Tuyết và l−ợng tuyết đóng một phần vai trò quan trọng trong chế độ
thủy văn của các vùng đồng bằng trong nhiều phần trên trái đất.
Trong phần này chúng tôi sẽ thảo luận các dạng thủy văn của tuyết, điều này là quan trọng trong việc thiết lập mô hình tích tụ (đóng băng) và
tuyết tan trên các l−u vực nhỏ - chủ yếu là lớp tuyết phía trên ở các vùng
không có núi, vì cả tuyết ở phía d−ới sâu và tuyết sát mặt đã đ−ợc nghiên cứu nhiều trong quá khứ (Crops of Engineers, 1956; Leaf và Brink, 1973; Anderson, 1973).
Tuyết đã nhận đ−ợc quan tâm nh− một nguồn n−ớc, chủ yếu ở các vùng
phía Bắc của Bắc Mỹ, Châu Âu và Châu á. Toàn bộ Canada thu nhận một
l−ợng tuyết lớn trong thủy văn (Gray, 1968, Mokey và Thomson 1968), trong
khi đó một số phần của n−ớc Mỹ lại thu nhận một l−ợng tuyết rất ít đặc biệt là các vùng phía Đông - Nam.
Potter (1965) đã xác định tuyết bao phủ trên bề mặt là 25mm hoặc hơn
không quan tâm tới l−ợng n−ớc chứa trong tuyết. Đối với các mục đích thủy
văn thì trữ l−ợng n−ớc là quan trọng hơn độ dày lớp tuyết, trừ khi nó đ−ợc
quan tâm trong các đặc tính riêng biệt của tuyết nh− là nghiên cứu sự đóng
băng trong đất. Do đó, giống nh− các bản đồ của Rusmin (1963); McKay và
Thomson (1968), các bản đồ này mô tả giá n−ớc trong tuyết t−ơng đ−ơng và mật độ tuyết là có nhiều lợi ích cho việc xây dựng mô hình thủy văn. Ngoài ra
s−ơng mù trên cây cối (thực vật) là một yếu tố quan trọng trong một số vùng
mà ở đó l−ợng tuyết không thể tồn tại một l−ợng lớn. Nếu có đủ ngày để s−ơng mù xảy ra, thì không thể thiết lập đ−ợc tính toán nguồn n−ớc nếu bỏ qua quá
trình hình thành s−ơng mù, và sau đó là mô hình hoá quá trình tan và thăng hoa (Makkink và van Heemst, 1975).
3.5.1 Các đặc tính của tuyết
Tuyết ở l−u vực nhỏ th−ờng có đặc tính là lớp tuyết nông (độ sâu < 1m), có mật độ t−ơng đối đồng nhất và thể hiện một sự phân bố lại của tuyết trong suốt thời gian tuyết rơi và sau khi tuyết rơi. Các đặc tính quan trọng và riêng biệt hơn của tuyết đã đ−ợc sử dụng trong sự mô phỏng, là giá trị t−ơng đ−ơng của n−ớc tuyết, mật độ hoặc trọng l−ợng riêng, độ dày lớp tuyết, các đặc tính
quang học và sự mở rộng vùng mà tuyết bao phủ. Giá trị n−ớc t−ơng đ−ơng
trong một lớp tuyết, W, là độ sâu của n−ớc đã chứa đựng trong băng và n−ớc lỏng tồn tại trong lớp tuyết đó. Mật độ của tuyết, P, đ−ợc xác định là khối l−ợng n−ớc trong một đơn vị thể tích tuyết (Martinec, 1976), nh−ng th−ờng đ−ợc biểu diễn nh− là trọng l−ợng riêng và đ−ợc đo đơn giản bằng cách cân một thể tích tuyết đã biết tr−ớc. Trong các quan trắc tuyết thông th−ờng thì cả độ dày lớp tuyết, D, và giá trị n−ớc t−ơng đ−ơng, W, của tuyết đ−ợc xác định (Soil conservation Service, 1972).
P = W/D (3.8)
Một đặc tr−ng là mật độ tuyết th−ờng tăng theo thời gian vì tuyết rơi xuống và tích trữ lại trên mặt đất (Folliot và Thorud, 1969; Gray, 1968; Gartka, 1944). Các giá trị mật độ th−ờng giới hạn giữa 0,15 đến 0,45 (150 - 450 mg/m3), các giá trị là thấp hơn xuất hiện vào đầu mùa tuyết rơi hoặc ngay sau khi tuyết rơi, trong khi đó các giá trị cao hơn chiếm −u thế sau một giai đoạn tan cục bộ hoặc tuyết bay.
