Lượng tuyết rơ

c) Xác định lượng giáng thủy lớn nhất có khả năng xảy ra (PMP Probable Maximum Precipitation)

2.7.2Lượng tuyết rơ

Thường thường những nhận thức về sự có mặt của tuyết là không đủ và nhà thủy văn cần đến một số phép đo đạc về lượng tuyết rơi. Đương lượng nước của tuyết quan trọng hơn nhiều so với độ dầy của lớp tuyết, ví dụ: độ sâu đương lượng nước của tuyết tan có khả năng cung cấp cho dòng chảy mặt và bổ sung cho độ ẩm đất.

Những khó khăn trong việc đo đạc lượng tuyết rơi bằng những vũ kế thậm chí còn lớn hơn đối với mưa. Những bông tuyết còn dễ nhiễu loạn xung quanh vũ kế hơn những hạt mưa, gây ra những lượng thu được thiên nhỏ hơn rất nhiều. Mặc dù những ảnh hưởng của gió có thể được giảm đi rất nhiều bằng cách sử dụng những tấm chắn gió xung quanh các vũ kế nhưng những sai số do lượng thu được thiên nhỏ thường vẫn quá lớn để có thể chấp nhận được (Weiss và Wilson, 1958; Sevruk, 1982). Tổ chức khí tượng thế giới đề xướng một phép so sánh giữa những lượng thu được của một trong những vũ kế được sử dụng rộng rãi nhất với lượng thu được của một máy đo hai lá chắn quan hệ so sánh lẫn nhau (Double Fence Intercomparison Reference - DFIR) bao gồm một máy đo Tretyakov bên trong có hai tấm lá chắn đồng tâm (Goodison và những người khác, 1989). Lượng thu được thiên nhỏ của những vũ kết tiêu chuẩn có quan hệ với DFIR tăng từ một vài phần trăm đối với mưa có gió nhẹ đến 50 % hoặc hơn đối với tuyết rơi có gió to. Rút cuộc là có thể nhận được những cách thức hiệu chỉnh để làm giảm sai số đo đạc của những vũ kế tiêu chuẩn, nhưng điều này yêu cầu những số liệu chi tiết bao gồm tốc độ gió và sự phân biệt giữa giáng thủy rắn và giáng thủy lỏng.

Sẽ là tốt hơn nếu đo đạc độ sâu của tuyết tại những địa điểm cụ thể. Từ đó có thể chuyển về đương lượng nước tuyết bằng cách sử dụng tỷ trọng của tuyết. Tỷ trọng của tuyết tinh khiết biến đổi từ 0.05 đến 0.20 (50 đến 200 kgm-3), phụ thuộc vào nhiệt độ trong cơn bão. Tỷ trọng tăng theo thời gian do sự lắng đọng và nén chặt dưới tác dụng của trọng lực đồng thời còn do bất kỳ sự tan chảy theo không gian và đóng băng

lại của một đống tuyết và nó có thể đạt đến giá trị 600 kgm-3. Hình 2.16 cho thấy một

chuỗi hạn dài của số liệu tuyết.

Hình 2.16 Đương lượng nước cực đại của tuyết mỗi mùa đông ở Alptal (Thụy Sỹ) dựa trên tính toán trung bình cho một đường tuyết dài 20 m, ở độ cao 1140 m so với mực nước biển. (Số liệu do Viện nghiên cứu rừng, tuyết

và cảnh quan Liên bang Thụy Sỹ, Birmensdorf cung cấp).

Độ sâu của tuyết có thể biến thiên rất lớn do địa hình và sự trôi dạt gây ra những vấn đề lấy mẫu theo không gian thậm chí còn nguy hiểm hơn những vấn đề đã thảo luận đối với mưa. Vì lý do này mà độ sâu và tỷ trọng đo đạc được có thể được ước lượng theo những dòng tuyết định trước được lựa chọn làm đại diện cho những điều kiện của một khu vực rộng lớn (Quân đội Mỹ, 1956). Những dòng tuyết này rất đắt tiền để có thể vận hành đặc biệt là ở những nơi xa xôi hẻo lánh và việc đo đạc nói chung là không thể tiến hành thường xuyên được.

