Chương Giáng thủy 2.1 Mở đầu khái niệm Giáng thủy nhân tố quan trọng điều hòa chế độ thủy văn vùng Nó nguồn cung cấp nước chủ yếu cho bề mặt Trái đất kiến thức phân bố mưa theo không gian thời gian cần thiết ®Ĩ hiĨu ®­ỵc sù trao ®ỉi Èm ®Êt, trao đổi nước ngầm dòng chảy sông ngòi Số liệu giáng thủy thu thập dễ dàng hơn, nhiều vị trí có thời gian dài thành phần khác vòng tuần hoàn nước số nơi giới, số liệu giáng thủy số liệu thủy văn trực tiếp đo đạc Do việc nghiên cứu giáng thủy có tầm quan trọng đặc biệt nhà thủy văn học chương tập trung vào hình thành phân bố vấn đề liên quan trực tiếp đến nhà thủy văn học Những kiến thức chi tiết cấu hình thành giáng thủy thuộc lĩnh vực nghiên cứu nhà khí tượng khí hậu học Người đọc tham khảo thêm tài liệu chuẩn khí tượng, khí hậu Các nhà khí tượng quan tâm đến việc phân tích giải thích chế tác động đến phân bố giáng thủy, mà không quan tâm đến vấn đề giáng thủy rơi xuống mặt đất Còn nhà thủy văn học quan tâm đến nó, phân bố, tổng lượng giáng thủy, đâu giáng thủy xuất Do đó, hướng nghiên cứu giáng thủy thủy văn học liên quan tới loại giáng thủy, biến đổi theo không gian thêi gian cđa nã, viƯc hiĨu vµ sư dơng chÝnh xác số liệu đo đạc Giáng thủy xuất số dạng khác biệt đơn giản chúng dạng rắn lỏng Giáng thủy lỏng bao gồm chủ yếu mưa rào mưa phùn (có kích thước hạt nhỏ cường độ yếu mưa rào) Ngược lại với giáng thủy lỏng đóng vai trò trực tiếp chuyển động nước vòng tuần hoàn, giáng thủy rắn bao gồm chủ yếu tuyết tồn bề mặt đất khoảng thời gian đáng kể nhiệt độ tăng đủ lớn làm tan Vì lí mà giáng thủy rắn, đặc biệt tuyết, trình bày riêng mục 2.7 Mưa đá dạng giáng thủy đặc biệt rơi xuống mặt đất dạng rắn thường tan nhanh ®iỊu kiƯn nhiƯt ®é thóc ®Èy sù tan ch¶y ®ã nã cã xu h­íng t¸c ®éng ®Õn chÕ ®é thủy văn trận mưa nặng hạt Một số dạng khác giáng thủy quan trọng với tõng khu vùc VÝ dô, ë mét sè khu vùc nửa khô hạn, nguồn ẩm sương tạo thành không khí bị lạnh đêm vùng ven biển vùng núi, giọt nước nhỏ đám mây thấp hay sương mù đọng lại cỏ bề mặt khác Trong thực tế, không hoàn toàn thuật ngữ giáng thủy mưa 24 thường dùng tïy tiƯn vµ cã thĨ thay thÕ cho hay tất dạng chúng 2.1.1 Hơi nước Dù không khí có khô đến đâu nữa, chứa ẩm dạng phân tử nước Một phân tử nước phân tử khí nhiệt độ tới hạn dễ dàng ngưng tụ hóa lỏng có thay đổi tương đối nhỏ nhiệt độ áp suất Lượng nước không khí luôn biến đổi theo thời gian biểu diễn sức trương nước - áp suất riêng phần nước Đây phần nhỏ toàn áp suất không khÝ, th­êng b»ng 2.5 hPa ¸p suÊt khÝ khoảng 985 hPa (Trenberth, 1992) Không khí giữ lượng tối đa nước trước bÃo hòa lượng nước tăng theo quy luật hàm logarit với tăng nhiệt độ Nhiệt độ không khí cao có khả giữ nhiều nước Một lượng nước vượt giới hạn, chẳng hạn cách làm lạnh, ngưng tụ xuất Nhiệt độ xảy ngưng tụ gọi nhiệt độ điểm sương Độ bÃo hòa không khí biểu diễn độ ẩm tương đối không khí (là tỉ lệ áp suất nước thực tế so với áp suất nước bÃo hòa) Do áp suất bÃo hòa phụ thuộc nhiệt độ nên độ ẩm tương đối giảm nhiệt độ tăng ngược lại, không khí lạnh độ ẩm tương đối tăng áp suất áp suất bÃo hòa, không khí chưa bÃo hòa điều kiện phù hợp (xem chương 4), hút thêm ẩm từ trình bay Lượng ẩm khí quyển, hay độ ẩm, cã thĨ ®o b»ng mét sè dơng Èm kÕ điểm sương đốt nóng làm lạnh gương đo nhiệt độ điểm sương cách ghi lại thay đổi suất phát xạ bề mặt gương trình hình thành ngưng tơ Èm biĨu gåm nhiƯt kÕ, mét chiÕc ®o nhiệt độ không khí thứ hai giữ Èm b»ng mét miÕng v¶i nhóng mét cèc n­íc Bầu ẩm bị làm lạnh nước bay (nên cần ẩn nhiệt bay hơi) giảm nhiệt độ tương ứng với nhiệt kế khô cho biết mức độ bốc hơi, cho biết khô không khí Tổng lượng nước khí chiếm phần nhỏ kho nước toàn cầu thời điểm xác định, nước khí chiếm không 0,001 % tổng lượng nước lục địa, đại dương khí (xem bảng 1.1), song lượng nước nhỏ lại nguồn cung cấp nguồn nước liên tục dạng giáng thủy Hơi nước khí lên tới khoảng 25 mm nước lỏng khoảng thời gian trung bình ngày (cung cấp lượng mưa trung bình hàng năm khoảng 1000 mm toàn cầu) Con số hình 1.1 Một phần lượng nước bị mang lên tầng bình lưu nơi chúng lại 10 năm thái cực khác, phần nước đà bay vào tầng thấp đám mây dông rơi xuống dạng giáng thủy vòng (Lamb, 1972) Mặt cắt thẳng đứng nhiệt độ áp suất có ảnh hưởng đặc biệt quan trọng tới giáng thủy Sự biến đổi nhiệt độ theo độ cao gọi tốc độ giảm nhiệt độ môi trường gradien nhiệt độ môi trường (ELR) Tốc độ giảm thường 6C/km thay đổi lớn khu vực theo thời gian điều ảnh hưởng đến hoạt động khối khí theo chế nâng lên Khi dòng khí lên, giảm áp suất nở lạnh Nếu xáo trộn 25 trao đổi nhiệt dòng không khí lên môi trường xung quanh (quá trình đoạn nhiệt) giả thiết có lợi cho nhiều mục đích, tốc độ giảm nhiệt độ khoảng 9,8C/km, gọi gradien đoạn nhiệt khô (DALR) Tuy nhiên, không khí đủ lạnh để trở thành bÃo hòa ẩn nhiệt trình bay giải phóng nước ngưng tụ tạo thành giọt nước ẩn nhiệt góp phần bù lại phần trình lạnh đi, kết dòng thăng lạnh với tốc độ chậm gradien đoạn nhiệt ẩm (SALR) Gradien đoạn nhiệt ẩm nhỏ gradien đoạn nhiệt khô (thường khoảng 1/2) tỉ lệ nghịch với nhiệt độ áp suất ẩn nhiệt giải phóng tăng cường chuyển động theo phương thẳng đứng Nếu dòng khí đà bÃo hòa có nhiệt độ cao (và nhẹ hơn) không khí xung quanh gradien nhiệt độ môi trường lớn SALR (hoặc DALR không khí chưa bÃo hòa), tiếp tục lên, khối khí gọi trạng thái không ổn định Cuối khối khí đạt đến điểm mà đủ lạnh để tạo thành mây Điểm gọi mực ngưng kết Sự thay đổi đặc tính khối khí chuyển động biểu diễn giản đồ nhiệt động ổn định chúng mực ngưng kết xác định ( Hình 2.1) SALR ELR Trần mây Độ cao DALR B A Chân mây X Nhiệt độ không khí Hình 2.1 Giản đồ nhiệt động biểu thị biến đổi nhiệt độ theo độ cao (giảm áp suất) Nếu phần tử khí chưa bÃo hòa lên lạnh theo đường DALR, tới nhiệt độ điểm sương trở thành bÃo hòa bắt đầu xảy ngưng tụ (tạo thành mây) Nếu phần tử khí tiếp tục lên tiếp tục bị lạnh theo đường SALR A = lượng cần cung cấp để phần tử khí lên, B = lượng giải phóng từ ẩn nhiệt 2.1.2 Mây Mây tập hợp hạt nước nhỏ tinh thể băng lơ lửng khí trông vật thể trôi lơ lửng màu trắng xám Những đám mây riêng biệt biến đổi phạm vi từ vài chục mét đến hàng trăm kilomet thời điểm bất kỳ, có khoảng 1/2 bề mặt Trái đất bị bao phủ đám mây chúng ảnh hưởng quan trọng tới cán