Mật độ có thể mô phỏng đ−ợc bằng cách −ớc l−ợng mật độ tại thời điểm tuyết rơi, và sau đó bằng một ph−ơng pháp kết toán để thiết lập giá trị n−ớc t−ơng đ−ơng và độ dày lớp tuyết trên bề mặt. Garstka (1964) đã đ−a ra một giới hạn là 0,01 đến 0,15 đơn vị cho l−ợng tuyết mới rơi trong khi mật độ trung bình của Mỹ là 0,10 đơn vị. Trong miền Đông Colorado, giá trị trung bình 19 năm là 0,119 đơn vị (Grab, 1975). Trong dạng đơn giản nhất, mật độ của tuyết
mới rơi có thể giả sử là 0,10 đơn vị hoặc một ph−ơng trình trọng l−ợng riêng
giống nh− d−ới đây có thể đ−ợc sử dụng để tính mật độ của tuyết mới rơi
(Hydrocomp, 1969).
P = P0 + (T/100)2 (3.9)
P: trọng lực riêng biệt khi T = 0OC P0: trọng lực riêng biệt khi T = -18OC
T: nhiệt độ không khí tại thời điểm đó (hiện tại) (-180C) (adsbygoogle = window.adsbygoogle || []).push({});
Sau đó, vấn đề còn lại là xác định giáng thủy là m−a hay tuyết. Điều này có thể thực hiện đ−ợc bằng một số cách. Đơn giản nhất là giả sử toàn bộ giáng thủy là cả m−a và tuyết dựa vào nhiệt độ là 00C hoặc vài giá trị t−ơng tự. Mô hình SCS TR. 20 (1965) cho việc lập thiết kế l−u vực sông sử dụng 1,70C nh− là điểm phân biệt giữa m−a và tuyết. Cũng là hợp lý, để có thể giả sử một giá trị nhiệt độ lớn hơn 00C ở mực mặt đất từ khi tuyết đ−ợc tạo thành tại độ cao nào đó trong khí quyển.
Shih và một số ng−ời khác (1972) đã sử dụng một ph−ơng pháp khác,
phân chia tỉ lệ phần trăm l−ợng giáng thủy ngày thành m−a và phần còn lại là
tuyết khi mô hình thời gian là một ngày và nhiệt độ chính của ngày đ−ợc sử
dụng. Hydrocomp (1969) sử dụng một sự kết hợp nhiệt kế bầu khô và nhiệt độ điểm s−ơng để xác định xem m−a hay tuyết đang rơi.
Anderson (1976) đã sử dụng hệ ph−ơng trình cơ bản của khối l−ợng và
chuyển hoá năng l−ợng để tìm ra các ph−ơng trình diễn tả mật độ tuyết tăng lên trên bề mặt do độ nặng của tuyết mới rơi tăng lên và sự thay đổi cấu trúc tinh thể. Những ph−ơng trình này tuy chính xác hơn nh−ng lại yêu cầu phải có các hiệu chỉnh bổ sung, chỉ áp dụng tại một điểm. Do đó họ không thực hành
cụ thể, nh−ng đáng để nghiên cứu sâu xa hơn vì các mô hình phức tạp hơn
đ−ợc phát triển và cần có kết quả tốt hơn.
Thông th−ờng, mật độ theo vùng của tuyết trong vùng tuyết nông đ−ợc
(1969) đã đo 195 điểm trong l−u vực sông 170 ha với độ sâu trung bình của giá trị n−ớc t−ơng ứng là 84 mm. Khoảng tin cậy 5% là 9mm, trong khi mật độ là 0,24 ± 0,01 đơn vị. Số l−ợng tuyết tan theo mùa là 0,36 ± 0,07 đơn vị. McKay và
Thomson (1968) đ−a ra một bản đồ, vùng Manitoba và miền đông
Saskatcheuan, chỉ ra mật độ trung bình từ 0,16 đến 0,22 đơn vị. McKay (1968) nói rằng các vùng mà có địa hình và thảm thực vật đồng nhất thì có thể đo đ−ợc một số l−ợng tuyết lớn và một vài số đo mật độ. Điều này chỉ ra rằng, đối với nhiều vùng đất nông nghiệp thì việc dựng mô hình mật độ có thể là chính xác hơn mô hình giá trị n−ớc t−ơng ứng. Hegedus và Szesztaz (1969) đã tìm ra rằng, đối với Hungary, sự thay đổi các hệ số của mật độ (Cv) là < 0,08 trong toàn mùa đông, trong khi đó với độ sâu thì Cv là 0,8 đến 0,20 đơn vị. Ngoài ra, Adams (1976) đã quan trắc trên một vùng rộng 206ha thì độ sâu là thay đổi nhiều hơn (100 - 200mm) so với sự thay đổi của mật độ (0,27 - 0,30 đơn vị)
Vùng lan rộng của tuyết bao phủ trong suốt giai đoạn tuyết tan đ−ợc
dùng để tính toán diện tích của vùng chịu tác động của tuyết tan. Phần lớn các ph−ơng pháp thông th−ờng để thực hiện công việc này giả thiết vùng không có tuyết phủ là một hàm của thời gian từ lần tuyết rơi cuối cùng, hoặc là hàm của tỉ lệ phần trăm dòng chảy mùa.
