Các quá trình vật lý và hóa học của hồ - Chương 3 potx

http://www.ebook.edu.vn Chơng 3 phản ứng thuỷ - nhiệt học của hồ tới khí hậu - sự mô tả v mô hình hoá 3.1. Giới thiệu Hệ thống hồ tác động liên tục trở lại các điều kiện khí hậu, trong khi các điều kiện khí hậu ny biến đổi trên một phạm vi không gian v thời gian rộng. Sự phân bố theo không gian của các hồ trên bề mặt trái đất biểu thị các dạng của hon lu khí quyển trong một thời gian di, v chu kỳ khí hậu hng năm trên lu vực hồ đợc phản ánh qua sự biến đổi theo mùa của kích thớc v nhiệt độ của các hồ. Kích thớc hồ đợc quyết định bởi sự cân bằng của lợng nớc vo v ra khỏi hồ. Sự cân bằng nớc v năng lợng hồ gắn liền với khí quyển. Trong phản ứng trở lại các lợng đi vo của khối lợng, năng lợng v động lợng (giáng thuỷ, bức xạ v ứng suất gió), các hồ trả lại khí quyển nhiệt lợng v hơI ẩm thông qua quá trình đối lu v bốc hơi. Sự biến đổi trạng thái thuỷ văn v trạng thái nhiệt của hồ trên ton cầu, trên từng vùng hoặc từng địa phơng, do đó thể hiện cho sự tác động qua lại lẫn nhau đến sự thay đổi khí hậu l sự cung cấp nớc v năng lợng. Phần lớn các quá trình sinh học, hoá học, vật lý học trong hồ bị ảnh hởng trực trực tiếp bởi các thay đổi về thủy văn (nh độ sâu của hồ), hay sự thay đổi nhiệt trong hồ (nh cách sắp xếp thnh từng lớp theo mùa), v nh vậy chịu sự tác động gián tiếp bởi sự thay đổi của khí hậu. Những hiêu biết về sự tác động qua lại lẫn nhau của hệ thống hồ - khí hậu l nền tảng quan trọng trong nhận thức về những tác động của sự thay đổi khí hậu trong những quá trình thuỷ sinh học. Hiện nay tồn tại một số mô hình tơng đối đơn giản về kích thớc v ể xây dựng lại sự thay đổi kích thớc hồ v liên kết giữa cổ khí hậu với kích thớc hồ quá khứ. Trong chơng ny, sự phân bố chung của các hồ đợc so sánh với tổng lợng nớc mặt trong cân bằng thuỷ văn. Ví dụ sự biến chuyển kích thớc hồ xảy ra hơn 10 - 10 4 năm qua đợc thảo luận. Sự biến đổi trong kích thớc hồ ny đợc thảo luận trong giới hạn của quỹ thuỷ văn v những yếu tố không thuộc khí hậu, những mô hình về cấp hồ hiện nay. Những phản ứng trở lại của nhiệt độ hồ đợc kết hợp với điều kiện khí hậu v khí tợng học gây ra nó v tác động nhiệt độ hồ đang đợc sử dụng để tạo số liệu đầu vo cho các quá trình khí tợng v thuỷ văn. Những mô hình ny có thể áp dụng để đánh giá tác động của sự thay đổi khí hậu lên những quá trình xảy ra ở hồ, v đ 100 http://www.ebook.edu.vn lên chu kỳ mùa của cân bằng năng lợng, do đó nhiệt độ trên mặt v dới mặt hồ đợc sắp xếp thnh từng lớp. Trong chơng ny, tổng quan về các mô hình hồ dùng để mô phỏng nhiệt độ v bốc hơI của hồ đợc trình by, v các ứng 3.1. P - E). dụng của các mô hình hồ ny trong các nghiên cứu về biến đổi khí hậu đợc minh họa cụ thể. 3.2. phản ứng thuỷ văn Sự xuất hiện v tồn tại của các hồ trên bề mặt tráI đất nhìn chung liên quan đến lợng dòng chảy trên bề mặt lu vực, m nếu xét trung bình trong một khoảng thời gian di sẽ chính bằng lợng ẩm hiệu quả, hay lợng chênh lệch giữa ma v tổng lợng bốc thoát hơI lu vực. (Hình Hình 3.1: A. Khu vực tốc độ trung bình của giáng thuỷ (P), bốc hơi (E), v dòng mặt (R i ). B. Sự cố của các hồ theo vĩ độ bằng phần trăm bề mặt đất. (Số liệu thuỷ văn A từ Budyko 1977, v số liệu biến cố hồ B đí cải biến sau Street Perrott v Roberts 1983) Trong vùng xích đạo (~ 10 0 S ti 10 0 N ), gần 1,5% bề mặt trái đất đợc bao phủ 101 http://www.ebook.edu.vn bởi các hồ. ở đây giáng thuỷ thờng vợt quá bốc hơi, dòng chảy mặt l lớn nhất v về cơ bản hồ l hở theo kháI niệm thủy văn, nghĩa l nớc thoát ra khỏi hồ qua các cửa mặt hoặc cửa sát mặt. Một vi hồ đợc tìm thấy ở vùng áp cao cận xích đạo (~ 25 0 N tới 25 0 S), nơi m lợng bốc hơi vợt quá xa so với lợng giáng thuỷ v sự thiếu hụt ẩm luôn tồn tại. Mật độ che phủ của hồ lớn nhất đợc tìm thấy ở các vùng vĩ độ trung bình (25 0 đến 60 0 vĩ tuyến bắc v nam). Biểu hiện khác thờng của vĩ độ hìn .1 g v n 1957) v do một số lợng lớn các hồ rộng lớn đó đợc khoét sâu ra phía ngoi bởi lớp phủ băng ở Bắc bán cầu. ở cả hai bán cầu các tần suất xuất hiện lớn nhất của các hồ kín theo khai niệm thủy văn [tức l các hồ ở vùng quặng cuối cùng (các lu vực tự tiêu) không có đờng cho nớc thoát đi trừ việc thông qua sự bốc hơi] tơng ứng với các vĩ độ m tại đó lợng giáng thuỷ gần nh l cân bằng với lợng bốc hơi (R = 0). Sự phụ thuộc của các hồ kín vo sự gần cân bằng giữa lợng giáng thuỷ v lợng bốc hơi tạo ra sự nhạy cảm lớn của các hồ đối với sự thay đổi thuỷ văn, v do đó cũng nhạy cảm đối với sự thay đổi khí hậu. Về phía cực từ vùng vĩ độ trung bình dòng chảy mặt tăng tạo ra một sự giảm tơng ứng của tần suất xuất hiện các hồ kín. Một số hồ có kích thớc thay đổi do sự tăng lợng nớc nhập vo hồ gây ra do bão. Tuy nhiên, phần lớn các hồ tơng đối kém nhạy đối với hầu hết tất cả các cơn bão trừ các cơn bão lớn, v sự thay đổi ngắn hạn trong kích thớc hồ l không quan trọng. Các hồ thờng biểu hiện sự biến đổi kích thớc theo mùa tơng ứng với sự biến đổi theo chu kỳ mùa của các thnh phần thuộc cán cân cân bằng thuỷ văn. Ví dụ, sự thay đổi kích thớc trung bình theo mùa (sự tích trữ) của hồ Erie bị chi phối bởi độ lớn v chu kỳ của giáng thuỷ, bốc hơi v dòng chảy mặt (Hình 3.2). Từ 10 - 100 năm những sự biến đổi của lợng ma, bốc hơi v dòng chảy với khối lợng lớn hơn v chu kỳ di hơn kết hợp lại tạo ra các dao động của kích thớc hồ lớn hơn (Hình 3.3). Sự thay đổi thuỷ văn qua những khoảng thời gian ny l kết quả của sự dịch chuyển các hon lu khí quyển trên phạm vi lục địa v vùng m chúng có thể tồn tại trong vi năm ( ví dụ, Andreeva 1974). Ví dụ, trong suốt thập kỷ 80, điều kiện ẩm ớt trên vùng Bắc Mỹ (Karl v Young 1986, Changnon 1987) tạo ra mức lịch sử lớn ở các hồ Laurentide Great v hồ Great Salt, Utah v một số hồ khác ở Great Basin. Thời kỳ ẩm ớt ny có thể liên quan tới các dạng