ارزیابی تأثیرپذیری رژیم آبدهی چشمه‌های کارستی از رخداد خشکسالی مطالعۀ موردی‌: چشمه‌های کارستی حوضۀ رودخانۀ الوند

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 استادیار ژئومورفولوژی بخش جغرافیا، دانشگاه شیراز، شیراز، ایران

2 دانش‌آموختۀ دکتری ژئومورفولوژی، دانشکدۀ جغرافیا، دانشگاه تهران، تهران، ایران

3 کارشناس ارشد ژئومورفولوژی، دانشگاه طبرستان، چالوس، چالوس، ایران

4 کارشناس ارشد اقلیم‌شناسی، دانشگاه آزاد علوم تحقیقات تهران، تهران، ایران

5 کارشناس ارشد اقلیم‌شناسی، دانشکدۀ جغرافیا، دانشگاه تهران، تهران، ایران

چکیده

آبخوان­های کارستی از مهم‌ترین منابع تأمین آب مورد نیاز برای شرب و کشاورزی در استان کرمانشاه است. وقوع خشکسالی­های دو دهۀ گذشته، سبب کاهش شدید میزان آبدهی این آبخوان­ها شده است و این امر تأثیر زیادی بر جوامع انسانی منطقه داشته است. هدف از این پژوهش ارزیابی تأثیر‌پذیری رژیم آبدهی و همچنین شناخت روند رژیم آبدهی چشمه­های کارستی حوضۀ رودخانۀ الوند از رخداد خشکسالی در طول چندین دهۀ گذشته است. آمار ماهانۀ بارش و دبی ایستگاه­های باران‌سنجی و هیدرومتری، داده­های اصلی پژوهش هستند و بر اساس مشابه‌بودن شرایط اقلیمی، ویژگی­های زمین­شناسی و ژئومورفولوژی کارست سه چشمۀ سرابگرم، ماراب و ورده­ناو به‌عنوان چشمه­های شاخص انتخاب شدند. از شاخص SPI برای تحلیل خشکسالی­ها و از روش­های آماری استانداردسازی دبی و بارش، RAPS، محاسبۀ شاخص و تعیین خشکسالی هیدرولوژیکی و ارتباط آن با خشکسالی هواشناسی برای ارزیابی و برآورد تأثیرپذیری رژیم آبدهی چشمه‌ها از رخداد خشکسالی ‌استفاده شد‌. نتایج پژوهش نشان داد، هر سه چشمه به کاهش بارش حساس است؛ اما زمان واکنش به کاهش بارش در سه چشمه یکسان نیست؛ همچنین تأخیر زمانی بین رخداد خشکسالی هواشناسی با کاهش آبدهی چشمه­ها وجود دارد و از 1377 تا 1389 روند نزولی در رژیم آبدهی چشمه­ها مشاهده می­شود. تأثیرپذیری آبدهی چشمه­ها از خشکسالی به توسعه­یافتگی سیستم­های کارستی، حجم ذخیرۀ دینامیکی (اثر حافظه) آبخوان، مدت و شدت خشکسالی بستگی دارد و رخداد دو دورۀ خشک شدید، اثر حافظه آبخوان­ها را تعدیل کرده و باعث شده است که از سال 1378 تا 1389 خشکسالی هیدرولوژیکی ملایمی در رژیم آبدهی چشمه­ها غلبه داشته باشد. 

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

The Evaluation of Discharge Regime Impressibility of Karstic Springs from Drought Occurrence (Case Study: Karstic Springs of Alvand River Basin)

نویسندگان [English]

  • saeed negahban 1
  • sajjad bagheri 2
  • zeynab payandeh 3
  • sirus naderi 4
  • peyman shiravand 5
1 Assistant Professor of Geomorphology, Department of Geography, Shiraz University, Shiraz, Iran
2 Ph.D. student of geomorphology, Faculty of Geography, University of Tehran, Tehran, Iran
3 Master of Geomorphology, Tabarestan University, Chalous, Chalus, Iran
4 Master of Science in Climatology, Azad University of Science Researches, Tehran, Iran
5 Master of Science in Climatology, Faculty of Geography, University of Tehran, Tehran, Iran
چکیده [English]

EXTENDED ABSTRACT
Introduction
Drought occurrence as an anomaly of the atmosphere rooted in change of climate lead to the imbalance between supply and demand for water, as well as social, economic and environmental consequences (Zhang et al, 2012: 482). The lack of rainfall in one area for a long period of time is known as meteorological drought and this lack of water in the hydrological cycle causes different types of drought (Fiorillo and Guadagno, 2010: 1868). Karstic systems respond to drought is controlled by the rate of the development of karstic systems. Sarabgarm, Vardanaw and Marab springs with a total discharge of more than 80 million liters of cubic meters supply water needed for drinking and agriculture for the societies around them and have a fundamental role in sustaining the human life in the area. Thus, understanding the influence of drought on these springs is essential for the management of karstic water resources in the region. The purpose of this study is to evaluate the impressibility of discharge regime of karstic springs of Sarabgarm, Marab, and Vardanaw from drought occurrence.

Methodology
According to the purpose of the study, the three springs of Sarabgarm, Vardanaw and Marab having the same climatic conditions were selected. To identify the drought occurrence in the area SPI index was used. To assess the influence of the springs’ Discharge of fluctuations in rainfall and drought occurrence, comparing of standard annual precipitation and annual standard Discharge was used. Analysis of springs’ Discharge and the precipitation were done by the statistical method, RAPS. Also to evaluate the impact of rainfall on the discharge regime of springs the standardized average annual precipitation rate was calculated first, and then using equation (6) the impressibility of the discharge regime of springs was clarified by drought occurrence. By comparing the rate of annual average standard SPI index at different time scales of 12, 24 and 48 months, the impact of meteorological drought on hydrological drought occurrence in the springs was evaluated.