Phần diện tích vùng không có tuyết bao phủ đ−ợc đ−a ra bởi Martinec
(1960) là: ) e 1 /( 1 A= + −bt (3.10) trong đó:
A: phần diện tích của toàn bộ vùng không có tuyết t: thời gian từ một gốc tùy ý
b: hệ số hiệu chỉnh
Việc đánh giá thời gian tuyết tan là cần thiết. Đối với l−u vực nhỏ, công việc này sẽ th−ờng là t−ơng đối ngắn, phụ thuộc vào giá trị n−ớc t−ơng ứng, diện tích, địa hình, và mặt phủ của l−u vực. Nó có thể chỉ là một vài ngày sau
khi tuyết rơi (Garstka, 1944. Duffel, 1973). Nếu diện tích vùng đã có tuyết bao phủ có quan hệ tới phần trăm dòng chảy mùa thì việc đánh giá ban đầu là tổng
l−ợng dòng chảy đã dự kiến (Crops và Engineer, 1972, Kim và một số ng−ời
khác 1974). Do dòng chảy hình thành cũng có thể có mối t−ơng quan với l−ợng n−ớc t−ơng đ−ơng trên l−u vực thì diện tích cũng có thể liên quan với đ−ơng l−ợng n−ớc còn lại trên l−u vực (Andersen, 1973). Trong cả hai tr−ờng hợp, hình dạng của đ−ờng cong quan hệ diện tích và dòng chảy hoặc đ−ơng l−ợng n−ớc phải đ−ợc xác định cho mỗi l−u vực, nh−ng mỗi đ−ờng cong th−ờng sẽ có một hình dạng hàm số mũ.
Một đặc tính khác rất quan trọng của tuyết để lập mô hình là khả năng giữ n−ớc của nó. Và sẽ không có một chút n−ớc trên sức chứa này thất thoát. L−ợng n−ớc trong tuyết là đặc tính nhiệt của tuyết, B, đ−ợc xác định là tỉ số nhiệt cần thiết cung cấp cho một thể tích n−ớc tan ra từ tuyết với nhiệt cần thiết cung cấp cho một thể tích n−ớc nh− trên tan ra từ băng. Tỉ số này cũng giống nh− là một phần của tuyết là băng.
B = 1 - fp (3.11)
với:
fp - l−ợng n−ớc lỏng chứa trong tuyết nh− là một phần của W.
Giá trị B đ−ợc giới hạn từ 0,78 đến trên 1 ở lớp tuyết có độ dầy là 1,4m trong vùng California (Gerdel, 1945). Ông cũng tìm ra rằng, với đôj dày 0,76m không thể chứa nhiều hơn 10% đ−ơng l−ợng n−ớc nh− n−ớc tự do (fp = 0,10). Anderson (1976) đã sử dụng các giá trị fpmin = 0,03, fpmax = 0,1 và nội suy giữa
hai giá trị này nh− là một hàm số của mật độ. Kovzel (1969) dã tìm ra rằng
khả năng giữ n−ớc của tuyết là có mối t−ơng quan với mật độ của tuyết, bằng (0.11/P) - 0,11 với giới hạn của mật độ là 0,13 đến 0,45. (adsbygoogle = window.adsbygoogle || []).push({});
Dunne và một số ng−ời khác (1976) đã sử dụng giá trị fp = 0,08 để tính
toán sự chuyển động của n−ớc qua băng và tuyết. Colbeck (1974) đã tìm ra
rằng đối với những đám băng tr−ởng thành (p-0,56) fpmin không bằng 0,07 lần thể tích lỗ hổng.
Trong nhiều tr−ờng hợp, các lớp tuyết nông sẽ không thể chứa nhiều n−ớc, khi đó ở độ dày 1m băng với fp = 0,03 và p = 0,50, thì chỉ chứa đ−ợc 15mm n−ớc, đó không phải là một l−ợng lớn nếu so sánh với 500mm l−ợng n−ớc chứa trong băng.