Một giải pháp cung cấp được số liệu có độ phân giải thời gian cao hơn nhiều thông qua đo đạc trực tiếp đương lượng nước bằng cách cân tự động những hạt tuyết rơi lên trên một bó tuyết, có đường kính khoảng vài mét, gồm có một chiếc đĩa bằng kim loại hoặc một cái túi dẻo được đổ đầy một loại chất lỏng chống đông. Trọng lượng của tuyết phủ lên được ghi lại qua những thay đổi về áp suất bằng một áp kế hoặc một bộ chuyể đổi áp suất. Việc chọn lựa một vị trí tiêu biểu cho vũ kế có thể là nhân tố quan trọng nhất được xét đến. Những bó tuyết được sử dụng rộng rãi ở miền Tây nước Mỹ, nơi mạng lưới SNOTEL (SNOw TELemetry - phép đo tuyết từ xa) sử dụng trên 500 vũ kế để cung cấp số liệu cho những lưu vực miền núi xa xôi. Những kết quả đo đạc bó tuyết tại một địa điểm ở độ cao 500 m so với mực nước biển ở miền Bắc nước Anh đã được thảo luận bởi Archer và Stewart (1995) (các ông đã chỉ ra rằng tốc độ tan chảy nhanh có thể xảy ra do tốc độ gió lớn cùng với sự đi qua của một front nóng (Hình 2.17).

Hình 2.17 Những kết quả bó tuyết thể hiện dòng chảy tuyết tan, mưa rơi và sông suối cho lưu vực cao nguyên nhỏ vào tháng 12 năm 1993. (1) = dòng chảy tuyết tan được ước lượng (64.2 mm) và (2) = dòng chảy do mưa

rơi (38.7 mm) (theo đồ thị của Archer và Stewart, 1995)

Đương lượng nước của tuyết tại một địa điểm cũng có thể đo được bằng cách sử dụng các chất đồng vị phóng xạ. Một nguồn phóng xạ gamma và một máy dò có thể được nâng lên và hạ xuống ở những ống thẳng đứng riêng biệt qua khối tuyết (snowpack) để cung cấp số liệu về sự thay đổi tỷ trọng thông qua việc đo đạc sự sụt giảm của phóng xạ gamma phát ra. Lần lượt máy dò được đặt trên mặt đất, dưới tuyết và nguồn phát được đặt theo phương thẳng đứng phía trên đỉnh của lớp tuyết (Martinec, 1976). Một phương pháp khác để đo đạc đương lượng nước là di chuyển một nguồn máy dò nơtron và đặt nó xuống một ống thẳng đứng để ghi lại lượng nước thu lại theo một cách tương tự như đo độ ẩm đất (Harding, 1986).

Những đo đạc tại từng điểm có thể cung cấp lượng số liệu có hạn về sự phân bố không đều theo diện tích của lớp tuyết phủ. Đương lượng nước tuyết theo diện tích phải được ước lượng từ các giá trị tại từng điểm, ví dụ thông qua tương quan với địa hình, độ cao so với mặt biển và các thống số mặt đệm. Cảm biến từ xa kết hợp với phương pháp đo vẽ tuyết đối lưu đưa ra cơ hội thu được những thông tin định lượng về sự phân bố theo diện tích của lớp tuyết phủ. Khả năng phát xạ tự nhiên của trái đất cũng cung cấp một cách để đo đạc đương lượng nước tuyết trên những khu vực rộng lớn. Bức xạ gamma tự nhiên phát ra từ lớp trên cùng của đất sẽ bị giảm dần bởi lớp tuyết phủ phía trên. Những đo đạc bằng máy bay được thực hiện khi tuyết phủ trên bề mặt đất có thể so sánh với những kết quả khi mặt đất không có tuyết nhằm cung cấp số liệu về đương lượng nước tuyết (Engman và Gurney, 1991). Mặc dù có những hạn chế nhưng đây là kỹ thuật được sử dụng rộng rãi nhất để tính toán đương lượng nước tuyết và nó được sử dụng ở một số nước bao gồm Mỹ, Liên Xô cũ, Na Uy và Phần Lan (Kuitinen, 1986; Caroll, 1987). Việc sử dụng cảm biến vi sóng để đo độ sâu tuyết phủ và đương lượng nước dường như mang lại một tiềm năng lớn mặc dù còn nhiều việc cần phải làm để phát triển kỹ thuật này. Tait (1998) đã tìm ra những sự phù hợp chấp nhận được giữa những đo đạc bằng vi sóng thụ động thu được bằng vệ tinh với số liệu mặt đất thu được từ những đường tuyết của Liên Xô cũ và số liệu SNOTEL của Mỹ cho những loại đất, địa hình và trạng thái tuyết phủ khác nhau dựa vào nhiệt độ bề mặt.