cân xạ (Salby, 1992) Do khả phản xạ lớn hay albedo lớn, mây phản xạ ánh sáng mặt trời tới phản xạ lại xạ từ bề mặt đất giúp cho trái đất ấm áp Đường kính hạt mây thường nằm khoảng 1-100 m Lượng nước đơn vị thể tích mây biến thiên lớn, giá trị trung bình khoảng 0.1-0.2 gm-3 giá trị lớn theo lý 26 thuyết khoảng gm-3 (Pruppacher Klett, 1997) Mây hình thành không khí trở thành bÃo hòa bốc nước vào không khí phổ biến lạnh không khí chuyển động lên cao Các giọt nước ngưng tụ lên hạt bụi khí đóng vai trò nhân ngưng kết nhiệt độ nhiệt độ đóng băng, phân tử nước biến đổi trực tiếp thành tinh thể băng nhờ trình thăng hoa Các nhân ngưng kết có đường kính khoảng từ 10-4 đến m có nguồn gốc đa dạng Chúng bao gồm khói, bụi, phấn hoa, phân tử muối từ bọt nước biển bắn lên thêm hạt bụi khí tạo tự phản ứng hóa học nước, oxi, nitơ lượng nhá c¸c khÝ (SO3, Cl, NH3, O3, NO x) (Preston-Whyte Tyson, 1988) Mặc dù khối khí đủ lạnh để tạo thành mây giáng thủy không xảy đạt điều kiện thích hợp cho lớn lên giọt nước tinh thể băng Vẫn nhiều điều không chắn chi tiết ví dụ lớn lên giọt nước ngưng tụ riêng lẻ thiếu để giải thích nguyên nhân xuất giọt mưa vòng vài diễn hình thành mây Chúng ta đà biết đám mây ấm (nhiệt độ xung quanh lớn nhiệt độ đóng băng), chế chủ yếu giúp cho lớn lên giọt nước va chạm liên kết Trong đám mây lạnh, tinh thể băng lớn lên nhanh giọt nước nhờ vào trình thăng hoa (hơi nước ngưng tụ trực tiếp thành băng lên tinh thể băng) sức trương nước bÃo hòa tác dụng lên băng nhỏ lên nước lỏng va chạm, kết hợp tinh thể băng 2.2 Những chế hình thành giáng thủy Giáng thủy xảy khối không khí ẩm đủ lạnh để trở thành bÃo hòa có diện nhân ngưng kết để tạo thành giọt nước tinh thể băng Các trình đà đề cập chi tiết nhiều tài liệu (ví dụ Mason 1971; Pruppacher Klett, 1997) điều sau tổng kết ngắn gọn Không khí bị lạnh theo số cách, chẳng hạn gặp khối không khí có nhiệt độ khác tiếp xúc với bề mặt lạnh ví dụ mặt đất Song chế lạnh quan trọng chuyển động thăng không khí Khi lên, áp suất không khí giảm, nở lạnh Sự lạnh làm giảm khả giữ n­íc cđa khèi khÝ cho tíi ®Õn nhiƯt ®é điểm sương, khối khí trở thành bÃo hòa ngưng tụ xuất Vì đặc điểm mây (hình d¹ng, cÊu tróc, kiĨu, sù st) biĨu diƠn sù chuyển động không khí nên loại mây khác gắn liền với điều kiện thời tiết khác Một số mây gắn liền với thời tiết khô mưa nhỏ, số khác gắn với trận mưa nặng hạt Hơn hệ thống thời tiết, thông thường có số loại mây xuất độ cao khác nhau, thay đổi theo thời gian vùng khác bÃo Những thông tin đà sử dụng công việc dự báo thời tiết 2.000 năm (ví dụ NIH, 1990) Sự phân loại trực quan phát triển Luke Howard 200 năm trước (mây ti xếp thành sợi, mây tầng xếp thành tấm, mây tích xếp thành đống) đà kết hợp với độ cao mây: tầng thấp (< 2.000 m), tầng trung (2.000-6.000 m), tầng cao (>6.000 m) cách phân loại mây đại nh­ Atlas m©y qc tÕ (WMO – Tỉ chøc khÝ tượng giới, 1975; MO quan khí tượng, 1982 ) 27 Những đám mây tầng thấp tạo thành lạnh lớp không khí phía tiếp xúc với mặt đệm lạnh, tạo thành sương mù Sự hình thành đám mây không tự gây giáng thủy cần phải có chế cung cấp nguồn ẩm vào Chỉ giọt nước hay tinh thể băng lớn lên đến cỡ đó, chúng rơi xuống xuyên qua dòng khí lên dạng giáng thủy Tùy thuộc vào nhiệt độ, chúng rơi xuống đất dạng mưa, mưa đá tuyết Vì dòng thăng nguyên nhân gây lạnh không khí giáng thủy nên cách phân loại giáng thủy sau theo điều kiện khí tượng gây chuyển động thẳng đứng không khí (front/xoáy, đối lưu địa hình) sử dụng cách chung 2.2.1 Giáng thủy front giáng thủy xoáy vùng nhiệt đới, giáng thủy thường kết hệ thống thời tiết có quy mô rộng lớn (có chiều ngang >500 km), với giáng thủy xuất dọc theo đới chuyển tiếp hẹp (hay front) khối khí gắn liền với hệ thống áp thấp nơi có hội tụ lên không khí Hệ thống áp thấp bao gồm khối khí quay ngược chiều kim đồng hồ Bắc bán cầu chiều kim đồng hồ Nam bán cầu Trong trường hợp giáng thủy front, khối khí nóng ẩm trượt lên nêm khối khí lạnh nặng Quá trình diễn front nóng front lạnh theo thuật ngữ khái quát, hai loại front phân biệt dựa vào loại giáng thủy mà chúng sinh (Hình 2.2) Front lạnh thường có bề mặt front dốc làm cho dòng không khí bốc nhanh lên cao gây mưa lớn thời gian ngắn Ngược lại, mặt front nóng dốc nhiều làm cho dòng khí lên lạnh từ từ gây trận mưa có cường độ nhỏ lâu Trên khắp khu vực Tây âu, front nóng thịnh hành mùa đông gió Tây thổi qua Đại Tây Dương sang phía Đông ấm không khí lục địa, mùa hè tình hình ngược lại, front lạnh lại thịnh hành vùng nhiệt đới, hệ thống xoáy thuận nguyên nhân tượng trời đầy mây bao phủ gây phần lớn giáng thủy Chúng thường có chuyển động thẳng đứng tương đối yếu không khí gây mưa có cường độ vừa phải thời gian dài vùng nhiệt đới, có đốt nóng lớn nên giáng thủy có cường độ mạnh thời gian ngắn 2.2.2 Giáng thủy đối lưu Mưa đối lưu sinh đốt nóng bề mặt đất làm không khí nóng lên xuất dòng không khí chuyển động mạnh theo phương thẳng đứng Nếu khối khí trạng thái không ổn định nhiệt (mục 2.1.1), tiếp tục chuyển động lên cao kết bị lạnh đi, ngưng tụ tạo thành mây gây trận mưa khu vực có cường độ lớn thời gian ngắn Loại mưa phụ thuộc vào nhiệt ẩm không khí từ tầng phổ biến khu vực nhiệt đới đặc biệt vào mùa hè xuất thưa thớt khu vực khác Trong khu vực xoáy thuận nhiệt đới, mây hình thành dải xoắn ốc xung quanh tâm xoáy sinh dòng thăng gây mưa lớn kéo dài diện rộng (Barry Chorley, 1998) 28 Hình 2.2 Hệ thống bÃo xoáy thuận Bắc bán cầu cho thấy xuất front gây mưa vùng bên lục địa ấm áp biển nhiệt đới, hệ thống đối lưu chuyển động chậm (hay gần tâm xoáy) sinh lượng mưa đáng kể nguyên nhân tăng phần lớn lượng mưa vào mùa hè (Maddox, 1983) Những hệ thống gồm đám mây dông bao lấy vùng rộng tới vài nghìn km2 Do kích thước rộng thường tồn thời gian dài nên chúng gây lũ lụt (Smith Ward, 1998) Chúng thấy khu vực gần biển, đặc biệt vùng vĩ độ trung bình chẳng hạn đảo nước Anh chúng xuất năm lần Tuy nhiên người ta đưa giả thuyết hệ thống nguyên nhân gây số trận lũ diện rộng (và thấy nhất) ghi lại nước Anh (Austin v.v, 1995) 2.2.3 Giáng thủy địa hình Mưa địa hình sinh chuyển động lên khối khí ẩm gặp vật cản dÃy núi hay đảo đại dương tương tự khối khí nóng bị trượt lên front lạnh Nó khả sinh giáng thủy giống hệ thống đối lưu hay xoáy thuận nâng lên gây