hon lu khí quyển lục địa gây ra do El Nino Southern Oscillation. El Nino ny l sự kết hợp của các bất thờng về nhiệt độ bề mặt biển v các dạng áp suất khí quyển ở các vùng tây v nam Thái Bình Dơng. Trong suốt 100 năm sự hiện diện của các dịch chuyển khí hậu đợc thể hiện ở các số liệu lịch sử về mực nớc của hồ Great Lakes (Hình 3.3) v các hồ ở vùng Great Basin (Hình 3.4). Sự dao động lớn trong kích thớc hồ đã xảy ra trong suốt 10 3 - 10 5 năm qua trên ton cầu. Các dạng dao động theo không gian v thời gian với biên độ lớn trong h 3 iữa sự phân bố hồ dòng mặt ở 45 0 N đợc cho l do phạm vi không gian rông lớn của biển Caspia v biển Aral (Hutchiso 102 http://www.ebook.edu.vn v tần suất nhỏ ny tơng ứng với các biến đổi khí hậu ton cầu gắn với sự tiến thoái của các lớp băng h lục địa nh một ví dụ (thí dụ, Smith v Street - Perotl 1985, Harison 1989, Benson v những ngời khác 1989). Hình 3.2: Sự biến đổi trung bình theo mùa thời kỳ di hạn của giáng thuỷ, dòng mặt, bốc hơi v sự thay đổi lợng trong tích trữ hồ của hồ Erie (Sau khi cải biến Quinn v Guerra 1986). 103 http://www.ebook.edu.vn Hình 3.3: Sự biến đổi di hạn của cân bằng thuỷ văn hng năm hồ Erie. Giáng thuỷ, dòng mặt v bốc hơi cải biến sau Quinn v Guerra (1986) v số liệu cấp hồ từ Winter v Woo (1990). 104 http://www.ebook.edu.vn Hình 3.4: Xu hớng v sự thay đổi di hạn của mặt hồ ở Great Basin phía tây Hoa Kỳ (đờng đứt: ghi chép lịch sử, đờng liền: đo đạc), mực hồ không phải cho các điều kiện cổ xa (xây dựng lại) v do đó phản ánh tác động của sự rút nớc sông cho sự tới v sử dụng cho tiêu thụ khác, đặc thù trong thời kỳ cuối của sự ghi chép ny (Street Perrott v Harrison 1985). Những sự dao động tỷ lệ hng nghìn năm nay đợc ghi chép lại trong rất nhiều hồ, v nhiều công việc đợc tiến hnh để thiết lập các số liệu theo trình tự thời gian của mực nớc hồ bằng cách kết hợp các phân tích hoá học, sinh học v vật lý học các trầm tích hồ, các đặc điểm địa chất địa mạo, v đôi khi l dấu hiệu khảo cổ học (thí dụ, Bradley 1985, Street - Porrtl v Harrison 1985, Benson v Thompson 1987 a, b; Benson v những ngời khác 1989; Gause v Fontes 1989; COHMAP Members 1989, Benson 1994; Thompson v những ngời khác 105 http://www.ebook.edu.vn 1994). Hình 3. 5: Mực hồ Lahontan (đờng liền) trong niên đại Late - Pleistone so sánh với thể tích chung của băng (đờng đứt) đợc tính toán từ nghiên cứu chi tiết các đơn vị phóng xạ của trọng tâm lòng biển. Số liệu mặt hồ từ Benson (không công bố đợc) v số liệu thể tích băng từ Imbrie v những ngời khác. (1984). Hình 3.6: Điểm khởi đầu từ giá trị trung bình 130 năm của giáng thuỷ (đờng liền) v bốc hơi (đờng đứt) của hồ Great Salt, Utah. Dữ liệu thô thông thờng đợc lm trơn cùng với 5 số hạng, sự di chuyển trung bình. Ví dụ sự biến động theo trình tự th từ phân tích phóng xạ cacbon của nhiều các vật liệu chỉ thị khác nhau (nh ch nớc khoáng), chỉ ra rằng sự dao động lớn về kích thớc của hồ tr lại đây phù hợp t cách đây 18000 ời gian của hồ Lahontan, đợc xây dựng lại đá gần các mạ ong thời kỳ cuối kỷ Plaitoxin xảy ra trong 35000 năm trở ơng ứng với thời điểm có lợng băng h lớn nhất gần đây ( 106 http://www.ebook.edu.vn n sự chuyển tiếp đến giai đoạn có lơng băng h trung bình (Hình 3.5) . Những nghiên cứu khảo cổ ny cung cấp thông tin quý giá về kích thớc v thời điểm tơng đối của những dao động đã xảy ra, v có thể đợc kết hợp với các mô hình thuỷ văn v mô hình nhiệt để phỏng đoán cổ khí hậu. ăm), v tiếp sau đó l Hình 3.7: Điểm khởi đầu từ giá trị trung bình 130 năm của P - E (đờng liền) v mực hồ (đờng đứt) của hồ Great Salt, Utah. Dữ liệu thô thông thờng đợc lm trơn cùng với 5 số hạng, sự di chuyển trung bình (James 1985; Morrisette 1988; bản tóm lợc dữ liệu khí tợng học NOAA). Trong tình trạng vắng các hoạt động kiến tạo v sự tác động của con ngời các ổi khí hậu xảy ra v tồn tại thì hồ sẽ mở rộng hoặc thu hẹp để đạt tới một trạng thái ổn định mới. Nếu hồ c đủ thời gian để đạt tới sự cân bằng với t nó trớc khi sự thay đổi khác xảy ra, thì nó sẽ phải buộc tới trạng thái ổn định kích thớc khác. Do đó lịch sử của kích thớc hồ đợc tạo thnh từ những dao động phụ thuộc vo thời gian m những dao động ny có các biên độ v tần số biến đổi trong một phạm vi rộng. Sự phản ứng trở lại của một hồ tới biến đổi khí hậu đựơc quyết định bởi sự thay đổi nhiều nhân tố nh địa hình, địa mạo, thổ nhỡng v thảm phủ thực vật của lu vực. Các biến đổi của lợng giáng thủy, bôc hơI trên phạm vi lu vực gây ra do khí hậu tạo nên sự thay đổi kích thớc của hồ. Ví dụ, dữ liệu lịch sử từ hồ Great Salt, Utah (Hình 3.6) trình by sự biến đổi chung, sự nghịch biến giữa giáng thuỷ v bốc hơi. Các chu kỳ có dao động giáng thủy l lớn nhất cũng có động về bốc hới l lớn nhất. Dễ thấy nguyên nhân của sự biến đổi ny h có lợi cho giáng thuỷ (mây trên bầu trời, độ ẩm cao) cũng có khuynh hớng giảm thiểu bốc hơi v do đó lm tăng lợng ẩm ớt thực. Sự biến đổi tơng đối của độ ẩm ớt thực thờng đợc sử dụng để thiết lập mối tơng quan của những dao động mực nớc hồ với khí hậu, đặc biệt l trong các nghiên cứu cổ thuỷ văn. Qua các thời kỳ trung bình đủ di mối tơng quan ny hồ hớng tới một kích thớc hoặc mực cân bằng hoặc ở trạng thái ổn định với sự cân bằng thuỷ văn trung bình. Nếu sự thay đ ha rạng thái cân bằng thuỷ văn mới của dao ớng yểntới cực đại thuỷ văn phát sinh trong mặt hồ, l những điều kiện khí qu luôn luôn đúng đắn. Tuy nhiên, nếu khí hậu tồn tại trong thời gian ngắn thì sự thay đổi trong P - E có thể xảy ra trớc khi kết hợp với thay đổi trong mực hồ 107 http://www.ebook.edu.vn (Hình3.7). Do đó dới những điều kiện khí hậu tạm thời, giả sử P - E v mực mặt hồ tăng hoặc giảm cùng nhau chỉ đúng cho các lu vực, m ở đó diện tích bề mặt hồ l lớn so với tổng diện tích lu vực, hoặc những lu vực có lợng trữ nhỏ (trong đất v băng) v những lu