Discussion
Comparing the annual rainfall and the standard rate shows that discharge of three springs is sensitive to reduced rainfall, but time reaction to rainfall fluctuations in all three springs are not the same.
Evaluation of time series of RAPS, Piran rain gauge station and springs under investigation indicates a generally increasing trend from 1983 to 1997 and a decreasing trend from 1998 to 2010. This trend is a result of occurrence of long-term periods of decreasing rainfall in the region.
In the short-term fluctuations in rainfall, impressibility of discharge of Marab and Vardanaw is more than Sarabgarm, and in the long-term precipitation fluctuations, due to the influence of aquifer aquifer memory, Sarabgarm reacts to the occurrence of precipitation fluctuations in the previous years with much delay, while the other two springs have less time delays.
The reflect of meteorological drought on hydrological drought in karstic systems of Alvand River basin is mostly a gentle and long-term drought and gentle and the reaction of Marab and Vardanaw is different from the reaction of Sarabgarm. The differences in response to meteorological drought depend on the effect of the memory of karstic aquifers.

Conclusion
Drought occurrence as an anomaly of the atmosphere rooted in change of climate lead to the imbalance between supply and demand for water, as well as social, economic and environmental consequences (Zhang et al, 2012: 482). The lack of rainfall in one area for a long period of time is known as meteorological drought and this lack of water in the hydrological cycle causes different types of drought (Fiorillo and Guadagno, 2010: 1868). Karstic systems respond to drought is controlled by the rate of the development of karstic systems. Sarabgarm, Vardanaw and Marab springs with a total discharge of more than 80 million liters of cubic meters supply water needed for drinking and agriculture for the societies around them and have a fundamental role in sustaining the human life in the area. Thus, understanding the influence of drought on these springs is essential for the management of karstic water resources in the region. The purpose of this study is to evaluate the impressibility of discharge regime of karstic springs of Sarabgarm, Marab, and Vardanaw from drought occurrence. According to the purpose of the study, the three springs of Sarabgarm, Vardanaw and Marab having the same climatic conditions were selected. To identify the drought occurrence in the area SPI index was used. The results of the study showed that Karstic springs under the study were influenced by fluctuations in rainfall and from 1998 they are in a downward discharge trend. Due to memory effect of aquifer, meteorological drought occurrence and its impact on hydrological drought in the springs are not equal and impressibility of Sarabgarm has been less than the two other springs. Impressibility of these springs from fluctuations in rainfall depends on development of Karstic systems, memory effect of aquifer and the duration of precipitation fluctuations and severity of the occurrence. The occurrence of severe dry periods (1997-1998 to 2000-2001 and 2005-2006 to 2009-2010) largely modifies the memory effect of aquifer and cause the predominance of mild hydrological drought in the period of 1999 to 2010.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Drought
  • Karstic springs
  • Discharge regime
  • RAPS
  • Alvand River Basin

مقدمه

خشکسالی از اصلی­ترین و قدیمی­ترین بلایاهای طبیعی است که انسان از دیرباز با آن آشنا بوده است (فرج‌زاده؛1384،5) و از مهمترین بلایای‌ طبیعی است که با وقوع آرام و تدریجی­اش، بر هر اقلیمی‌ تأثیر می‌گذارد و بر ابعاد مختلف زندگی بشر نیز تأثیرگذار است (حسن­زاده و همکاران؛2،1391). خشکسالی‌ فاجعه‌ای زیست‌محیطی شناخته شده است (میشرا و سینگ[1]؛210،203) و به یک دورۀ زمانی تسلط آب و هوای خشک غیرعادی گفته می‌شود که باعث عدم تعادل بین عرضه و تقاضای‌ آب شده است و تأثیرات اجتماعی، اقتصادی و زیست‌محیطی را به‌دنبال دارد (زانگ و همکاران[2] ؛2012،482).

کمبود بارش در یک منطقه برای دوره­های زمانی طولانی‌مدت به‌عنوان خشکسالی هواشناسی شناخته می­شود.‌ این کمبود آب در چرخۀ هیدرولوژیکی منتشر می‌شود‌ و انواع مختلف خشکسالی را ایجاد می­کند (فیوریلو وگادانگو[3]؛،2010؛1868). بروز خشکسالی و کاهش بارش بر منابع آب و کشاورزی در هر منطقه تأثیرگذار است (خوش‌اخلاق و همکاران،‌20:1389). تغییرپذیری منابع آب زیرزمینی از تغییرات اقلیمی ناشی از فرایندهای هیدرولوژیکی مانند بارش، تبخیر و تعرق و تعامل با آب سطحی انجام می­گیرد (چن و همکاران[4]؛2004،45). تالاکسن و وان‌لانین[5] (2004) معتقدند، اگر تغذیۀ آب­های زیرزمینی و جریان­های سطحی با تأثیر از خشکسالی کاهش یابند، خشکسالی هیدرولوژیکی رخ می­دهد.

مهم‌ترین کار در زمینۀ ایجاد یا توسعۀ شاخص برای تعریف خشکسالی هیدرولوژیکی، ایجاد آستانه­هایی از متغیرهای هیدرولوژیکی برای بارش، دبی رودخانه، دبی چشمه، سطح آب زیرزمینی و سطح دریاچه است که پس از تعریف این آستانه می­توان آغاز، شدت، مدت و پایان خشکسالی هیدرولوژیکی را تعریف کرد (فیوریلو وگادانگو،2012؛2274).

آبخوان­های کارستی مثل مخازن بزرگ طبیعی بارندگی عمل می‌کنند و دبی چشمه­های کارستی منعکس‌کنندۀ دوره­های خشک، تر و تغییرات درازمدت بارشی هستند (اسمیت و هنت[6]؛ 2010،613). دبی آبخوان­های کارستی از اقلیم، ویژگی­های زمین­شناسی و ژئومورفولوژی کارست تأثیر می­پذیرد (فیوریلو[7] ؛290،2009) و واکنش سیستم­های کارستی به نوسانات بارش با میزان توسعه­یافتگی سیستم کارستی کنترل می‌شود و بر این اساس‌ سیستم­های کارستی‌ در دو دستۀ سیستم­های مجرایی و افشان طبقه­بندی می‌شوند. در سیستم­های با سامانه مجرایی، واکنش به بارش در زمان کوتاه رخ می‌دهد، اما در سیستم­های افشان، زمان واکنش به نوسانات بارش طولانی­تر است.

امروزه نیاز به تأمین آب، برای رفع نیاز جوامع انسانی و زیست‌بوم‌‌‌­های طبیعی به‌طور فزاینده­ای در سطح جهان اهمیت یافته است (گوند و همکاران[8]؛2011،24). آبخوان­های کارستی در مناطق نیمه‌خشک در برابر تغییرات اقلیمی بسیار آسیب­پذیر هستند، بنابراین ارزیابی کمّی و کیفی منابع آب کارست و حفاظت از آنها در طی دو دهۀ گذشته در فهرست اولویت­های اصلی بسیاری از جوامع قرار گرفته است (پاول و همکاران[9]؛479،2007).

در منطقۀ نیمه‌خشک غرب ایران، چشمه­های کارستی، منبع تأمین آب جوامع انسانی هستند و در طول دو دهۀ گذشته این آبخوان­ها،‌ از افزایش دوره‌های خشکسالی و همچنین آلودگی­های ناشی از فعالیت­های انسانی تأثیر گرفته­اند. چشمه­های منتخب سرابگرم، ماراب و ورده­ناو با مجموع آبدهی بیش از 80 میلیون مترمکعب تأمین‌کنندۀ آب شرب و کشاورزی جوامع انسانی اطراف خود هستند و نقش اساسی در تداوم حیات انسانی را در منطقه دا‌رند؛ بنابراین شناخت تأثیرپذیری این چشمه­ها از رخداد خشکسالی­ها برای مدیریت منابع آب کارست در منطقه امری لازم و ضروری است. هدف از این پژوهش ارزیابی تأثیر‌پذیری رژیم آبدهی چشمه­های کارستی سرابگرم، ماراب و ورده‌ناو از رخداد خشکسالی است. در زمینۀ بررسی تأثیر خشکسالی‌ها بر منابع آب کارست، پژوهش‌های متعددی در سطح جهان و تا حدودی ایران انجام شده است که در این زمینه می­توان به موارد زیر اشاره کرد‌:

اورهوا[10] (2004) با بررسی خشکسالی بلندمدت طی دورۀ‌ آماری 1982-1994 در بلغارستان مشخص کرد، آبدهی چشمه‌های کارستی در آبخوان‌های کارستی انتخابی کاهش قابل توجهی داشته است و این منابع در مقابل خشکسالی‌ها آسیب‌پذیر هستند. ما و همکاران[11] (2004) در پژوهشی به ارزیابی واکنش چشمه کارستی شنتو[12] در شمال چین پرداختند و با استفاده از روش تجزیۀ فصلی در بازۀ زمانی 1958 تا 1998 نشان دادند‌ کاهش شدید دبی در چندین دهۀ گذشته به علت کاهش بارش در منطقه بوده است.

فیوریلو و همکاران (2007) به تجزیه و تحلیل آبدهی چشمه­های کارستی در منطقۀ ناپل ایتالیا با استفاده از روش­های آماری و سری زمانی پرداختند. آنها بیان کردند ‌کاهش تغذیه به‌علت کاهش بارش سبب کاهش دبی شده است. فیوریلو (2009) به بررسی هیدروگراف چشمه‌ها به‌عنوان یک شاخص خشکسالی در مناطق کارستی جنوب ایتالیا پرداخت. نتایج نشان داد رخداد خشکسالی هواشناسی منجر به خشکسالی هیدرولوژیکی در یک سال بعد می­شود.

فیوریلو و همکاران (2010) در بررسی ارتباط بین دبی چشمه­های کارستی و بارش با استفاده از روش ارتباط متقابل نشان دادند ارتباط قوی بین کاهش بارش و کاهش دبی وجود دارد.‌ فیوریلو و همکاران (2010) در ارزیابی ارتباط دوره­های خشک با دبی چشمه­ها با استفاده از شاخص SPI در جنوب ایتالیا اظهار داشتند هنگامی که میزان SPI12‌ماهه 1- باشد، کاهش دبی رخ می‌دهد و هنگامی که این میزان به 5/1- برسد، هیدروگراف بدون نقطۀ اوج مشخص است.‌

فیوریلو و همکاران (2012) سری زمانی طولانی‌مدت دبی چشمه را در ارتباط با خشکسالی در چشمه­های کارستی جنوب ایتالیا مطالعه کردند. آنها با استفاده از شاخص SPIو شاخص‌های آماری نشان دادند‌ به‌علت وجود حافظه آبخوان، خشکسالی هیدرولوژیکی با تأخیر زمانی نسبت به خشکسالی هواشناسی رخ می­دهد.

عابدینی (1389) به بررسی ارتباط خشکسالی و منابع آب کارستی در حوضۀ مهارلوپرداخت. نتایج وی نشان داد نوسانات سطح ایستایی و آبدهی چشمه در آبخوان‌های کارستی مورد مطالعه، مستقل از خشکسالی‌های کوتاه‌مدت‌ و رفتار این آبخوان‌ها بیشتر متأثر از رخداد خشکسالی‌های بلندمدت‌ است.

 

موقعیت منطقۀ مورد مطالعه

حوضۀ کارستی رودخانه الوند در زون زاگرس چین‌خورده در غرب استان کرمانشاه واقع شده است (شکل1) و از نظر تقسیمات سیاسی بخش­هایی از شهرستان­های گیلانغرب، سرپل­ذهاب، دالاهو و قصرشیرین را در بر می‌گیرد. رخنمون سازندهای کربناته آسماری، آسماری- شهبازان و ایلام و فراهم‌بودن سایر شرایط مؤثر در فرایند کارست­زایی، باعث شکل­گیری ژئومورفولوژی کارست توسعه­یافته در ارتفاعات منطقه و درنتیجه سبب شکل­گیری آبخوان­های کارستی و سراب­های متعدد در این حوضه شده است.

بر اساس آمار 45 سال ایستگاه پیران، ماه­های بهمن و اسفند با 95 و 92 میلیمتر بارش مرطوب‌ترین و ماه‌های تیر و مرداد بدون‌ بارش هستند. به‌علت زمستانه‌بودن بارش منطقه، درصد قابل توجهی از بارش در ارتفاعات بالای 1500 متری به‌صورت برف نازل می‌شود که این امر تأثیر قابل توجهی بر سیکل هیدرولوژیکی چشمه­ها دارد. جدول (1) ویژگی­های بارش­ 45‌ساله ایستگاه­ پیران و جدول (2) ویژگی­های هیدرولوژیکی چشمه­های مورد بررسی را در دورۀ آماری مورد مطالعه نشان می­دهند. حداکثر و حداقل دبی چشمه­های سراب گرم و ورده‌ناو در ماه­های اسفند و مهر و در چشمه ماراب، در فروردین و مهر رخ می­دهد.

 

شکل 1- موقعیت منطقۀ مورد مطالعه

 

جدول‌ 1- ویژگی­های بارش ایستگاه­ پیران

چشمه

دبی میانگین

دبی حداکثر

دبی حداقل

ضریب تغییرات

سرابگرم

1827

2805

616

19/1

ورده‌ناو

132

276

58

65/1

ماراب

690

2678

247

52/3

 

جدول 2- ویژگی­های هیدرولوژیکی چشمه‌های مورد مطالعه

ایستگاه

بارش میانگین

بارش حداکثر

بارش حداقل

میانگین دما

پیران

519

857

195

8/19

مواد و روش­ها

با توجه به هدف پژوهش، ابتدا سه چشمۀ سرابگرم، ورده­ناو و ماراب که از نظر اقلیمی‌ شرایط مشابهی دارند و در یک منطقه واقع شده­اند، به‌عنوان چشمه‌های شاخص انتخاب شدند. به‌منظور پایش خشکسالی­های رخ‌داده در ایستگاه باران­سنجی پیران در بازۀ زمانی 45‌ساله، از شاخص SPI استفاده شد. برای ارزیابی تأثیرپذیری دبی چشمه­ها از نوسانات بارشی و رخداد خشکسالی­ها از مقایسۀ بارش سالانۀ استاندارد‌شده (معادلۀ 1) و دبی سالانه استاندارد‌شده (معادلۀ 2) استفاده شد. تحلیل روند دبی چشمه‌ها و بارش منطقه با استفاده از روش آماری RAPS[13] یا مجموع جزئی تعدیل‌یافته (معادلۀ 3) انجام شد. برای ارزیابی تأثیر بارش بر رژیم آبدهی چشمه­ها نیز ابتدا میانگین استاندارد‌شدۀ متوسط سالانۀ دبی و بارش (معادلۀ 4 و 5) محاسبه و سپس با استفاده از معادلۀ (6‌) تأثیرپذیری رژیم آبدهی چشمه‌ها از رخداد خشکسالی مشخص شد. با مقایسۀ دبی میانگین سالانۀ استاندارد‌شده با شاخص (SPI) در مقیاس­های زمانی مختلف 12، 24 و 48‌ماهه، تأثیر خشکسالی­های هواشناسی بر رخداد خشکسالی هیدرولوژیکی در چشمه­ها‌ ارزیابی شد. از داده­های بارش ماهانۀ ایستگاه باران­سنجی پیران در بازه زمانی 1390-1345 و دبی ماهانۀ ایستگاه‌های هیدرومتری چشمه سرابگرم در بازه زمانی (1390-1362) و چشمه­های ماراب و ورده­ناو در دوره زمانی (1390-1373) به‌عنوان داده‌های اصلی پژوهش بهره گرفته شد. محاسبات آماری و ترسیم نمودارهای مربوطه در محیط نرم‌افرازهای Minitab و Excel انجام شد.

 

یافته‌های پژوهش

شاخص SPI

 مکی و همکاران[14](1993) برای ارزیابی خشکسالی، شاخصSPI[15]را ارائه دادند. این شاخص به‌علت سادگی، استفاده از داده‌های قابل دسترس و قابلیت محاسبه برای مقیاس زمانی دلخواه، مناسب­ترین نمایه برای تحلیل خشکسالی و تحلیل مکانی آن است (هیس و همکاران[16]؛430،1999) و امکان مطالعۀ وضعیت منابع آب در دوره‌های کوتاه‌مدت و بلندمدت را که در کشاورزی، مطالعات جریان‌های سطحی و آبخوان‌های زیرزمینی دارای اهمیت است، فراهم می‌کند (وو و همکاران[17]؛747،2001). SPIاز اختلاف بارش و میانگین بارش نسبت به انحراف معیار بارش به‌دست می‌آید. این روش از طریق برازش توزیع احتمال مناسب بر سری مجموع بارش‌های ماهانه در بازۀ زمانی معین حاصل‌ و با تبدیل احتمالات تجمعی توزیع گاما به توزیع نرمال استاندارد محاسبه می‌شود که خشکسالی به‌عنوان SPI

 

جدول 3 - طبقات خشکسالی بر مبنای شاخص SPI (مک­کی و همکاران 1993)

SPIمقدار

طبقات خشکسالی

0 تا 99/0-

خشکسالی ملایم

-1 تا 49/1-

خشکسالی متوسط

5/1- تا 99/1-

خشکسالی شدید

کمتر از 2-

خشکسالی خیلی شدید

بررسی نمودار شاخص SPI سالانه (شکل2)‌ نشان می­دهد‌، دو دوره خشکسالی چهار‌ساله از سال آبی 77-1376 تا80-1379 و یک دورۀ پنج‌ساله از سال آبی 85-1384 تا 89-1388 در منطقۀ مورد مطالعه رخ داده است. دو دورۀ خشک مذکور از نظر تداوم و شدت در دورۀ آماری 45‌ساله بی­سابقه هستند. در فاصله‌ زمانی این دو دوره خشک (81-1380 تا 84-1383) بارش نرمال‌ بوده و ترسالی رخ نداده است.

 

شکل 2- نمودار SPI سالانۀ ایستگاه باران­سنجی پیران

 

ارزیابی اثر اقلیم بر دبی چشمه‌ها

هیدروگراف چشمه­های کارستی، منعکس‌کنندۀ میزان بارش تجمعی در طول یک سال آبی است (فیوریلیو؛2009) که در سال خشک، با تأثیر کاهش بارش، دبی نیز کاهش می­یابد. برای استانداردسازی مقادیر بارش سالانه Pi و دبی میانگین سالانه Qi از معادله‌های (1) و (2) استفاده شد:

معادلۀ (1)                               Ps =(Pi-µ)/σ

 معادلۀ (2)                            Qs =(Qi-µ)/σ

در این معادلات  Psبارش استاندارد‌شده،Qs  دبی استاندارد‌شده، µ میانگین و σ انحراف معیار سری زمانی بارش و دبی در دوره زمانی مورد نظر هستند. مقایسۀ بارش و دبی استاندارد‌شده سالانه (شکل3) نشان می­دهد، دبی هر سه چشمه به کاهش بارش حساس است، اما زمان واکنش به نوسانات بارشی در هر سه چشمه یکسان نیست. در چشمه سرابگرم کاهش بارش و رخداد خشکسالی در طی دوره زمانی 1367 تا 1371 منجر به کاهش دبی شده است، اما بر اثر رخداد خشکسالی سال‌های 1373 تا 1375 دبی استاندارد‌شده به زیر مقدار متوسط (‌صفر) نزول می‌کند. با وقوع ترسالی 76-1375 دبی افزایش یافته‌ و دوباره با رخداد دورۀ خشک اول، دبی استاندارد‌شده در سال 1379 به زیر مقدار متوسط رفته و کمترین مقدار آن نیز در سال 1388 رخ داده است. به‌‌علت کم‌شدن حجم ذخیرۀ دینامیکی (‌کاهش اثر حافظۀ آبخوان) میانگین دبی استاندارد‌شدۀ سالانۀ چشمه سرابگرم از سال 1380 تا 1389 به زیر میانگین افت می‌کند و به این دلیل این چشمه بیشترین تأثیرپذیری را از وقوع خشکسالی­ها داشته است. واکنش دبی به نوسانات بارش در چشمه سرابگرم همزمان نیست و دارای تأخیر زمانی قابل توجه (حدود‌ 24 ماه) نسبت به نوسانات بارش است. بر اثر رخداد ترسالی 76-1375 و افزایش بارش استاندارد، دبی استاندارد چشمه­های ماراب و ورده­ناو افزایش یافته است. با رخداد دو دورۀ خشک و کاهش بارش، دبی چشمه­ها کاهش می‌یابد و در سال 1378 پس از رخداد خشکسالی بسیار شدید، میزان دبی استاندارد چشمه‌های ماراب و ورده­ناو نیز به زیر مقدار متوسط کاهش نزول می‌کند. با نرمال‌شدن بارش­ها در سال‌های 1380 تا 1385 میزان دبی استاندارد‌شده چشمه‌های ماراب و ورده­ناو به بیشتر از میزان متوسط برمی‌گردد و دوباره بعد از رخداد خشکسالی خیلی شدید 87-1386، میزان دبی استاندارد به زیر مقدار متوسط نزول می‌کند و به کمترین میزان خود در طول دورۀ آماری می‌رسد. به‌علت کم‌بودن اثر حافظه آبخوان در این آبخوان­ها، واکنش دبی‌ تأخیر زمانی در حدود 12 ماه دارد و تأثیرات بلندمدت رخداد نوسانات بارشی در این چشمه‌ها کمتر از چشمه سرابگرام است.

 

شکل (3)- نمودار میانگین استاندارد‌شدۀ سالانۀ دبی و بارش

 

روندیابی بارش و دبی

روش RAPS یا مجموع جزئی تعدیل‌یافته، برای نمایان‌سازی روند و نوسانات آن در برابر زمان در سری­های زمانی را‌ گربریچت و فرناندز (1994) ابداع کردند و‌ فیوریلو وگادانگو (2010 و 2012) در چشمه‌های کارستی جنوب ایتالیا به‌کار گرفتند. روش RAPS برای هر سری زمانی به شرح زیر تعریف می‌شود:

(معادلۀ 3)‌:

 

 در این معادله میانگین نمونه­ها،انحراف معیار،تعداد مقادیر سری­زمانی ومقدار نهایی شمارنده جمع است. کاهش ارزش مجموع جزئی تعدیل‌یافته()نشان‌دهندۀ روند نزولی و افزایش آن نشان‌دهندۀ روند افزایشی است (فیوریلو و گادانگو؛2278،2012). ارزیابی سری زمانی RAPSدر ایستگاه باران­سنجی پیران و چشمه­های مورد مطالعه نشان‌دهندۀ (شکل4) وجود‌ روند افزایشی کلی از سال 1362 تا 1376 و‌ روند کاهشی از سال 1378 تا 1389 است. این روند در نتیجۀ رخداد دوره­های طولانی‌مدت کاهش بارش در منطقه است. در مقیاس زمانی چند‌ساله (شکل4)، چندین روند افزایشی و کاهشی در هر یک از چشمه­ها قابل مشاهده است که بیشتر تحت تأثیر ویژگی­های آبخوان و اثر حافظۀ آن است (جدول4). در ایستگاه باران‌سنجی پیران و چشمه سرابگرم، روندهای افزایشی 1 و کاهشی 1 همزمانی کامل دارد، اما در سایر روندها این همزمانی یکسان نیست. روندهای افزایشی و کاهشی در چشمه­های ماراب و  ورده‌ناو از نظر زمانی همزمان است، اما با ایستگاه پیران ‌ همزمانی کامل ندارند.

بررسی کلی نمودار RAPS نشان‌دهندۀ‌ روند افزایشی در دوره زمانی1377-1362 و ‌روند کاهشی در سال­های 1389-1378 است. همزمانی این دو دوره در هر سه چشمه و ایستگاه باران‌سنجی یکسان نیست که این امر مربوط به اثر حافظه آبخوان­ها و همچنین یکسان‌نبودن طول دورۀ آماری است. ‌به‌طورکلی، روند کاهشی کلی رخ‌داده در چشمه­ها و ایستگاه باران‌سنجی، کاملاً با دو دورۀ خشک (77-1376 تا80-1379) و (85-1384 تا 89-1388) ارتباط دارد و در واقع رخداد این دو دورۀ خشک، باعث ایجاد روند کاهشی در چشمه­ها شده است (شکل4).

 

 

شکل 4- نمودار روند‌یابی بارش و دبی چشمه‌ها در منطقۀ مورد مطالع

 

 

جدول 4- نوع روند و زمان رخداد آن در دبی چشمه­ها و بارش در منطقۀ مورد مطالعه

 

ایستگاه-چشمه

روند افزایشی 1

روند افزایشی 2

روند کاهشی 1

روند کاهشی 2

روند کاهشی 3

بدونِ روند

پیران

1362-1373

1375- 1377

1374-1376

1377-1381

1385-1389

1381-1385

سرابگرم

1362- 1373

1375- 1380

1374-1376

1380-1389

-

-

ماراب

1373- 1378

1383-1386

1378-1383

1389-1386

-

-

ورده ناو

1373- 1378

1383-1386

1378-1383

1389-1386

-

-

 

 

ارزیابی تأثیر بارش بر رژیم آبدهی چشمه‌ها

برای مقایسۀ بارش و رژیم آبدهی چشمه­ها، متوسط میانگین استاندارد‌شده دبی سالانۀ چشمه  و میانگین استاندارد‌شده بارش سالانه، برای هر سال با استفاده از معادلات (4 و 5) محاسبه شد:

معادلۀ 4 :                         ،

معادلۀ 5 :                          ،

در این معادلات  و  به‌ترتیب دبی و بارش استاندارد‌شده و   مقادیر در دسترس دبی و بارش برای هر سال است. به‌صورت یک فرض، اگر ارتباط کامل بین بارش سالانه و متوسط دبی سالانۀ چشمه وجود داشته باشد، اختلاف بین () باید صفر باشد (فیوریلو وگادانگو؛2278،2012) که در عمل به‌علت ذخیره‌سازی بارش در آبخوان کارستی و تأثیرپذیری دبی از بارش­های قدیمی­تر این اتفاق رخ نمی­دهد. برای ارزیابی میزان تأثیرپذیری دبی سالانه از بارش سالانه از معادلۀ 6 استفاده شده است:

معادلۀ 6 :                        

در چشمه سرابگرم، حداکثر ارزش () که نشان‌دهندۀ تأثیرپذیری دبی از بارش سالانه است، در سال 1362 و حداقل آن در سال 1389 رخ داده است. از سال 1362 تا 1377 ‌روندی نزولی در آبدهی چشمه مشاهده شده است، سپس، از سال 1377 تا 1380روند افزایشی‌ و از سال 1381 تا 1389 نیز روند کاهشی حاکم است. بررسی شکل (5) نشان می­دهد،‌ اثر حافظه آبخوان کارستی در تأثیر‌پذیری دبی از بارش نقش اساسی دارد و بعد از رخداد خشکسالی یا ترسالی اثر آن بر دبی دارای تأخیر زمانی است و در دورۀ خشک (1378 تا 1381) به علت حافظه آبخوان و تأثیر ترسالی 1377 میزان () افزایش یافته است. در دورۀ خشک (1385تا 1389)، به علت کم‌شدن تأثیر حافظه آبخوان، میزان () کاهش یافته است و در سال 1389 منفی می‌شود؛ بنابراین تأثیرپذیری دبی از بارش () در طی دو دورۀ خشک به‌علت کاهش تغذیه آبخوان کمتر شده است.

 

شکل 5-  نمودار مقادیر () در چشمه سرابگرم

در چشمه­های ماراب و ورده­ناو حداکثر و حداقل ارزش () به‌ترتیب در سال­های 1377 و 1389رخ داده است (شکل6). حداکثر ارزش ­() چشمه­ها منطبق بر ترسالی 1377‌ و نشان‌دهندۀ تأثیر افزایش بارش در میزان تغذیه آبخوان‌هاست. در چشمه ماراب، از سال 1373 تا 1377 ‌روند افزایشی رخ داده‌ است و همزمان با وقوع دورۀ خشک اول، میزان () کاهش یافته است. در دورۀ دوم خشک، مقدار ()کاهش شدید یافته‌ و در سال‌های 1388 و 1389 نیز مقادیر آن منفی شده است که‌ نشان‌دهندۀ تأثیر کاهش بارش بر تغذیۀ آبخوان­ها و در نتیجه کاهش دبی است. تشریح به‌کار رفته با کمی اختلاف برای چشمه ورده‌ناو قابل تعمیم است. در واقع تأثیرپذیری دبی از بارش در چشمه­های ماراب و ورده­ناو در نوسانات بارشی کوتاه‌مدت بیشتر از سرابگرم است. در نوسانات بارشی درازمدت، به‌علت تأثیرگذاری حافظه آبخوان، چشمه سرابگرم با تأخیر زمانی زیادی به رخداد نوسانات بارشی در سال­های قبل واکنش نشان داده است، در‌حالی‌که دو چشمۀ دیگر‌ تأخیر زمانی کمتری دارند. 

 

 

شکل 6-  نمودار مقادیر () در چشمه­های ماراب و ورده­ناو

 

ارزیابی ارتباط خشکسالی هواشناسی و خشکسالی هیدرولوژیکی چشمه­ها

فیوریلو وگادانگو (2012) معتقدند‌ دلیل اصلی خشکسالی هیدرولوژیکی در آب­های زیرزمینی، کاهش بارندگی تجمعی در طی یک دورۀ زمانی بلندمدت است. در سیستم­های کارستی، به‌علت حافظه آبخوان، کمبود بارش در مقیاس ماهانه نمود بارزی در آبدهی آبخوان­های کارستی ندارد. طبق پژوهش‌های پیترز و همکاران[18] (2003)، هیسدال و همکاران[19](2004)، نالبانتیس و تساکریس[20](2009) و فیوریلو وگادانگو (2010)، خشکسالی هواشناسی طولانی‌مدت باعث کاهش سطح پیزومتری و در نهایت کاهش دبی چشمه­ها‌ و منجر به رخداد خشکسالی هیدرولوژیکی می­شود. در این پژوهش برای بررسی ارتباط بین خشکسالی هواشناسی و هیدرولوژیکی از مقایسۀ نمایه SPIهای 12، 24 و 48‌ماهه و سری زمانی دبی میانگین استاندارد‌شده ماهانه استفاده شده است. در واقع تغییرات مشابه در دبی میانگین استاندارد‌شده ماهانه و نمایه SPIماهانه، امکان مقایسه مستقیم بین بارش و دبی ماهانه را امکان‌پذیر می‌سازد (فیوریلو و گادانگو، 2012: 2280). برای تعیین شدت خشکسالی­ها از تقسیم­بندی مک­کی و همکاران (2003) استفاده شده است (جدول3). بررسی شکل (7) نشان می‌دهد‌ اختلاف زمانی بین رخداد خشکسالی هواشناسی با خشکسالی هیدرولوژیکی وجود دارد و همچنین شدت خشکسالی هواشناسی با خشکسالی هیدرولوژیکی یکسان نیست. بازتاب خشکسالی­های هواشناسی در خشکسالی­های هیدرولوژیکی در سیستم­های کارستی حوضه رودخانه الوند، عمدتاً به‌صورت خشکسالی‌های ملایم طولانی‌مدت است و در این میان واکنش چشمه­های ماراب و ورده­ناو با واکنش چشمه سرابگرم تفاوت دارد. در چشمه­های ماراب و ورده­ناو، بعد از خشکسالی­های شدید و خیلی شدید 1378،1379 و خشکسالی­های متوسط 1380 و 1381 یک خشکسالی هیدرولوژیکی متوسط در سال1381رخ داده است، در حالی‌که بازتاب این خشکسالی­ها در چشمه سرابگرم به‌صورت خشکسالی هیدرولوژیکی ملایم است. طی رخداد خشکسالی­های متوسط، خیلی شدید، شدید و متوسط 1385 تا 1389، چشمه­های ماراب و ورده‌ناو دو خشکسالی خیلی شدید و شدید و دو خشکسالی متوسط را تجربه کرده­اند در حالی که در چشمه سرابگرم یک خشکسالی شدید و یک خشکسالی متوسط هیدرولوژیکی رخ داده است. در این دورۀ خشک، خشکسالی متوسط هیدرولوژیکی در هر سه چشمه غلبه دارد و در بازه زمانی 1377 تا 1389 به‌علت رخداد خشکسالی­های متعدد هواشناسی، خشکسالی‌های هیدرولوژیکی با شدت ملایم در چشمه­های کارستی غلبه داشته­اند. ‌اختلاف در واکنش به خشکسالی هواشناسی در چشمه­ها، به اثر حافظه آبخوان کارستی بستگی دارد.

 

 

شکل 7- نمودار مقایسۀ دبی استاندارد‌شده چشمه‌ها و شاخص SPI

 

 

بحث و نتیجه‌گیری

تأثیرپذیری رژیم آبدهی چشمه­های کارستی از نوسانات بارشی، تحت تأثیر عوامل مختلفی همچون ویژگی­های آبخوان و میزان حافظۀ آن، ویژگی­های ژئومورفولوژی کارست حوضۀ تغذیه­کنندۀ آبخوان، ویژگی­های اقلیمی همچون میزان نوسان بارش، زمان کاهش بارش در سال آبی، نوع بارش، میزان تبخیر و دما و ویژگی­های محیطی همچون پوشش گیاهی و خاک بستگی دارد. نوسان شدید در میزان بارش همچون رخداد خشکسالی و ترسالی­های شدید‌ و وقوع دوره­های خشک و تر طولانی‌مدت، تأثیر زیادی بر دبی آبخوان­های کارستی دارد و تأثیرات دیگر عوامل مؤثر را کاهش می­دهند. مقایسۀ دبی و بارش میانگین استاندارد‌شدۀ سالانه نشان می­دهد‌ هر سه چشمه به کاهش بارش حساس بوده است، اما زمان واکنش به کاهش بارش در سه چشمه یکسان نیست. چشمه سرابگرم به‌علت حجم ذخیرۀ دینامیکی بالا و اثر حافظه زیاد آبخوان در مقابل نوسانات یک سال بارش پایدار است. روندیابی بارش و دبی ایستگاه باران­سنجی پیران و چشمه­های مورد مطالعه با استفاده از روش RAPS نشان دهندۀ وجود ‌روند افزایشی کلی از سال 1362 تا 1376 و ‌روند کاهشی از سال 1377 تا 1389، در نتیجه رخداد دوره­های طولانی‌مدت کاهش بارش در منطقه است. وجود روندهای مختلف در مقیاس زمانی کوتاه‌مدت در چشمه­ها تحت تأثیر ویژگی­های آبخوان و اثر حافظۀ آن از رخداد نوسانات بارشی کوتاه‌مدت هستند. به این دلیل، بین رخداد روندها در بارش و دبی چشمه­ها اختلاف زمانی وجود دارد و ‌از سال 1377 به بعد چشمه­ها دارای روند کاهشی هستند. ارزیابی ارزش () در چشمه­های مورد مطالعه نشان‌دهندۀ روند کاهشی است که این امر به معنی کاهش تغذیۀ آبخوان­ها بر اثر رخداد خشکسالی است و در نتیجه دبی بر اثر رخداد خشکسالی کاهش می­یابد. چشمه سرابگرم به‌علت حجم ذخیرۀ دینامیکی بالا و در نتیجه اثر حافظه قوی در مقابل نوسانات بارشی کوتاه‌مدت پایدارتر و دارای زمان تأخیر طولانی نسبت به نوسان بارش است. در چشمه­های مورد مطالعه، اختلاف زمانی بین رخداد خشکسالی هواشناسی با خشکسالی هیدرولوژیکی وجود دارد و همچنین شدت آنها یکسان نبوده است و بازتاب خشکسالی­های هواشناسی در خشکسالی­های هیدرولوژیکی عمدتاً به‌صورت خشکسالی­های ملایم طولانی‌مدت است. به‌علت حجم ذخیرۀ دینامیکی (اثر حافظه آبخوان)، رخداد خشکسالی هواشناسی و تأثیر آن در وقوع خشکسالی هیدرولوژیکی در چشمه­های مورد مطالعه یکسان نیست و تأثیرپذیری چشمه سرابگرم کمتر از دو چشمۀ دیگر است؛ زیرا حجم ذخیرۀ دینامیکی چشمه سرابگرم بیشتر از دو چشمۀ دیگر است. در نهایت  اینکه، چشمه­های کارستی مورد مطالعه‌، از‌ نوسانات بارشی تأثیر می‌پذیرد و از 1377 به بعد‌ روند آبدهی نزولی است. تأثیرپذیری این چشمه­ها از نوسانات بارشی به توسعه‌یافتگی سیستم‌های کارستی، اثر حافظه آبخوان و مدت و شدت رخداد نوسانات بارشی بستگی دارد. رخداد دو دورۀ خشک شدید (77-1376 تا 80-1379 و 85-1384 تا 89-1388) تا حد زیادی اثر حافظه آبخوان را تعدیل می‌کند و باعث غلبۀ خشکسالی هیدرولوژیکی ملایم در چشمه­ها در بازۀ زمانی 1378 تا 1389 شده است.



[1] - Mishra and Singh ,2010

[2] - Zang et al,2011

[3] - Fiorillo, Guadagno, 2010

[4] - Chen et al, 2004

[5] - Tallaksen and Van Lanen 2004

[6] - Smith and Hunt, 2010

[7] - Fiorillo, 2009

[8] - Gondwe et al (2011)

[9] - Paul et al, 2007

[10] - Orehova

[11]  -Ma et al

[12] - Shentou

[13]- Rescaledadjusted partial sums

[14] - Mckee et al,1993

[15] - Standardized Precipitation Index

[16] - Hayes et al., 1999

[17] - Wu et al, 2001

[18] - Peters et al. 2003

[19] - Hisdal et al. 2004

[20] - Nalbantis and Tsakiris, 2009

فرج‌زاده، منوچهر، (1384). خشکسالی از مفهوم تا راهکار. انتشارات سازمان جغرافیایی نیروهای مسلح، تهران.
حسن‌زاده، ی.، لطف‌الهی یقین، م. ع.، شاهوردی، س.، فرزین، س.، فرزین، ن، (1391). نویززدایی و پیش‌بینی سری زمانی بر پایه الگوریتم موجک و نظریه آشوب (مطالعۀ موردی: شاخص پایش خشکسالی SPI شهر تبریز)، تحقیقات منابع آب ایران، شمارۀ 3، صص 13-1.
خوش‌اخلاق، فرامرز.، رنجبر، فیروز.، طولابی، سوسن.، مقبل، معصومه.، معصومپور سماکوش، جعفر، (1389). بررسی خشکسالی در سال آبی 1386-87 و اثرات آن بر منابع آب کشاورزی (نمونۀ موردی: شهرستان مرودشت)، مجلۀ جغرافیا، شمارۀ 24، صص 136-119.
عابدینی، م. ح، (1389). ارتباط خشکسالیو منابع آب کارستی (‌مطالعۀ موردی‌: حوضۀ کارستی مهارلو)، پایان‌نامۀ کارشناسی ارشد دانشکدۀ جغرافیا، به‌راهنمایی دکتر قاسم عزیزی، دانشگاه تهران.
Chen, Z., Grasby, S.E., Osadetz, K.G., 2004, Relation between climate variability and groundwater levels in the upper carbonate aquifer, southern Manitoba, Canada, Journal of Hydrology, No. 290, 43–62.
1)     Fiorillo, F., 2009, Spring Hydrographs as Indicators of Droughts in a Karst Environment, Journal of Hydrology, Vol. 373, No. 3-4, pp. 290-301
Fiorillo, F., 2009, Spring hydrographs as indicators of droughts in a karst environment, Journal of Hydrology, Vol. 373, No. 3, pp. 290-301.
Fiorillo, F., Guadagno, F. M., 2010, Karst spring discharges analysis in relation to drought periods, using the SPI, Water Resources Management, Vol. 24, No. 9, pp. 1867-1884.
Fiorillo, F., Guadagno, F. M., 2012, Long karst spring discharge time series and droughts occurrence in Southern Italy, Environmental Earth Sciences, Vol. 65, No. 8, pp.2273-2283.
Fiorillo, F., Esposito, L., Guadagno, F. M., 2007, Analyses and forecast of water resources in an ultra-centenarian spring discharge series from Serino (southern Italy), Journal of Hydrology, Vol. 336, No. 1, pp. 125-138.
Garbrecht, J., Fernandez, G. P., 1994, Visualization of Trends And Fluctuations In Climatic Records1, JAWRA Journal of The American Water Resources Association, Vol. 30, No. 2, pp. 297-306.
Gondwe, B., Alonso, G., Gottwein,G., 2011, The influence of conceptual model uncertainty on management decisions for a groundwater-dependent ecosystem in karst, Journal of Hydrology, Vol. 400, pp. 24–40.
Hayes, M. J., Svoboda, M. D., Wilhite, D. A., Vanyarkho, O. V., 1999, Monitoring the 1996 drought using the standardized precipitation index, Bulletin of the American Meteorological Society, Vol. 80, No. 3, pp. 429-438.
Hisdal, H., Tallaksen, L.M., Clausen, B., Peters, E., Gustard, A., 2004, Hydrological drougth characteristics, In: Tallaksen LM and Van
Tallaksen, L,M., Van Lanen, H, A (eds) Hydrological drought: processes and estimation methods for stream flow and groundwater, Elsevier, pp. 139–198.
Ma, T., Wang, Y., Guo, Q., 2004, Response of carbonate aquifer to climate change in northern China: a case study at the Shentou karst springs, Journal of hydrology, Vol. 297, No. 1, pp. 274-284.
McKee, T. B., Doesken, N. J., Kleist, J., 1993, The relationship of drought frequency and duration to time scales, In Proceedings of the 8th Conference on Applied Climatology (Vol. 17, No. 22, pp. 179-183). Boston, MA: American Meteorological Society.
Mishra, A. K., Singh, V. P., 2010, A review of drought concepts, Journal of Hydrology, Vol. 391, No. 1, pp. 202-216.
Nalbantis, I., Tsakiris, G., 2009, Assessment of hydrological drought revisited, Water resources management, Vol. 23, No. 5, pp. 881-897.
Paul Novel, J., Dimadi, A., Zervopoulou, A., Bakalowicz, M., 2007, The Aggitis karst system, Eastern Macedonia,Greece: Hydrologic functioning and development of the karst structure, Journal of Hydrology, Vol. 334, pp. 477– 492.
Peters, E., Torfs, P. J. J. F., Van Lanen, H. A. J., Bier, G., 2003, Propagation of drought through groundwater—a new approach using linear reservoir theory, Hydrological processes, Vol. 17, No. 15, pp. 3023-3040.
Smith, B.A, Hunt, B.B., 2010, A comparison of the 1950s drought of record and the 2009 drought, Barton Springs segment of the Edwards Aquifer, Central Texas, Gulf Coast Assoc Geol Soc Trans, VOL. 60: pp. 611–622
Tallaksen, L.M., Van Lanen, H.L.J., 2004, Drought as a natural hazard. In: (eds) Hydrological drought: processes and estimation methods for stream flow and groundwater, Elsevier, , 579 pp.
Wu, H., Hayes, M. J., Weiss, A., Hu, Q., 2001. An evaluation of the Standardized Precipitation Index, the China‐Z Index and the statistical Z‐Score, International journal of climatology, Vol. 21, No. 6, pp. 745-758.
Zhang, Q., Li, J., Singh, V. P., Bai, Y., 2012, SPI-based evaluation of drought events in Xinjiang, China, Natural hazards, Vol. 64, No. 1, pp. 481-492.
Orehova, T., 2004, Comparative Estimate of Resistance to Drought for Selected Karstic Aquifers in Bulgaria, International Journal of Speleology, Vol. 33, No. 1-4, pp.73-79.