đối lưu không ổn định nguyên nhân chủ yếu địa hình Điển hình mưa rơi nhiều sườn đón gió sườn khuất gió khối khí xuống, nhiệt độ tăng lên, mây tan mưa giảm Hiệu ứng quan sát thấy däc theo bê biĨn phÝa T©y cđa khu vùc phÝa Bắc Scandinavi vùng núi phía Bắc phía Tây đảo nước Anh khu vực nhỏ hơn, người ta thấy ảnh hưởng địa hình định hướng gió, kết lượng mưa lớn đỉnh đồi mà cách khoảng theo hướng gió (Chater Sturman, 1998) Cường độ mưa địa hình có xu hướng tăng theo độ dày lớp không khí 29 ẩm nâng lên Sự tăng thẳng đứng giáng thủy nghiên cứu để tìm tốc độ hướng gió rada thời tiết đồ vẽ cho nước Anh lượng giáng thủy tăng lên theo độ cao Tuy nhiên lượng giáng thủy tăng đến độ cao không tăng (Browning Hill, 1981) 2.3 Phân bố không gian chung giáng thủy Trong trận bÃo lớn, lượng giáng thủy lớn vài lần lượng nước trung bình cột không khí (mặc dù thực tế, nã cã thĨ kh«ng bao giê m­a xng hÕt trận bÃo lớn nhất) cho thấy dòng không khí ẩm vào quy mô lớn phải đóng vai trò then chốt phân bố giáng thủy Những biến đổi lớn lượng giáng thủy theo không gian thời gian có tầm quan trọng đáng kể nhà thủy văn học Thí dụ: có tương phản lớn số sa mạc khô hạn giới (khoảng 20 năm có trận mưa) với khu vực mưa lớn chẳng hạn Bahia Felix Chile (trung bình năm có 325 ngày mưa) (van der Leeden v.v, 1990) Lượng giáng thủy trung bình hàng năm lục địa khoảng 720 mm trái ngược hẳn với khu vực núi Waialeale đảo Hawai nơi nhận lượng mưa hàng năm khoảng 12.000 mm hay vùng Cherrapunji Assam, ấn Độ nơi có năm đà ghi lại lượng mưa tới 26.400 mm 3.720 mm mưa thời đoạn ngày (Dhar Nandargi, 1996) Cường độ trận mưa làm bật vai trò định chuyển động quy mô lớn theo phương thẳng đứng theo phương ngang khí việc chuyển dịch khối khí ẩm rộng lớn từ nơi có bốc mạnh tới nơi có giáng thủy lớn Khả di chuyển lớn khí có nghĩa nguồn cung cấp nước cách hàng trăm hàng nghìn km tới khu vực mà có giáng thủy Do đó, vô khó để tìm liên hệ thay đổi sử dụng đất với thay đổi giáng thủy Theo thống kê có khoảng 10% lượng giáng thủy toàn lục địa á-âu rơi xuống địa điểm có nguồn gốc từ trình bốc bề mặt đất lục địa (Brubaker v.v, 1993), 90% lại đưa đến từ khu vực xung quanh Trong hoạt động cấu trúc bÃo riêng lẻ phức tạp hay thay đổi thời gian ngắn cấu trúc vùng lớn giáng thủy lại tồn trung bình khoảng thời gian dài Đây điểm khác biệt chủ yếu thời tiết (trạng thái hàng ngày khí quyển) khí hậu (quá trình diễn biến trung bình thời tiết) 2.3.1 Phân bố giáng thủy toàn cầu Lượng nước trung bình khí biểu diễn lượng giáng thủy tương đương khoảng 25 mm Những giá trị giảm dần có hệ thống từ xích đạo cực thay đổi theo mùa (tăng mùa hè có đốt nóng bốc mạnh hơn) Sự phân bố toàn diện lượng ẩm khí toàn Trái đất liên quan chặt chẽ với cấu trúc khu vực bốc vận chuyển gió (Peixoto Oort, 1992) Mặt khác, phân bố giáng thủy toàn cầu khó hiểu phụ thuộc vào trình gây giáng thủy, nói chung chuyển 30 động thẳng ®øng khÝ qun lµm xt hiƯn sù ng­ng tơ nhiều nguyên nhân gây Jaeger (1983) đà đưa tổng kết lịch sử phát triển giáng thủy toàn cầu thông qua đồ đánh giá cân nước toàn cầu Theo thuật ngữ khái quát, mưa lớn xuất khu vực xích đạo, nơi lượng giáng thủy hàng năm vượt 3.000 mm, gắn liền với hội tụ hệ thống gió mậu dịch khí hậu gió mùa Lượng ẩm lớn nhiệt độ ấm áp dẫn đến lượng mưa đối lưu phong phú Những vùng có lượng mưa thấp (thường nhỏ 200 mm/năm) vùng cực vĩ độ cao (a) (do có chuyển động giáng khối khí lượng nước nhỏ khối khí lạnh) vùng cận nhiệt đới (b) nơi tồn nhiều sa mạc rộng lớn giới, có áp cao làm tăng dòng không khí khô chuyển động giáng xuống vùng vĩ độ trung bình (40-65) xuất cực đại phụ gi¸ng thđy sù xt hiƯn cđa c¸c front cùc gắn với chuyển động xoáy nhiễu loạn Cấu trúc chung bị thay đổi số nhân tố bao gồm biến đổi đột ngột ngẫu nhiên vòng hoàn lưu khí toàn cầu Sự bốc từ bề mặt biển (đặc biệt biển cận nhiệt đới) nguồn Èm chđ u cđa khÝ qun; sù bèc h¬i tõ lục địa cung cấp phần nhỏ giáng thủy đất liền (xem bảng 1.1) Kết giáng thủy có xu hướng giảm với khoảng cách tới biển (đưa đến vùng có lượng mưa vô thấp gần trung tâm lục địa xa biển) vùng ven biển, giáng thủy đất liền thường lớn giáng thủy gần biển xáo trộn học nhiệt lớn không khí Những dÃy núi có xu hướng làm tăng lượng giáng thủy, đặc biệt vùng có chuyển động thịnh hành không khí từ biển vào 2.3.2 Giáng thủy vùng Khi nghiên cứu chi tiết vùng Mĩ, Châu âu hay Anh quốc, địa hình có ảnh hưởng rõ ràng nhiều (ảnh hưởng lớn đến lượng giáng thủy năm mà ảnh hưởng đến phân phối giáng thủy theo mùa) Phân bố giáng thủy châu âu (hình 2.3 hình 2.4) chịu ảnh hưởng mạnh mẽ đại dương rộng lớn phía Tây, phân bố núi hướng chiếm ưu gió mang theo mưa (từ phía Tây) Không khí ẩm từ Đại tây dương đưa đến lượng giáng thủy lớn (trên 1.000 mm/năm) bờ biển phía Tây dÃy núi bao gồm phía Tây nước Anh, Na Uy, bán đảo Iberia, dÃy Pyrenees, Italia, bờ biển Dalmatian núi vùng Balkan dÃy Alpơ Lượng giáng thủy thấp (dưới 500 mm/năm) rơi vào khu vực phía Nam phía Đông sườn khuất gió dÃy núi chắn gió Thụy Điển Phần Lan theo hướng gió dÃy Scandinavi, miền Trung Đông Nam Tây Ban Nha, Đông Bắc Italia phía Đông Hy Lạp Những vùng đất thấp phía Tây Trung châu âu thường có lượng giáng thủy khoảng 500-750 mm/năm Về mùa đông, có cực đại giáng thủy bờ biển phía Tây (nước Anh, Na Uy, Tây Bắc nước Pháp) khu vực Địa Trung Hải (bán đảo Iberia, Italia Hy Lạp) mùa hè, có cực đại giáng thủy phần lớn khu vực thuộc Trung Âu đốt nóng tăng cường chuyển động đối lưu Khí hậu châu âu mô tả đầy đủ nhiều tài liệu chẳng hạn Wallen (1970) Martyn (1992) 31 Hình 2.3 Phân bố đơn giản lượng giáng thủy trung bình hàng năm châu âu (mm) 2.4 Đo đạc giáng thủy Trước nghiên cứu chi tiết biến đổi mưa theo không gian thời gian phương pháp phân tích đặc điểm cường độ tần suất mưa, lúc thích hợp để xem xét lại dụng cụ khác phục vụ cho việc đo đạc, ghi lại số liệu giáng thủy thảo luận số vấn đề hạn chế chúng Trong nhiều loại giáng thủy khác (mưa, mưa đá, tuyết v.v ) có lượng mưa đo đạc cách rộng khắp, xác dù mức độ Vì lí mà mục sau chủ yếu đề cập đến lượng mưa Những phương pháp riêng đo đạc mưa tuyết đề cập mục riêng Đo đạc giáng thủy gồm hai khía cạnh: đầu tiên, đo đạc lượng mưa điểm máy đo thứ hai sử dụng giá trị thu máy đo để đánh giá mưa diện 32 Hình 2.4 Lượng giáng thủy hàng năm