vực bị ảnh hởng đồng đều bởi các yếu tố khí hậu. 3.3. cân bằng thuỷ văn Sự thay đổi kích thớc hồ có thể đợc tính toán dựa trên những giá tri đã biết hay ớc lợng của các thnh phần trong cân bằng thuỷ văn. Một phơng trình chung cho sự thay đổi theo thời gian của kích thớc hồ có thể viết dới dạng sau: 010 GGRZAEPZAEP dt dV BBBLLL (1) trong đó: V l thể tích hồ, P L l lợng giáng thủy trên bề mặt hồ (L/T), E L l B l lợng giáng thuỷ trên vùng tập trung nớc hồ (L/T), E B l lợng bốc hơi từ vùng tập trung nớc hồ (L/T), A B (Z) l diện tích bề mặt từ vùng tập trung nớc bên ngoi hồ ở độ cao Z (L 2 ), R 0 l dòng thoát từ hồ (L 3 /T), G 1 l dòng chảy 0 l dòng chảy ngầm từ hồ (L 3 /T). i h, A(Z) đợc lấy từ các bản đồ địa hình, hoặc có thể lấy ác thời đoạn xem xét. Phơng trình (1) rút gọn thnh: lợng bốc hơi từ bề mặt hồ (L/T), A L (Z) l diện tích bề mặt hồ ở độ cao Z (L 2 ), P ngầm vo trong hồ (L 3 /T), G Số l ệu độ sâu - diện tíc xấp xỉ dạng hình học của hình nón, tứ giác hoặc đờng Parabol. Phơng trình (1) phù hợp cho cả hồ kín v hồ hở. Một điều quan trọng l sự nhân biết rằng các quá trình đợc đặc trng bởi các thnh phần của cân bằng thủy văn có thể có các thời gian phản ứng tới biến đổi khí hậu l rất khác nhau (Xem ví dụ, Szestay 1974 v Street Perrolt v Harrison 1985 cho sự phân chia các hồ liên quan tới tính chất, thnh phần của cân bằng thuỷ văn). Mặc dù các thảo luận sau đây có thể áp dụng với các hồ mở, nhng trọng tâm của phần còn lại chơng ny l về các hồ kín vì chúng đợc nghiên cứu rộng hơn nh l yếu tố chỉ thị của biến đổi khí hậu. Đối với các hồ kín thông thông lợng dòng ngầm có thể coi nh bằng 0 cho c ZAEPZAEP dt dV BBBLLL (2) Theo phơng trình (2) tốc độ thay đổi mực nớc hồ theo thời gian của một hồ kín đợc xác định bởi: BB L B LL EP ZA ZA EP dt dZ (3) Thay thế các yếu tố trên: R = R i = (P B E B )A B (Z) v A = A L (Z), dạng rời rạc của phơng trình (3) có thể viết dới dạng sau: 108 http://www.ebook.edu.vn t A R EPZ LL ' ằ ẳ ô ơ ê ' (4) Phản ứng của mực nớc hồ tới sự thay đổi trong cân bằng thuỷ văn có thể đợc thảo luận bằng việc sử dụng phơng trình (4). Để cho đơn giản chúng ta giả thiết rằng P L - E L l cố định v hồ ở trạng thái ổn định với sự cân bằng thuỷ văn ban đầu của nó. Tại thời điểm t 0 hồ ở độ cao Z 0 v diện tích bề mặt A 0 , một sự thay đổi khí hậu xảy ra khi R t > R 0 , trong đó R t biểu thị sự thay đổi giá trị dòng mặt v R 0 l giá trị dòng mặt ban đầu. Vì P L - E L cố định (trên một đơn vị diện tích), nên ở trạng thái ổn định mới diện tích bề mặt A t sẽ lớn hơn A 0 . Phụ thuộc vo độ lớn của sự thay đổi dòng chảy mặt, vo trắc lợng hình thái của lòng chảo (nghĩa l diện tích bề mặt tơng đối theo chiều cao), sự thay đổi mực Z ' sẽ lớn hơn với mỗi bớc thời gian ' t ngay sau khi khí hậu biến đổi, v sau đó sẽ tăng với tốc độ giảm dần đến khi diện tích bề mặt hồ dần dần tiến tới một trạng thái ổn định diện tích bề mặt mới A t v sự khác biệt đại số giữa (R/A t ) v (P L - E L ) tiến đến 0 (nhìn chung P L > E L cho hồ kín). Ngợc lại nếu R t > R 0 , thì A t < A 0 v hồ sẽ bắt đầu trạng thái ổn định diện tích bề mặt của nó với một quỹ đạo đặc trng giống nh trờng hợp mực nớc hồ đó đang đợc nâng lên. Bản chất của các tác động ny tới sự thay đổi thuỷ văn gợi ý rằng quỹ đạo của mực nớc hồ kín khi tiến tới trạng thái ổn định có dạng đờng tiệm cận (Hình 8). Hình 3.8: Ví dụ về trạng thái ổn định quỹ đạo của mực hồ (nhìn vo bi cho các kí hiệu) Đờng tiệm cận phản ứng ny đợc định lơng hóa bởi một khai triển toán học chuẩn xác hơn phơng trình cân bằng thuỷ văn. Sự lợng hóa ny có thể thu đợc bởi phép lấy tích phân phơng trình vi phân (3), v sau một số biến đổi đại số, chúng ta có nghiệm kt ss etZtZ 1 ** (5) trong đó: 0 * tZtZtZ l sự biến đổi tơng đối trong mực Z(t) với trạng thái ổn định mực ban đầu Z(t 0 ) ở thời điểm t 0 (Hình 3.8). Trạng thái ổn đinh ban đầu đợc quyết định bởi: Q 0 A L (Z 0 ) = R 0 A B (Z 0 ) trong đó Q 0 = E L P L . Một trạng 109 [...]... tại sao các mô hình hồ có thể đ ợc sử dụng để kết nối những ghi chép địa chất của mực hồ với khí hậu v cung cấp chuỗi phù hợp của các điều kiện thuỷ văn quá khứ t ơng ứng với các dao động mực hồ lớn 131 http://www.ebook.edu.vn 3. 9 tóm l ợc Độ nhạy của hệ thống hồ tới khí hậu l rỗ rng, thể hiện qua sự phân bố, kích th ớc v cấu trúc nhiệt của các hồ trên khắp thế giới Sự phân bố ton cầu của các hồ phản... bị phân tán tới các độ sâu lớn hơn (Henderson Sellers 1984, 1988) 3. 5.2 Các mô hình v mô hình hóa Tầm quan trọng của vòng tuần hon nhiệt hồ trong sự tác động một vùng quang phổ rộng lớn của quá trình tạo đầm hồ đã thúc đẩy sự phát triển của các mô hình vật lý v thực nghiệm tạo cơ sở cho việc tính toán nhiệt độ hồ Các ph ơng pháp thực nghiệm cho sự tính toán nhiệt độ bề mặt hồ l một hm của vĩ độ đã tìm... Các mô hình số mô tả kích th ớc v nhiệt độ hồ cung cấp các công cụ để liên kết thuỷ sinh học vật lý các hồ một cách trực tiếp với hệ thống khí hậu Việc ứng dụng các mô hình ny l t ơng đối dễ hiểu v yêu cầu về tính toán bằng máy vi tính l nhỏ Các mô hình có thể đ ợc sử dụng để đánh giá ảnh h ởng của khí hậu trong quá khứ, hiện tại v t ơng lai lên kích th ớc hồ v cấu trúc nhiệt, v do đó lên các quá trình. .. nhiệt của các hồ phụ thuộc mạnh mẽ vo sự phân bố của khí hậu, do đó cung cấp phản ứng duy nhất v t ơng phản tới các điều kiện khí hậu Sự thay đổi về cả kích th ớc v cấu trúc nhiệt của các hồ đ ợc ghi lại một cách gián tiếp trong các trầm tích hồ v bởi các đặc tính địa chất biểu thị sự thay đổi quá khứ của khí hậu, do đó có thể dùng hệ thống hồ nh một hệ thống hon hảo để nghiên cứu sự thay đổi của khí... suất hơi n ớc bão ho tại nhiệt độ của bề mặt hồ, ea l áp suất hơi n ớc trong không khí của khí quyển Hệ số truyền khối đ ợc xác định từ một hm của diện tích bề mặt hồ (Brutsuert 1982): N mt 3. 367 10 9 A 0.05 ( 13) áp suất hơi n ớc bão ho đ ợc tính bằng ph ơng trình Richards (1971): e0 101 .32 5 exp 13. 3185t k 1.97t k2 3 0.6445t k 0.1229t k4 (14) với tk = 1 [ 37 3.15/(Tw + 2 73. 15)] áp suất hơi n ớc trong không... không phù hợp với việc đánh giá tác động của sự thay đổi khí hậu trong trạng thái nhiệt độ của một hồ, cũng có thể chúng không đ ợc sử dụng để điều tra động lực học của quá trình tạo đầm hồ ảnh h ởng khí hậu tác động tới trạng thái nhiệt của hồ có thể đ ợc tái tạo bởi cơ sở vật lý của các mô hình số Trong nhiều hồ nông, nơi m l ợng nhiệt dự trữ t ơng đối nhỏ hơn v do đó vòng tuần hon nhiệt độ hng năm... Eng Div ASCE 102(EE3):51 7-5 31 32 Henderson-Sellers B (1982) A simple formula for vertical eddy diffusion coefficients under conditions of nonneutral stability J Geopys Res 87(C8):586O5864 33 Henderson-Sellers B (1984) Engineering limnology.Pitman, London, 35 6 pp 34 Henderson-Sellers B (1985) New formulation of eddy diffusion thermocline models Appl Math Modelling 9:44 1-4 46 35 Henderson-Sellers B (1986)... 30 5 W m-2) Nhiệt độ trung bình hng năm cho các vùng n ớc mở của hồ tăng lên từ 11.60C cho hiện tại tới 13. 20C cho khí hậu 2 CO2 (Hình 3. 14) với độ ấm đ ợc giữ hầu hết ở lớp n ớc gần bề mặt (Hình 3. 15) Hình 3 14: Nhiệt độ bề mặt của hồ Yellowstone, Wyoming đ tái tạo trong ba năm cho vùng n ớc mở, hiện tại (đ ờng liền) v cho tr ờng hợp nóng lên của khí hậu (đ ờng đứt) (Hostetler v Giorgi 1994) Hình 3. 15:... (Hình 3. 19) Ph ơng pháp gần đúng ny chứng minh vì sao khí hậu quyết định sự dao động của mực hồ có thể đ ợc tái tạo cho việc áp dụng để kết nối các mô hình nhiệt với mô hình thuỷ văn v một sự kết hợp giữa đo đạc v đánh giá của dữ liệu đầu vo khí t ợng v thuỷ văn 18 Hình 3. 20: Các giá trị tái tạo ven hồ (đ ờng liền) v n ớc hồ (đ ờng đứt) của O so sánh với các giá trị đo đạc 1987 1989 của vùng ven hồ Pyramid,... ổn định của hồ (lực cản tới những hỗn hợp bị gió cuốn đi; Hutchinson 1975; Straskraba 61980; Wetzen 19 83) Trong các hồ n ớc ngọt ny độ ổn định l một hm của sự chênh lệch về mật độ trong cột n ớc xấp xỉ tới bậc đầu tiên đ ợc quyết định bởi nhiệt độ [Các đặc tính vật lý khác nh sự tác động của hoá học trong mật độ n ớc, cũng có thể quan trọng bằng hoặc hơn trong sự phân tầng đặc tính của một số hồ (ví . nhiều hồ, v nhiều công việc đợc tiến hnh để thiết lập các số liệu theo trình tự thời gian của mực nớc hồ bằng cách kết hợp các phân tích hoá học, sinh học v vật lý học các trầm tích hồ, các đặc. lợng. Phần lớn các quá trình sinh học, hoá học, vật lý học trong hồ bị ảnh hởng trực trực tiếp bởi các thay đổi về thủy văn (nh độ sâu của hồ) , hay sự thay đổi nhiệt trong hồ (nh cách sắp xếp thnh. một hồ, cũng có thể chúng không đợc sử dụng để điều tra động lực học của quá trình tạo đầm hồ. ảnh hởng khí hậu tác động tới trạng thái nhiệt của hồ có thể đợc tái tạo bởi cơ sở vật lý của các