2.7.3 Tuyết tan

Việc dự báo tuyết tan có ý nghĩa rất quan trọng đối với những vùng có lớp tuyết phủ theo mùa nơi lượng tuyết rơi vào mùa đông chiếm một lượng lớn trong tổng lượng

giáng thủy hàng năm. Nó rất cần để ước lượng những rủi ro của lũ theo mùa và tính toán thời điểm cũng như lượng nước do tuyết tan từ các ngọn núi cung cấp cho tưới ở một số vùng khô hạn. Có rất nhiều phương pháp khác nhau đã được chấp nhận và có thể được tập hợp lại rộng rãi trong các mô hình kinh nghiệm sử dụng các phương trình hồi quy được khai triển giữa các biến của hiện tượng tuyết tan và thời tiết và các mô hình nhận thức trong đó những quá trình thủy văn khác nhau được trình bày một cách rõ ràng (Morris, 1985).

Trước khi hiện tượng tuyết tan có thể xảy ra, sự thay đổi bản chất của khối tuyết phải xuất hiện. Theo thời gian những đặc tính của một khối tuyết thay đổi: tỷ trọng tăng lên, các tinh thể tuyết trở thành những hạt lớn và albedo giảm xuống. Sự tan chảy và quá trình kết tinh lại là rất quan trọng để chuẩn bị cho khối tuyết tan ra. Cùng với sự bắt đầu của sự tăng nhiệt độ, nước do tuyết trên lớp mặt tan thấm xuống những lớp dưới sâu có nhiệt độ thấp hơn và đóng băng trở lại. Quá trình đóng băng này giải phóng ẩn nhiệt, làm nóng những lớp sâu hơn của khối tuyết và theo thời

gian, có xu hướng làm cân bằng nhiệt độ ở 0C trên toàn bộ mặt cắt thẳng đứng của

khối tuyết. Khối tuyết có thể giữ một lượng nước nhất định trong các lỗ dưới tác dụng của trọng lực (thường là từ 2-8 % thể tích; Dunne và Leopold, 1978). Khi quá trình này xảy ra, khối tuyết được coi là đã chín và sự cung cấp thêm năng lượng sẽ gây ra dòng chảy nước do tuyết tan.

Tốc độ của hiện tượng tuyết tan phụ thuộc vào năng lượng trao đổi giữa khối tuyết và môi trường xung quanh nó. Phương trình cân bằng năng lượng của một khối tuyết đẳng nhiệt ở 0C có thể viết như sau:

Qmelt = Rnet + H + LE + P + C (2.2)

Đó chính là năng lượng có thể cung cấp cho tuyết tan, Rnet là bức xạ hữu hiệu (sóng ngắn và sóng dài), H là sự trao đổi đối lưu của thông lượng nhiệt nhạy (trao đổi

nhiệt rối) ở bề mặt tuyết, LE là thông lượng ẩn nhiệt (bao gồm năng lượng thu được

từ quá trình ngưng tụ và mất đi qua quá trình bay hơi và thăng hoa), P là lượng nhiệt

thu được từ mưa ấm và C là lượng nhiệt trao đổi với bề mặt đất phía dưới (thường rất

nhỏ). Dựa vào cơ sở tức thời những số hạng năng lượng được biểu diễn theo thông

lượng năng lượng trên một đơn vị diện tích (Wm-2) và được cộng lại cho một thời đoạn

(chẳng hạn một ngày) chúng được biểu diễn là MJm-2.