vương quốc Anh, 1931-1960 (theo giản đồ gốc cđa B.W.Atkinson vµ P.A.Smithson Chandler vµ Gregory, 1976, dùa liệu quan Khí tượng vương quốc Anh cục khí tượng Eire) 2.4.1 Đo đạc giáng thủy điểm Thùng đo mưa thùng chứa hở để hứng giọt nước mưa hay tuyết rơi xuống diện tích đà biết giới hạn miệng thùng Lượng mưa thu đo cách đổ nước mưa khỏi thùng hàng ngày sau khoảng thời gian lâu ghi lại lượng nước tích tụ thành phần khác cách sử dụng vũ lượng ký (tự động ghi lại cường độ hay tốc độ tập trung mưa) Những loại vũ lượng ký có phận tự ghi ghi liên tục thay đổi mực nước biểu đồ (ví dụ máy đo mưa siphông Dines) máy đo có chao lật ghi lại số gia mưa điển hình từ 0.1 đến 0.5 mm Số liệu mưa thời đoạn ngắn cần để hiểu tổn thất mưa, giới hạn tốc độ thấm vào đất tính toán biểu đồ dòng chảy lưu vực Đối với công việc nghiên cứu dòng chảy thành phố, độ cao lượng mưa thời lượng vài phút cần thiết (ví dụ Niemczynowicz, 1989) Những nguyên tắc đạo thủ tục thu thập xử lý số liệu mưa quy định quan khí tượng (1982) WMO (1994) Gunston (1998) quy định văn đặc biệt đối 33 thiết kế vùng tập trung nước thành thị không thấm phản ứng nhanh, lượng mưa đến vài phút thích hợp Cách lựa chọn điều chỉnh phân bố tần suất liên tiếp cho số liệu mưa đề cập đến nhiều sách (vÝ dơ: Sevruk vµ Geiger, 1981; Essenwanger, 1986), mµ qua người đọc tham khảo thêm nhiều thông tin chi tiết Sau ta thường ý đến hai loại tần suất điểm vùng mưa cực hạn a) Tần suất mưa điểm Sổ ghi chép lại số đọc vũ kế hàng ngày liệu thường dùng để phân tích mưa khả biến đổi lớn chúng hai số hạng: số điểm đo đạc độ dài số liệu so với số liệu có thời gian ngắn (Sevruk Geiger, 1981) Lượng mưa hàng ngày thời kỳ lặp lại xác định ước lượng sau với nhiều khoảng thời gian khác vị trí (NERC, 1975) Một vấn đề việc sử dụng số liệu hàng ngày khoảng thời gian phải tương đương với "ngày mưa" chuẩn Ví dụ, vương quốc Anh, vũ kế theo truyền thống đọc đổ vào 0900 GMT (1600 VN) ngày giáng thủy từ bÃo mà kéo dài qua khoảng thời gian bị chia ngày mưa Do đó, lượng mưa lớn thời đoạn mưa ngày nhỏ lượng mưa lớn khoảng thời gian 24 trung bình từ 14% (Sevruk Geiger, 1981) đến 16% (Dwyer Reed, 1995) Việc sử dụng lượng mưa tổng cộng hàng ngày chí sai lệch ước lượng cường độ lớn thời đoạn ngắn mưa rơi thời gian ngắn ngày Những số liệu thống kê mưa thời đoạn ngắn nghiên cứu số điều tra viên sử dụng số liệu từ máy đo mưa tự ghi Trong đề tài nghiên cứu chuyên đề cấp quốc gia số liệu thống kê mưa năm 1970, quan khí tượng vương quốc Anh đà phân tích số liệu xấp xỉ 200 vũ ký, thêm vào số liệu 6000 máy đo mưa đọc hàng ngày (NERC, 1975, Vol II) Những cực trị mưa vương quốc Anh phân tích lại sổ tay đánh giá lũ viện Thủy văn (FEH - Flood Estimation Handbook) (IH, 1999) Sổ tay lợi từ số lượng lớn vũ kế quan trọng FEH đà hợp thêm 25 năm số liệu đo mưa Việc đà tăng thêm số liệu năm quan trắc lượng mưa hàng ngày trạm thêm 50%, số liệu mưa thêm 300% Những thủ tục cho phép ước lượng trận mưa thiết kế khoảng thời gian từ ngày đến ngày thời kỳ xuất lại lên đến 1000 năm, cho phép đánh giá trường hợp thiếu số liệu quan trắc mưa địa điểm lÃnh thổ vương quốc Anh Sự phân tích tần suất mưa FEH bao gồm hai phần Đầu tiên đánh giá số biến đổi, REMD, trung vị giá trị lượng mưa lớn hàng năm khoảng thời gian xác định (và chuỗi hàng năm có thời kỳ xuất lại năm) Thứ hai, đường cong lũy tích mưa chuyển hóa cho địa điểm quan trọng dựa số liệu làm trơn từ tất trạm đo mưa gần kề Đường cho phép xác định số biến đổi kéo dài tới giá trị thời kỳ xuất lại mong muốn Hình 2.12 cho thấy độ sâu mưa tính toán cho thời kỳ xuất lại 100 năm 53 Hình 2.12 Độ sâu mưa (mm) với thời kỳ xuất lại 100 năm vương quốc Anh (được chép lại đơn giản hãa tõ h×nh 11.6 tËp 2, Sỉ tay tÝnh toán lũ, IH, 1999) Những phân tích tần suất với khoảng thời gian dài cho biết trận mưa có cường độ lớn xảy nên chúng đóng góp cho cho tổng lượng mưa hàng năm so với trận mưa nhỏ xảy thường xuyên Những đường cong tần suất với khoảng thời gian dài thay đổi với vị trí khác nhau, khu vực có mưa đối lưu đường cong tần suất dốc khu vực mà bÃo front chiếm ưu (được mô tả trận mưa kéo dài cường độ yếu hơn) Đỗi với quốc gia đủ số liệu mưa để xây dựng đường cong này, Bell (1969) đà chuyển hóa quan hệ tần suất thời gian dài suy rộng sử dụng liệu từ phạm vi điều kiện khí hậu ông đà chứng minh mét tÝnh chÊt gièng chung cđa c¸c kÕt bÃo có thời đoạn ngắn cho điều thực tế trận mưa phần lớn sinh đám mây đỗi lưu thời đoạn ngắn cường độ mạnh mà có đặc tính vật lý tương tự nhiều nơi giới b) Tần suất mưa vùng Vì nhiều mục đích nhà thủy văn không quan tâm đến tần suất giá trị lượng mưa mà quan tâm đến lượng mưa rơi vùng Lượng mưa vùng xác định từ phương pháp đường đẳng trị lượng mưa cách phân tích 54 số bÃo để đưa mối quan hệ độ sâu mưa mưa điểm mưa diện tích với thời đoạn khác Một vài bÃo thời đoạn cần phân tích vẽ đường cong bao (Shaw, 1994) Những đường cong vẽ cho khoảng thời đoạn bÃo Những đường cong độ sâu-diện tích-thời khoảng cho thấy lượng mưa lớn quan trắc với thời đoạn khác phạm vi nhiều vùng (Hình 2.13) Việc xây dựng đường cong thời gian đòi hỏi sè liƯu m­a chi tiÕt Mét sè quan hƯ ®é sâu mưa-diện tích cho vùng thuộc nước Mỹ châu Âu phân tích Court (1961) người đà đề xuất công thức bÃo đối lưu, công thức thừa nhận phân bố đường đẳng trị lượng mưa theo dạng elip mặt cắt ngang có dạng hình chuông Gauss Công việc sau chứng minh mở rộng nhiều đề tài nghiên cứu (Fogel Duckstein, 1969; Huff, 1970) Tuy nhiên, cần phải nhớ bÃo thời đoạn ngắn hay có đường gradient lượng mưa dốc bao phủ khu vực nhỏ bÃo thời đoạn dài, ®ã kh«ng thĨ cã c«ng thøc chung ®Ĩ cã thĨ áp dụng cho tất khu vực tất thời đoạn (Linsley nnk, 1982; Shaw, 1994) Hình 2.13 Đường cong cho thấy mối quan hệ đặc thù độ sâu mưa lớn nhất, diện tích bao phủ thời khoảng (theo Shaw, 1994) Nhà thủy văn thường cần phải ước lượng lượng mưa thời kỳ xuất lại đà cho vùng tập trung nước điểm Điều đạt cách áp dụng nhân tố hiệu chỉnh vùng cho giá trị điểm, độ sâu mưa thời kỳ xuất lại (T năm) điểm chắn phải lớn lượng mưa trung bình thời kỳ xuất lại khu vực có phạm vi rộng lớn (McCuen, 1989) Báo cáo nghiên cứu lũ (NERC, 1975, Vol.II) ¸p dơng mét hƯ sè triÕt gi¶m m­a theo diƯn tích (ARF) thời đoạn xác định, nhân tố định nghĩa tỷ số lượng mưa T-year khu vực với giá trị trung bình độ sâu mưa giai đoạn T-year khu vực (Bell, 1976) (Hình 2.14) Đây mối tương quan vùng cố định mặt địa lý tỷ lệ giá trị trung bình thống kê cho khu vực đó; giá trị điểm lớn vị trí khác bắt nguồn từ bÃo khác Những giá trị ARF thường từ 0.75 đến 1, có giá trị nhỏ đỗi với khu vực lớn trận bÃo thời đoạn ngắn Theo NERC (1975) Bell (1976), thời đoạn bÃo xác định tỷ số xem số đỗi với thời kỳ xuất lại khác vùng khác 55 vương quốc Anh Nhiều nghiên cứu gần kết hợp chặt chẽ với số liệu cña rada thêi tiÕt (Stewart, 1989), chØ r»ng, cïng với nghiên cứu nơi khác giới, ARFs đỗi với khu vực thời đoạn định giảm nhẹ với tăng thời kỳ xuất lại Do đó, việc sử dụng giá trị không đổi đưa yếu tố thêm vào độ bảo đảm cho thiết kế đòi hỏi ước lượng bÃo xảy có khả gây thiệt hại nặng nề Hình 2.14 Xác định hệ số triết giảm theo diện tích (ARF) để biến đổi độ sâu mưa điểm trở thành độ sâu mưa trung bình có thời kỳ xuất lại (phỏng theo biĨu ®å gèc cđa Bell, 1976) Cïng víi viƯc đề cập đến phân bố lượng mưa vượt trung bình, nhà thủy văn đề cập đến chu kỳ hạn hán Đây tượng lượng giáng thủy mức trung bình trì liên tục phạm vi rộng lớn vùng không nhầm lẫn với khô cằn (là trạng thái thiếu nước kéo dài quanh năm) Có nhiều cách khác định nghĩa hạn hán phụ thuộc vào mục đích cụ thể việc nghiên cứu Một nhà khí tượng định nghĩa hạn hán theo thuật ngữ độ lệch so với lượng giáng thủy bình thường hay trung bình Những người nông dân quan tâm đến ảnh hưởng tới lượng nước đất mùa trồng trọt đến phát triển trồng sản lượng mùa màng ảnh hưởng phụ thuộc vào loài cây, loại đất giai đoạn phát triển trồng Những nhà quản lý tài nguyên nước phân biệt hạn hán nước ngầm có thời đoạn dài bao gồm nhiều mùa đông khô với hạn hạn nước mặt xảy thời đoạn ngắn nhiều (Marsh Turton, 1996) Có 150 định nghĩa hạn hán đà mô tả tài liệu (Barry Chorley, 1998) hạn hán mô tả theo thuật ngữ với ba đặc điểm cần thiết: (a) cường độ hay tính khốc liệt (thường đo sai lƯch cđa chØ sè thêi tiÕt so víi b×nh th­êng), (b) thời gian kéo dài (c) quy mô không gian (Wilhite, 1993) Sự khó khăn số hạn hán chọn ngưỡng mà xác định bắt đầu kết thúc đợt hạn hán Ngưỡng nên liên kết với tác động thường tùy ý Tuy nhiên đà chọn, quan hệ thống kê tính khốc liệt hạn hán thời kỳ xuất lại xác định từ số liệu mưa (ví dụ Tabony, 1977) theo cách tương tự trường hợp mưa lớn (Beran, 1987) Reed (1995) tranh luận số rắc rối giới hạn phương pháp 56 phục vụ việc đánh giá hạn hán c) Xác định lượng giáng thủy lớn có khả xảy (PMP - Probable Maximum Precipitation) §èi víi viƯc thiÕt kÕ công trình, chẳng hạn đập lớn nơi cố xảy lũ vượt đỉnh gây hậu thảm khốc môi tr­êng hay thiƯt h¹i vËt chÊt hay tÝnh m¹ng người Điều cần thiết tính toán lượng giáng thủy có khả vượt nhỏ (lý tưởng vượt được) Dựa vào nghiên cứu trình hình thành giáng thủy, phần lớn nhà khí tượng học trí phải có giới hạn lượng giáng thủy có khả rơi xuống khu vực định khoảng thời gian định Sự khó khăn sinh tính toán lượng giáng thủy trường hợp đặc biệt quan trắc gần không đo đạc xác Kiến thức chế bÃo khả sinh giáng thủy chúng không đủ phép ước lượng xác lượng giáng thủy cực trị giả định phải xây dựng Giới hạn giáng thủy gọi lượng giáng thủy lớn có khả xảy (PMP) định nghĩa "chiều sâu lớn giáng thủy thời đoạn định mà có khả mặt khí tượng khu vực có bÃo đà cho địa điểm cụ thể, không tính đến xu hướng khí hậu dài hạn Từ "có khả xảy ra" để nhấn mạnh rằng: hiểu biết chưa đầy đủ vật lý học trình khí số liệu khí tượng không hoàn hảo nên việc xác định chắn lượng giáng thủy lớn Nó không cho biết mức độ đặc biệt xác suất thống kê hay thời kỳ xuất lại liên hệ xảy Vì thừa nhận điều không chắn việc tính toán PMP, thừa nhận hữu ích khái niệm thế, Miller (1977) đà gọi PMP "sự tưởng tượng tiện lợi" Có nhiều phương pháp để ước lượng PMP (WMO, 1986) Wiesner (1970) đà xem xét lại tài liệu thảo luận phương pháp quan trọng vài chi tiết Tóm lại, có hai hướng chính: thứ nhất, tăng lên cực đại chuyển vị bÃo thực tế thứ hai, phân tích thống kê trận mưa cực lớn Sự tăng lên cực độ dịch chuyển bÃo phương pháp sử dụng rộng rÃi Phương pháp kỹ thuật bao gồm ước lượng giới hạn cực trị tập trung ẩm không khí thổi phía lưu vực giới hạn cực trị phần nhỏ lượng nước chuyển vào ngưng tụ Những ước lượng PMP vùng chịu hạn chế có giới hạn địa hình thường chuẩn bị tăng lên độ dịch chuyển bÃo theo dõi khu vực bị địa hình chi phối mạnh lượng phân bố giáng thủy, mô hình bÃo sử dụng cho tăng lên cực đại bÃo thời đoạn dài hoạt động lưu vực lớn (Wiesner, 1970) Đối với số vùng rộng lớn, ước lượng PMP đà xây dựng hoàn thiện cho nhiều bồn thu nước có kích thước khác đồ tổng quát sản xuất rõ biến ®ỉi theo vïng cđa PMP ®èi víi nh÷ng l­u vùc thời đoạn bÃo khác Trong trường hợp quan hệ độ sâu mưa diện tích quan hệ tâm bÃo với lượng giáng thủy cực đại trung tâm khu vực nghiên cứu Đây trường hợp khác biệt (và sinh mét c¬n b·o m·nh liƯt h¬n nhiỊu) so víi 57 phương pháp thống kê trung bình dùng cho tính toán hệ số triết giảm theo diện tích áp dụng để dự tính b·o víi thêi kú xt hiƯn l¹i theo lý thut Những kỹ thuật cực đại hóa chuyển vị yêu cầu lượng lớn số liệu đặc biệt số liệu mưa đòi hỏi định chủ quan giá trị cực đại quy định nhân tố khí tượng Austin nnk (1995) đà sử dơng sè liƯu cđa rada thêi tiÕt cïng víi mét mô hình bÃo đối lưu để ước lượng PMP theo cách khách quan cho bồn thu nước Tây Bắc nước Anh Trong trường hợp thiếu số liệu phù hợp cần đến việc chuyển đổi bÃo qua khoảng cách xa có thay đổi đáng kể tham gia vào Trong trường hợp này, việc tham khảo tài liệu giá trị lượng mưa lớn quan trắc điểm riêng biệt đà xuất thông thường hữu ích Lượng mưa cực đại toàn giới với thời đoạn khác (WMO, 1986) hình 2.15, với lượng mưa cực đại vương quốc Anh Hình 2.15 Độ sâu mưa bÃo cực đại ghi lại với thời đoạn khác giới UK Có khác rõ ràng hai đường cong Nếu so với lượng mưa cực đại giới, lượng mưa UK nhỏ, 1/3 so với độ sâu mưa ghi lại thời đoạn định Điều khu vực khí hậu ôn đới có trận mưa mÃnh liệt khu vực nhiệt đới - nơi chịu ảnh hưởng bÃo gió mùa vùng Nam Giá trị cực đại La Reunion tìm thấy đảo nhiều núi ghồ ghề ấn Độ Dương (cao 3000m so với mực biển), hai trận bÃo nhiệt đới mÃnh liệt năm 1952 1964 Do khu vực có địa hình ghồ ghề khí hậu mát mẻ giá trị PMP thấp Từ phân tích lượng mưa cực đại năm từ khoảng vài ngàn máy đo, Hershfield (1961) đà sử dụng công thức tổng quát dùng cho việc phân tích số liệu cực trị để liên hệ PMP cho thời đoạn cho trước với giá trị trung bình (X) độ 58 lệch chuẩn () trận mưa có quy mô lớn năm: PMP = X + K. (2.1) Th«ng sè K ban đầu đặt 15, người ta thấy giá trị biến đổi lớn theo khu vực sau phương pháp đà thay đổi việc cho giá trị K biến đổi theo giá trị trung bình hàng năm cực đại mưa X thời đoạn mưa (Chow nnk, 1988; WMO, 1994) Tuy phương pháp thô có lợi rõ ràng dễ sử dụng, dựa sở số liệu quan trắc nói tóm lại trình - bÃo mÃnh liệt tương tự vùng khác giới nên thể áp dụng rộng rÃi cho điều kiện mưa gió Nhược điểm phương pháp chỗ: giống tất phương pháp thống kê, thành công phụ thuộc vào độ dài chất số liệu có thông số K phụ thuộc vào nhiều nhân tố khác thời đoạn mưa giá trị trung bình cực đại mưa Cụ thể tần suất bÃo biến thiên lớn Vì vậy, phương pháp tiếp cận "nhanh" nên sử dụng với phương pháp khác (Wiesner, 1970) Tuy nhiên, phân tích cuối cùng, phương pháp hoàn toàn khách quan việc đánh giá mức độ ước lượng PMP đánh giá dựa hiểu biết trình khí tượng quan trọng 2.7 Những khía cạnh thủy văn học tuyết Tuyết băng chiếm 75% lượng nước Trái Đất phần lớn số tồn dạng băng Nam Cực đảo Greenland với thời gian tồn 10.000 năm Một thực tế có liên quan đến nhà thủy văn học khoảng 6% lượng giáng thủy toàn cầu tuyết (Kuhn, 1996) Tất nhiên lượng phân bố không đều, ví dụ tuyết chiếm 16% lượng giáng thủy hàng năm rơi nước láng giềng Mỹ (Karl nnk., 1993) Sự quan tâm thủy văn học đến tuyết tập trung vào khu vực vĩ độ trung bình vĩ độ cao vùng núi với nước Anh nước có khí hậu ôn đới ấm áp, lũ lụt phần tuyết tan chuyện thường xảy vùng cao (Smith Ward, 1998) Tuyết có tầm quan trọng lớn thủy văn học Nó có tác dụng làm giảm nhiệt độ khí hậu thông qua việc làm tăng xạ mặt đất, làm thay đổi cân xạ bề mặt nhiệt độ không khí gần bề mặt nguyên nhân gây việc lượng lớn lượng bị tiêu hao cho trình tan Sự thay đổi lớp tuyết phủ theo mùa ảnh hưởng đến hoàn lưu khí toàn cầu cã thĨ cã mét vai trß quan träng viƯc làm thay đổi khí hậu khu vực khô hạn nửa khô hạn bao quanh dÃy núi cao, bao gồm miền Tây nửa khô hạn nước Mỹ, phía Bắc ấn Độ Iran, tuyết tan lµ mét ngn n­íc quan träng theo mïa Sù tån tuyết mặt đất quan trọng đứt đoạn chuyển động trao đổi rủi ro lũ theo mùa tăng lên tuyết tan Thêm vào cung cấp dự trữ nước, lớp tuyết phủ có tác dụng cách ly bảo vệ cho đất mùa màng suốt mùa đông Vì lý mà nhà thủy văn thường quan tâm đến số khía cạnh tuyết rơi (ở đâu, lượng bao nhiêu, tan nhanh tuyết xảy ?) 2.7.1 Sự phân bố tuyết Lớp tuyết phủ theo mùa kéo dài từ tảng băng vĩnh cửu Nam Cực 59 đảo Greenland, khu vực rộng lớn châu á, châu âu Bắc Mỹ Tuyết rơi dạng chiếm ưu giáng thủy nhiệt độ tầng thấp khí 0C nhiệt độ mặt đất nhiệt độ đóng băng cần thiết để tuyết tích tụ lại không bị tan chảy Thông tin phân bố theo không gian tuyết theo truyền thống phụ thuộc vào dự báo từ quan trắc viên trạm khí tượng Nhưng khó để thu tranh khái quát quy mô khu vực lớp tuyết phủ từ quan trắc cục vËy Do cã albedo cao nªn líp tut phđ cã thể dễ dàng phân biệt với tuyết rơi mặt đất cách sử dụng hệ số phản xạ xạ nhìn thấy Cảm biến điều khiển từ xa máy bay vệ tinh cho phép xây dựng nhanh chóng đồ phạm vi lớp tuyết phủ khu vực rộng lớn Robinson cộng (1993) đà phân tích số liệu lớp tuyết phủ Bắc bán cầu giai đoạn 1972-92 nhận thấy chu kỳ tuyết rơi quy mô lớn vào cuối năm 1970 năm 1980, xen chu kỳ nhỏ giảm mạnh lớp tuyết phủ vào năm 1990 trùng khớp với tăng nhiệt độ không khí toàn cầu Tuy nhiên, thường khó để ph©n biƯt tut víi líp phđ m©y nÕu chØ sư dụng hệ số phản xạ nhìn thấy đồng thời chụp ảnh lặp lặp lại theo thời gian để loại bỏ trường mây biến đổi Điều khắc phục việc sử dụng xạ cực ngắn "thụ động" bề mặt Trái đất phát tự nhiên Bức xạ xuyên qua lớp phủ mây cho phép việc vẽ lên đồ khu vực tuyết rơi không bị cản trở ảnh hưởng thời tiết Tuy vậy, liệu sóng viba thụ động có độ phân giải không gian thÊp chØ chõng vµi chơc km (Rango, 1994) sÏ gặp khó khăn 2.7.2 Lượng tuyết rơi Thường thường nhận thức có mặt tuyết không đủ nhà thủy văn cần đến số phép đo đạc lượng tuyết rơi Đương lượng nước tuyết quan trọng nhiều so với độ dầy lớp tuyết, ví dụ: độ sâu đương lượng nước tuyết tan có khả cung cấp cho dòng chảy mặt bổ sung cho độ ẩm đất Những khó khăn việc đo đạc lượng tuyết rơi vũ kế chí lớn mưa Những tuyết dễ nhiễu loạn xung quanh vũ kế hạt mưa, gây lượng thu thiên nhỏ nhiều Mặc dù ảnh hưởng gió giảm nhiều cách sử dụng chắn gió xung quanh vũ kế sai số lượng thu thiên nhỏ thường lớn để chấp nhận (Weiss Wilson, 1958; Sevruk, 1982) Tổ chức khí tượng giới đề xướng phép so sánh lượng thu vũ kế sử dụng rộng rÃi với lượng thu máy đo hai chắn quan hƯ so s¸nh lÉn (Double Fence Intercomparison Reference - DFIR) bao gồm máy đo Tretyakov bên có hai chắn đồng tâm (Goodison người khác, 1989) Lượng thu thiên nhỏ vũ kết tiêu chuẩn có quan hệ với DFIR tăng từ vài phần trăm mưa có gió nhẹ đến 50 % tuyết rơi có gió to Rút nhận cách thức hiệu chỉnh để làm giảm sai số đo đạc vũ kế tiêu chuẩn, điều yêu cầu số liệu chi tiết bao gồm tốc độ gió phân biệt giáng thủy rắn giáng thủy lỏng 60 Sẽ tốt đo đạc độ sâu tuyết địa điểm cụ thể Từ chuyển đương lượng n­íc tut b»ng c¸ch sư dơng tû träng cđa tut Tû träng cđa tut tinh khiÕt biÕn ®ỉi tõ 0.05 ®Õn 0.20 (50 ®Õn 200 kgm-3), phơ thc vµo nhiƯt độ bÃo Tỷ trọng tăng theo thời gian lắng đọng nén chặt tác dụng trọng lực đồng thời tan chảy theo không gian đóng băng lại đống tuyết đạt đến giá trị 600 kgm-3 Hình 2.16 cho thấy chuỗi hạn dài số liệu tuyết Hình 2.16 Đương lượng nước cực đại tuyết mùa đông Alptal (Thụy Sỹ) dựa tính toán trung bình cho đường tuyết dài 20 m, độ cao 1140 m so víi mùc n­íc biĨn (Sè liƯu ViƯn nghiªn cøu rừng, tuyết cảnh quan Liên bang Thụy Sỹ, Birmensdorf cung cấp) Độ sâu tuyết biến thiên lớn địa hình trôi dạt gây vấn đề lấy mẫu theo không gian chí nguy hiểm vấn đề đà thảo luận mưa Vì lý mà độ sâu tỷ trọng đo đạc được ước lượng theo dòng tuyết định trước lựa chọn làm đại diện cho điều kiện khu vực rộng lớn (Quân đội Mỹ, 1956) Những dòng tuyết đắt tiền để vận hành đặc biệt nơi xa xôi hẻo lánh việc đo đạc nói chung tiến hành thường xuyên Một giải pháp cung cấp số liệu có độ phân giải thời gian cao nhiều thông qua đo đạc trực tiếp đương lượng nước cách cân tự động hạt tuyết rơi lên bó tuyết, có đường kính khoảng vài mét, gồm có đĩa kim loại túi dẻo đổ đầy loại chất lỏng chống đông Trọng lượng tuyết phủ lên ghi lại qua thay đổi áp suất áp kế chuyể đổi áp suất Việc chọn lựa vị trí tiêu biểu cho vũ kế nhân tố quan trọng xét đến Những bó tuyết sử dụng rộng rÃi miền Tây nước Mỹ, nơi mạng lưới SNOTEL (SNOw TELemetry - phép đo tuyết từ xa) sử dụng 500 vũ kế để cung cấp số liệu cho lưu vực miền núi xa xôi Những kết đo đạc bó tuyết địa điểm độ cao 500 m so víi mùc n­íc biĨn ë miỊn B¾c n­íc Anh đà thảo luận Archer Stewart (1995) (các ông đà tốc độ tan chảy nhanh xảy tốc độ gió lớn với qua front nóng (Hình 2.17) 61 Hình 2.17 Những kết bó tuyết thể dòng chảy tuyết tan, mưa rơi sông suối cho lưu vực cao nguyên nhỏ vào tháng 12 năm 1993 (1) = dòng chảy tuyết tan ước lượng (64.2 mm) (2) = dòng chảy mưa rơi (38.7 mm) (theo đồ thị Archer Stewart, 1995) Đương lượng nước tuyết địa điểm đo cách sử dụng chất đồng vị phóng xạ Một nguồn phóng xạ gamma máy dò nâng lên hạ xuống ống thẳng đứng riêng biệt qua khối tut (snowpack) ®Ĩ cung cÊp sè liƯu vỊ sù thay đổi tỷ trọng thông qua việc đo đạc sụt giảm phóng xạ gamma phát Lần lượt máy dò đặt mặt đất, tuyết nguồn phát đặt theo phương thẳng đứng phía đỉnh lớp tuyết (Martinec, 1976) Một phương pháp khác để đo đạc đương lượng nước di chuyển nguồn máy dò nơtron đặt xuống ống thẳng đứng để ghi lại lượng nước thu lại theo cách tương tự đo độ ẩm đất (Harding, 1986) Những đo đạc điểm cung cấp lượng số liệu có hạn phân bố không theo diện tích lớp tuyết phủ Đương lượng nước tuyết theo diện tích phải ước lượng từ giá trị điểm, ví dụ thông qua tương quan với địa hình, độ cao so với mặt biển thống số mặt đệm Cảm biến từ xa kết hợp với phương pháp đo vẽ tuyết đối lưu đưa hội thu thông tin định lượng phân bố theo diện tích lớp tuyết phủ Khả phát xạ tự nhiên trái đất cung cấp cách để đo đạc đương lượng nước tuyết khu vực rộng lớn Bức xạ gamma tự nhiên phát từ lớp đất bị giảm dần lớp tuyết phủ phía Những đo đạc máy bay thực tuyết phủ bề mặt đất so sánh với kết mặt đất tuyết nhằm cung cấp số liệu đương lượng nước tuyết (Engman Gurney, 1991) Mặc dù có hạn chế kỹ thuật sử dụng rộng rÃi để tính toán đương lượng nước tuyết sử dụng số nước bao gồm Mỹ, Liên Xô cũ, Na Uy Phần Lan (Kuitinen, 1986; Caroll, 1987) ViƯc sư dơng c¶m biÕn vi sóng để đo độ sâu tuyết phủ đương lượng nước dường mang lại tiềm lớn nhiều việc cần phải làm để phát triển kỹ thuật Tait (1998) đà tìm phù hợp chấp nhận đo đạc vi sóng thụ động thu vệ tinh với số liệu mặt đất thu từ đường tuyết Liên Xô cũ số liệu SNOTEL Mỹ cho loại đất, địa hình trạng thái tuyết phủ khác dựa vào nhiệt độ bề mặt 2.7.3 Tut tan ViƯc dù b¸o tut tan cã ý nghĩa quan trọng vùng có lớp tuyết phủ theo mùa nơi lượng tuyết rơi vào mùa đông chiếm lượng lớn tổng lượng 62 giáng thủy hàng năm Nó cần để ước lượng rủi ro lũ theo mùa tính toán thời điểm lượng nước tuyết tan từ ngän nói cung cÊp cho t­íi ë mét sè vïng khô hạn Có nhiều phương pháp khác đà chấp nhận tập hợp lại rộng rÃi mô hình kinh nghiệm sử dụng phương trình hồi quy khai triển biến tượng tuyết tan thời tiết mô hình nhận thức trình thủy văn khác trình bày cách rõ ràng (Morris, 1985) Trước tượng tuyết tan xảy ra, thay đổi chất khối tuyết phải xuất Theo thời gian đặc tính khối tuyết thay đổi: tỷ trọng tăng lên, tinh thể tuyết trở thành hạt lớn albedo giảm xuống Sự tan chảy trình kết tinh lại quan trọng để chuẩn bị cho khối tuyết tan Cùng với bắt đầu tăng nhiệt độ, nước tuyết lớp mặt tan thấm xuống lớp sâu có nhiệt độ thấp đóng băng trở lại Quá trình đóng băng giải phóng ẩn nhiệt, làm nóng lớp sâu khối tuyết theo thời gian, có xu hướng làm cân nhiệt độ 0C toàn mặt cắt thẳng đứng khối tuyết Khối tuyết giữ lượng nước định lỗ tác dụng trọng lực (thường tõ 2-8 % thĨ tÝch; Dunne vµ Leopold, 1978) Khi trình xảy ra, khối tuyết coi đà chín cung cấp thêm lượng gây dòng chảy nước tuyết tan Tốc độ tượng tuyết tan phụ thuộc vào lượng trao đổi khối tuyết môi trường xung quanh Phương trình cân lượng khối tuyết đẳng nhiệt 0C viết sau: Qmelt = Rnet + H + LE + P + C (2.2) Đó lượng cung cấp cho tuyết tan, Rnet xạ hữu hiệu (sóng ngắn sóng dài), H trao đổi đối lưu thông lượng nhiệt nhạy (trao đổi nhiệt rối) bề mặt tuyết, LE thông lượng ẩn nhiệt (bao gồm lượng thu từ trình ngưng tụ qua trình bay thăng hoa), P lượng nhiệt thu từ mưa ấm C lượng nhiệt trao đổi với bề mặt đất phía (thường nhỏ) Dựa vào sở tức thời số hạng lượng biểu diễn theo thông lượng lượng đơn vị diện tích (Wm-2) cộng lại cho thời đoạn (chẳng hạn ngày) chúng biểu diễn MJm-2 Sự phức tạp cân lượng khối tuyết bàn luận chi tiết tác phẩm chuẩn, Thủy văn tuyết (Snow Hydrology) (US Army, 1956) Tầm quan trọng tương đối thành phần khác cân lượng khó xác định xác chúng biến đổi theo thời gian theo mùa theo ngày ngày có điều kiện thời tiết khác Ví dụ: nước Anh, phần lớn trường hợp tuyết tan xảy điều kiện thời tiết ôn hòa nhiều mây lộng gió thời kỳ xạ mặt trời nhỏ vào mùa đông (Hough Hollis, 1997) Tuyết tan thường gắn liền với mưa, đặc biệt vùng có khí hậu hải dương, tác dụng lµm nãng trùc tiÕp cđa m­a th­êng th­êng lµ nhá - khoảng 0.0125 mm tuyết tan mm mưa 1C nhiệt độ đóng băng Đúng nguồn lượng cung cấp cho tuyết tan trao đổi rối ẩn nhiệt nhiệt nhạy (trao đổi nhiệt rối) Kuusisto (1986) đà tổng kết phát từ 20 đề tài nghiên cứu thông lượng lượng khối tuyết tan Vào ngày trời nắng tốc độ gió không lớn, xạ hữu hiệu nguồn lượng thu nhận chủ yếu Tầm 63 quan trọng tăng lên mùa xuân đến tăng xạ mặt trời giảm albedo với l·o hãa cđa khèi tut Trao ®ỉi nhiƯt rèi (nhiƯt nhạy) chiếm ưu vào ban đêm ngày nhiều mây Nó lớn có luồng gió mạnh ẩm Mặc dù không khí khô nguyên nhân gây lượng định bốc (sự thăng hoa) tuyết, không khí ẩm có ảnh hưởng đến khèi tut lín h¬n nhiỊu sù ng­ng tơ cđa nước phía tuyết giải phóng lượng ẩn nhiệt đủ lớn để làm tan chảy lượng băng lớn nhiều Trong nhiều trường hợp không đủ số liệu khí tượng để tính toán kho lượng khối tuyết phương pháp kinh nghiệm sử dụng để dự báo lượng thời gian tuyết tan Thường thường mối tương quan tuyết tan khía cạnh nhiệt độ không khí xây dựng (US Army, 1956), rõ ràng theo thảo luận trước thấy biến đổi tầm quan trọng tương đối trình truyền nhiệt khác nhau, số hay phương pháp tính toán tuyết tan đơn lẻ thích hợp cho tất khu vực cho điều kiện thời tiết Zuzel Cox (1975) nghiên cứu Idaho đà phát nhiệt độ không khí biến khí tượng đơn lẻ quan trọng mô hình hồi quy tính tuyết tan, để tính toán đạt kết tốt cần kết hợp với biến khí tượng khác cụ thể áp suất nước, xạ hiệu dụng gió Những mô hình tính tuyết tan đơn giản thừa nhận lượng tan chảy M hàm nhiệt độ không khí Tair: M = C (Tair - Tbase) (2.3) ®ã C hệ số Tbase nhiệt độ Cả hai phải thu thập kinh nghiƯm ®èi víi mét khu vùc thĨ Tèc độ tan tuyết khác với loại thảm phủ thực vật, đặc biệt địa điểm có rừng trống trải Rừng làm ẩm thông lượng rối che dòng trực xạ, xạ sóng dài cao từ cành làm ấm Nói chung, tốc độ tan tuyết mặt đất lưu vực có rừng thấp vùng đất trống Vai trò tán tích trữ tuyết thảo luận chương 2.8 Những tác động người tới phân bố giáng thủy Trong mục trước đà đề cập đến giáng thủy trình không phụ thuộc vào người Con người phải chấp nhận cách thụ động mà tự nhiên quy định hay không quy định Thực tế, rõ ràng hoạt động người có khả ngày lớn làm thay đổi lượng mưa theo quy mô xác định, cố ý hay không Những thí nghiệm làm mưa nhân tạo đà thực từ năm 1940 Nhân ngưng kết nhân tạo, thường bạc iođua, thả vào đám mây để làm tăng giáng thủy Mặc dù có khẳng định thổi phồng lên qua thí nghiệm làm mưa nhân tạo ban đầu, chúng đà bị loại bỏ khẳng định đà khiêm tốn nhiều Trong chế quan trắc quy mô cục đám mây riêng lẻ tác động lớn không râ rµng b»ng Cã rÊt Ýt b»ng chøng cã søc thuyết phục tăng đáng kể lượng mưa tạo khu vực réng lín (Mason, 1975; 64 Essenwanger, 1986) ë quy m« vùng, tồn tranh luận kéo dài việc thảm phủ thực vật ảnh hưởng đến lượng mưa thông qua tác động tới tổn thất bốc hay không Vào kỷ 19, Humber (1876) cho r»ng mét chu kú cđa sù gi¶m l­ỵng m­a ë mét sè vïng ë miỊn Trung n­íc Mỹ chặt phá rừng để phát triển nông nghiệp lúc Những quan điểm phần lớn đà không để ý đến nghiên cứu sau Những nghiên cứu nhấn mạnh chất quy mô lớn vận chuyển nước với khoảng cách xa bốc nước giáng thủy gây sau (Penman, 1963).Tuy nhiên, theo kết nghiên cứu gần đây, quan điểm cần ®­ỵc thay ®ỉi Trong l­u vùc nhiƯt ®íi réng lín rừng rậm Amazon, khoảng nửa lượng mưa bốc từ rừng (Salati Vose, 1984; Suttleworth, 1988a) Việc tiếp tục hoạt động phá rừng quy mô lớn có khả dẫn đến suy giảm lượng bốc hơi, tăng dòng chảy mặt cuối làm giảm lượng giáng thủy khu vực Tương tự, người ta đưa giả thiết thay đổi thảm phủ thực vật đà dẫn đến giảm sút lượng mưa khu vực Sahelian Bắc Phi (Charney, 1975) Sự chăn thả mức làm giảm độ che phủ thảm thực vật để lộ nhiều đất cát dẫn đến tăng albedo bề mặt Điều hạ thấp nhiệt độ mặt đất, làm giảm khả xảy giáng thủy đối lưu Những nghiên cứu sau Sud Fennessy (1982) đà củng cố thêm cho giả thuyết Chương trình Hapex-Mobilhy Tây Nam nước Pháp đà trận mưa riêng biệt lượng bốc cao chặn lại tán c©y cđa mét khu vùc rõng cã chiỊu réng tõ 10-20 km gây lượng mưa lớn gần 30% vùng đất trồng trọt theo hướng gió thỉi (Blyth cïng c¸c céng sù, 1994) Cịng nh­ vËy, Taylor Lebel (1998) đà phát hoàn ngược rõ ràng độ ẩm đất lượng mưa vùng nửa khô hạn phía Tây châu Phi Những kiểu dông ảnh hưởng đến phân bố độ ẩm đất mức độ bốc cục bộ; điều ảnh hưởng đến phân bố mưa đối lưu sau Phân bố mưa quan trắc tồn tháng 65 Hình 2.18 Những dự báo mô hình hoàn lưu chung châu Âu thay đổi lượng mưa (mmd-1) (a) mùa đông (tháng 12 đến tháng 1) (b) mùa hè (tháng đến tháng 8) Những vùng tô đậm cho biết thay đổi (+ / -) lớn 0.25 (dựa theo biểu đồ nguyên Rowntree cộng sự, 1993) quy mô toàn cầu, đà biết việc đốt nhiên liệu hóa thạch đà gây tăng lượng khí cacbonic bầu khí Đây loại khí nhà kính, hấp thụ xạ sóng dài Trái đất phát (bức xạ vũ trụ khí nhà kính) dẫn đến nóng lên bầu khí Điều gây thay đổi hoàn lưu với di chuyển phía cực đới khí hậu biến đổi theo không gian giáng thủy Ban hội thẩm liên phủ Liên Hợp Quốc sù thay ®ỉi khÝ hËu (IPCC – The United Nations Intergovernmental Panel on Climate Change) đà khảo sát tất chứng kết luận: Sự cân nhắc b»ng chøng cho thÊy mét ¶nh h­ëng cã thĨ thÊy râ cđa ng­êi tíi khÝ hËu” (IPCC, 1996) Nh÷ng mô hình thay đổi khí hậu dự báo: nóng lên toàn cầu làm mạnh thêm hoàn lưu phía Tây khu vực Bắc Đại Tây Dương Châu Âu, với việc tăng lượng giáng thủy mùa đông Bắc Trung Âu giảm bán đáo Iberia (Rowntree người khác, 1993) (Hình 2.18) Những thay đổi tới 40% so với đến thời điểm năm 2030 số phần châu Âu phần lớn vùng thay đổi nhỏ nửa số (Rowntree người khác, 1993) Mùa hè nóng khô Điều có xu hướng gây hoạt động mạnh giông bÃo đối lưu với lượng mưa mÃnh liệt Những dự báo nói chung với thay đổi đà ghi nhận kiểu thời tiết gần châu Âu Hơn nữa, Dai người khác (1997) đà nghiên cứu số liệu toàn cầu tìm 66 chứng tăng lượng giáng thủy vùng vĩ độ cao trung bình tương đồng với ảnh hưởng tăng mức độ khí CO2 đà ghi nhận thí nghiệm mô hình hoàn lưu chung Những thay đổi có ảnh hưởng sâu sắc đến tài nguyên nước, môi trường sản lượng lương thực giới Những nhà thủy văn đóng vai trò quan trọng việc tìm hiểu quản lý tài nguyên thay đổi môi trường Tóm tắt vấn đề tập 2.1 Giải thích tầm quan trọng nước khí thủy văn 2.2 Thảo luận thiết bị đo mưa 2.3 Mây dạng mưa định lượng, chất 2.4 Giải thích năm giới lại có lượng mưa khác đặc biệt có nơi nhận 12000 mm 2.5 Thảo luận vài yếu tố nghiên cứu chọn phương pháp xác định lượng mưa từ số thiết bị đo mưa chuẩn 2.6 Thảo luận tầm quan trọng rada thời tiết nghiên cứu mưa 2.7 Định nghĩa phân biệt cặp phạm trù sau: thời kỳ lặp lại khả rủi ro, hạn hán khô hạn 67 ... Anh (6 0 km2/1 vị k? ?) víi mét số nước Pháp (1 10 km2/1 vũ k? ?), Hà Lan (1 30 km2/1 vò k? ?), Trung Quèc (4 70 km2/1 vò k? ?), óc (1 010 km2/1 vò k? ?), Mü (1 040 km2/1 vò k? ?), Arập Xêút (8 140 km2/1 vũ k? ?) Mông... Hình 2. 18 Những dự báo mô hình hoàn lưu chung châu Âu thay đổi lượng mưa (mmd- 1) (a) mùa đông (tháng 12 đến tháng 1) (b) mùa hè (tháng đến tháng 8) Những vùng tô đậm cho biết thay đổi (+ / -) lớn... lũ thành thị (Moore, 199 8) 51 Hình 2. 11 Phân bố không gian mưa bÃo (mm/h) cung cấp rada thời tiết (a) Lượng mưa phía nam nước Anh, 2 0-1 1-1 987, dựa vào rada vµ vị kÕ hiƯu chØnh tõ xa cho (1 ) thêi