Sự phức tạp của cân bằng năng lượng của khối tuyết được bàn luận chi tiết

trong một tác phẩm chuẩn, Thủy văn tuyết (Snow Hydrology) (US Army, 1956). Tầm

quan trọng tương đối của các thành phần khác nhau trong cân bằng năng lượng rất khó xác định chính xác và chúng biến đổi theo thời gian cả theo mùa và theo ngày và giữa những ngày có điều kiện thời tiết khác nhau. Ví dụ: ở nước Anh, phần lớn trường hợp tuyết tan xảy ra trong điều kiện thời tiết ôn hòa nhiều mây và lộng gió trong thời kỳ bức xạ mặt trời nhỏ vào giữa mùa đông (Hough và Hollis, 1997). Tuyết tan thường gắn liền với mưa, đặc biệt là ở những vùng có khí hậu hải dương, mặc dù tác dụng làm nóng trực tiếp của mưa thường thường là nhỏ - khoảng 0.0125 mm tuyết tan trên 1 mm mưa mỗi 1C trên nhiệt độ đóng băng. Đúng hơn là nguồn năng lượng chính cung cấp cho tuyết tan là trao đổi rối của ẩn nhiệt và nhiệt nhạy (trao đổi nhiệt rối).

Kuusisto (1986) đã tổng kết những phát hiện từ 20 đề tài nghiên cứu về thông lượng năng lượng của những khối tuyết tan. Vào những ngày trời nắng và tốc độ gió không lớn, bức xạ hữu hiệu có thể là nguồn năng lượng được thu nhận chủ yếu. Tầm

quan trọng của nó tăng lên khi mùa xuân đến do sự tăng bức xạ mặt trời cũng như sự giảm albedo cùng với sự lão hóa của khối tuyết. Trao đổi nhiệt rối (nhiệt nhạy) sẽ chiếm ưu thế vào ban đêm và trong những ngày nhiều mây. Nó sẽ lớn nhất khi có những luồng gió mạnh và ẩm. Mặc dù không khí khô có thể là nguyên nhân gây ra một lượng nhất định sự bốc hơi (sự thăng hoa) của tuyết, nhưng không khí ẩm có thể có ảnh hưởng đến khối tuyết lớn hơn nhiều do sự ngưng tụ của hơi nước phía trên tuyết giải phóng một lượng ẩn nhiệt đủ lớn để làm tan chảy một lượng băng lớn hơn nhiều.

Trong nhiều trường hợp không đủ số liệu khí tượng để tính toán kho năng lượng của khối tuyết và những phương pháp kinh nghiệm được sử dụng để dự báo lượng và thời gian tuyết tan. Thường thường những mối tương quan giữa tuyết tan và những khía cạnh của nhiệt độ không khí được xây dựng (US Army, 1956), mặc dù rõ ràng theo những thảo luận trước đây chúng ta thấy do sự biến đổi trong tầm quan trọng tương đối của những quá trình truyền nhiệt khác nhau, không có chỉ số hay phương pháp tính toán tuyết tan đơn lẻ nào có thể thích hợp cho tất cả các khu vực và cho mọi điều kiện thời tiết. Zuzel và Cox (1975) trong một nghiên cứu ở Idaho đã phát hiện rằng nhiệt độ không khí là biến khí tượng đơn lẻ quan trọng nhất trong những mô hình hồi quy tính tuyết tan, nhưng để những tính toán đạt kết quả tốt hơn thì cần kết hợp với các biến khí tượng khác cụ thể là áp suất hơi nước, bức xạ hiệu dụng và gió.

Những mô hình tính tuyết tan đơn giản nhất thừa nhận rằng lượng tan chảy

M là một hàm của nhiệt độ không khí Tair: