Phần lớn các mô hình tuyết tan đều sử dụng sự biến đổi của ph−ơng
pháp cân bằng năng l−ợng đã đ−ợc Wilson (1941) đ−a ra, trong ph−ơng pháp
đó ông đã tổng hợp các nguồn năng l−ợng làm cho tuyết tan. Trong phần này,
ph−ơng pháp cân bằng năng l−ợng và các phép đơn giản hóa của nó đ−ợc nhắc đến đầu tiên, sau đó sẽ mô tả sự áp dụng các ph−ơng pháp kỹ thuật khác nhau của việc tính toán l−ợng tuyết tan đ−ợc kết hợp trong các mô hình hiện đang sử dụng.
3.6.1 Các ph−ơng pháp cân bằng năng l−ợng
Việc sử dụng các kết quả của ph−ơng pháp cân bằng năng l−ợng trong
mô hình có thể hiệu chỉnh rất sát với nó, nh−ng nó có thể không đ−ợc sử dụng rộng rãi và dự tính ngoại trừ vùng có trạm đo kỹ thuật cao & đặc biệt. (Anderson, 1976; Crops of Engineer, 1972; Neill, 1974; Obled & Rosse, 1977).
Phần này bắt đầu với một cái nhìn tổng quát về nguồn năng l−ợng, và sau đó
tiếp tục giải quyết các b−ớc đơn giản hóa có thể dùng và các vấn đề gặp phải trong khi xây dựng mô hình băng tuyết nông ở các l−u vực nhỏ.
3.6.2 Nguồn năng l−ợng
Nguồn năng l−ợng cho một khối tuyết th−ờng đ−ợc đ−a ra là (Gray và ƠNeill, 1974; Crops và Engineer, 1956; Anderson, 1968; Kuzmin1973):
H = HC + He + Hg + Hp + Hrl + Hrs (3.12)
H : tổng l−ợng nhiệt chuyển đến khối tuyết từ môi tr−ờng xung quanh. HC: sự dẫn nhiệt đối l−u nhiệt hoặc cảm nhiệt từ không khí.
Hg: sự dẫn nhiệt qua mặt tiếp xúc đất - tuyết.
Hp : sự dẫn nhiệt do nhiệt l−ợng ẩn chứa trong các hạt n−ớc m−a.
Hrl: tổng l−ợng bức xạ sóng dài trao đổi giữa khối tuyết và môi tr−ờng bao quanh của nó.
Hrs: tổng l−ợng bức xạ sóng ngắn trao đổi giữa tuyết ổi và môi tr−ờng bao quanh của nó.
Đối với các vùng tuyết nông, Gray và Ơ Neill (1974) đã thêm vào một ký
hiệu Hgs, sự dẫn nhiệt bằng bức xạ mặt trời tới mặt đất thâm nhập vào khối
tuyết. Nếu H là tổng năng l−ợng trao đổi, thì l−ợng tan, M, đ−ợc tính bằng
H/Lf, với Lf là ẩn nhiệt nóng chảy của băng. Nếu tồn tại n−ớc ở trong băng
(B<1) thì l−ợng tan đã tính phải chia cho B để xác định l−ợng tan thực.
Sự dẫn nhiệt ẩn và nhiệt cảm thu th−ờng đ−ợc xử lý cùng nhau, bởi vì
chúng có một số yếu tố chung. Một trong nhiều ph−ơng pháp thông th−ờng để
tính sự bay hơi từ bề mặt tuyết là ph−ơng pháp dịch chuyển khối.
Le = f(v)(es - ea) (3.13)
Le: khối l−ợng tổn thất từ hoặc đến tuyết do ng−ng kết hay bay hơi. v: tốc độ gió
es: áp suất bề mặt hơi tuyết (sức tr−ơng hơi n−ớc ở tuyết)
ea: áp suất hơi trong không khí (sức tr−ơng hơi n−ớc ở không khí).
Các ph−ơng pháp đã sử dụng tính l−ợng bay hơi từ mặt n−ớc cũng đ−ợc dùng để tính l−ợng bay hơi từ tuyết. Các ph−ơng pháp đó có thể đ−ợc đặc tr−ng bởi các ph−ơng pháp mô tả sơ l−ợc. Một ví dụ là (Munn, 1966):
z / q k L He = v eρa∂ ∂ (3.14) (adsbygoogle = window.adsbygoogle || []).push({});
Lv: ẩn nhiệt hóa hơi ke: hệ số khuếch tán
ρa: mật độ không khí q: độ ẩm riêng
z: độ cao trên bề mặt
Đối với vùng tuyết ở Ottawa, Ontario, Gold và Williamss (1961) đã tìm
thấy 25% khối tuyết chứa 134mm n−ớc bị mất đi do sự bay hơi trong thòi gian
là 2 tuần. Lemmela (1973) đã tìm ra rằng từ 2,0 đến 9,8% tổng l−ợng đ−ơng
l−ợng n−ớc mất đi từ sự bay hơi.
Novum và một số ng−ời khác (1976) đã đ−a ra luận điểm là sự thăng hoa là thấp đối với phần lớn các khối tuyết và có thể đ−ợc bỏ qua.
Do sự dẫn nhiệt cảm là giống với quá trình bay hơi nên ta có ph−ơng
trình (theo Anderson (1976). a / T K C HC =−ρa p C∂ a ∂ (3.15)
Cp: nhiệt dung riêng đẳng áp kc: hệ số di chuyển rối Ta: nhiệt độ không khí.
Sự dẫn nhiệt từ mặt đất đ−ợc bỏ qua nhiều lần khi các giá trị đ−ợc dự tính là nhỏ. Điều này có thể không phải là tr−ờng hợp th−ờng xuyên, khi Obted và Rosse (1977) đã đ−a ra l−ợng tuyết tan vào một Lysimeter từ bề mặt đốt nóng là 0,8 mm/ngày. Theo Crops và Engineers (1960) đã dùng 0,5 mm/ngày
trên toàn bộ l−u vực. Nghiên cứu khối tuyết nông trên đồng cỏ, Norum và một
số ng−ời khác (1973) đã cảm nhận rằng, sự dẫn nhiệt từ đất vào tuyết là không đủ để làm tăng sự tan tuyết. Hầu hết các nhà xây dựng mô hình đều cho răng quá trình truyền nhiệt này là một hằng số bởi vì cảc hai lý do là rất khó xác định chính xác các giá trị của hệ số truyền nhiệt ở các vùng đất ẩm và đóng băng và giá trị nhỏ nhất đ−ợc so sánh với các dòng nhiệt khác.
Sự dẫn nhiệt trong khối tuyết có một ảnh h−ởng tới trữ l−ợng nhiệt của nó. Thật vậy trong quá trình tan tuyết thì khối tuyết đó là đẳng nhiệt và không có sự thay đổi trữ l−ợng nhiệt khi nhiệt độ thay đổi. Tuy nhiên, trong nhiều
tr−ờng hợp trong suốt mùa tích lũy và một số khối tuyết trong mùa tan, có một gradien nhiệt độ mà ở khối tuyết đó, đặc biệt là các khối tuyết nông và cho lớp 30 - 50 mm trên bề mặt của các lớp băng dày, ở đó n−ớc lỏng sẽ đóng băng vào mỗi tối (Obled và Rosse, 1977)
Allen (1976) đã chia số liệu tính toán nhiệt độ tuyết thành 3 khoảng dựa vào đ−ơng l−ợng n−ớc. Trong tất cả các tr−ờng hợp nhiệt độ bề mặt tuyết đ−ợc giả thiết là nhỏ hơn hoặc bằng nhiệt độ không khí, nh−ng không lớn hơn 00C. Nếu đ−ơng l−ợng n−ớc nhỏ hơn 50mm, thì nhiệt độ trung bình của khối tuyết bằng nhiệt độ ttrung bình ngày của không khí, nh−ng không lớn hơn 5oC. Nếu 50 < W < 114mm thì nhiệt độ khối tuyết bằng 1,5 lần nhiệt độ bề mặt tuyết cộng với nhiệt độ bề mặt đất ở ngày tr−ớc đó. Với W > 144 mm, sử dụng ph−ơng
trình khuếch tán và khối tuyết không đ−ợc coi là đẳng nhiệt. Ông đã tìm ra
rằng, hệ số khuếch tán nhiệt độ, ∞, từ 0 đến 0,025/ (2,75 - ps) cm2/s/k
Mục đích của việc tính toán nhiệt độ khối tuyết là tính toán "tính lạnh" của khối tuyết. Đó là l−ợng năng l−ợng mà nó sẽ lấy từ môi tr−ờng để trờ về nhiệt độ 00C, và đ−ợc tính bằng (Eagleson, 1970)
∫ ρ
= T C dz
HCC s s p (3.16)
HCC - L−ợng nhiệt thiếu (tính lạnh) của khối tuyết.
Đối với các khối tuyết cạn, nó có thể giả thiết một vài nhiệt độ trung bình. L−ợng nhiệt lạnh là không lớn, do giá trị trung bình của quá trình nguội
lạnh do bức xạ ban đêm là khoảng 2mm n−ớc (Eagleson, 1970). Độ dày của
n−ớc t−ơng ứng với HCC là:
HCC = LfρwdCC (3.17)
dcc: độ sâu đ−ơng l−ợng n−ớc ở 00C ρw: mật độ n−ớc
Một khối tuyết dày 320 mm, với các điều kiện của khối ở nhiệt độ trung bình là -16,40C, và mật độ là 0,173gm/cm3, HCC = -45 cal/cm3 hoặc 5,7 mm n−ớc ở 00C sẽ phải đ−ợc thêm vào khối tuyết để đ−a t0 của nó về 00C (Kuzmin, 1972). Việc tính toán này là luôn luôn cần thiết để thu đ−ợc cán cân nhiệt đầy đủ của khối tuyết vì năng l−ợng này phải đ−ợc cung cấp tr−ớc khi sự tan tuyết bắt (adsbygoogle = window.adsbygoogle || []).push({});
đầu. Đó là đặc tính năng l−ợng quan trọng và khuyếch tán đến khối tuyết bởi
m−a.
Tổng l−ợng bức xạ là tổng tất cả các dòng bức xạ và là thành phần quan trọng nhất trong cán cân năng l−ợng của khối tuyết trong suốt quá trình tích lũy và ở những giai đoạn tuyết tiếp tục bao phủ. Tổng l−ợng bức xạ là:
Hr = Hrs - Hrl . . . (3.18)
Đối với các l−u vực nghiên cứu, với tuyết phủ liên tục và ít những thay đổi về địa hình, thì có thể đo Hr, khi đó cả bức xạ sóng ngắn và bức xạ sóng dài đều có xu h−ớng hoàn toàn đồng nhất trên các vùng rộng lớn. Tuy nhiên, Li, cả bức xạ sóng ngắn đi vào và bức xạ sóng dài Rd thu nhận hoặc cả hai đều có thể đo đạc đ−ợc, do đó sẽ phải sử dụng vài phép xấp xỉ - Hrs có thể đ−ợc tính bằng Hrs = Li (1-a), trong đó a - abbedo của tuyết. Albedo đ−ợc tính bằng hàm phân rã từ lần tuyết rơi cuối cùng. Chỉ có bề mặt “lớp hoạt động” (khoảng 100mm trên đỉnh) là có ảnh h−ởng tới albedo và sự hấp thụ bức xạ mặt trời (Anderson, 1976; O' Neill và Gray 1973 a; Obled và Rosse, 1977). Đối với khối tuyết dày hơn, Crops of Engineers (1956 và 1960) giới thiệu rằng, albedo giảm từ 0,80
đến 0,40 sau khoảng 20 ngày. Eggleston và một số ng−ời khác (1971) đã phát
triển hàm phân rã cho albedo nh− một hàm của thời gian, trong khi Anderson
(1976) sử dụng một ph−ơng trình dựa vào mật độ bề mặt tuyết. Bergen (1975)
cũng gợi ý rằng, đối với các cỡ hạt bề mặt trên của tuyết lớn hơn 1,5mm thì albedo là một hàm của mật độ hơn là hàm của cỡ hạt. Ơ Neill và Gray (1973a) đã nhận thấy albedo chỉ thay đổi nhỏ trong suốt mùa không có tuyết tan (0,65- 0,85), nh−ng albedo giảm đột ngột hơn trong mùa tuyết tan, điều đó đ−ợc trình
bày bởi Cục Công Chính (1956). Điều này cũng có thể do là từ các lớp tuyết mỏng hơn.
ƠNeill và Gray (1973b) đã chỉ ra, độ dày của lớp tuyết ảnh h−ởng một
chút tới albedo từ độ dày lớn hơn 30 hoặc 40mm, đó là độ dày mà 5% bức xạ tới
có thể xâm nhập vào. Gerdel (1948) đã tìm thấy rằng 5% l−ợng bức xạ thâm
nhập tới độ sâu 180 mm ở Trung tâm Sierrsa, thông th−ờng bị giảm xuống 0,4
sau một cơn m−a.
Cũng nh− nhiều ng−ời khác, Kuzin (1973) Allen (1976) và Eagleson
(1970) đã bàn luận rất nhiều việc tính toán bức xạ mặt trời trên mặt nghiêng, nh− đồi và các máng rãnh. Không có các giá trị đ−ợc đo, các giá trị đã tính này có thể đ−ợc dùng, nh−ng có thể có kèm theo các sai số lớn, đặc biệt là d−ới các vùng có cây bụi hoặc mây bao phủ. Allen (1976) không cho phép bức xạ sóng ngắn giảm d−ới 5% giá trị đã đo trên bất kỳ độ dốc nào.
Bức xạ sóng dài có thể đ−ợc tính từ quy luật Stephen - Bilzman. Do bức xạ sóng dài đ−ợc phát đi đồng nhất từ bầu trời, thì ảnh h−ởng của địa hình là không rõ ràng nh− là trong bức xạ sóng ngắn. Đối với điều kiện trời quang, quá trình phát xạ th−ờng đ−ợc đ−a vào nh− là một hằng số, trong khi đó độ ẩm của không khí đ−ợc bỏ qua (Bengisson, 1976; Corps of Engineer, 1956). Đối với các
vùng có mùa màng hoặc rừng bao phủ, thì việc tính toán đ−ợc thực hiện cho
từng phần riêng biệt có hay không có lớp phủ thực vật, với nhiệt độ trong tán cây luôn đ−ợc đ−a ra bằng với nhiệt độ không khí.
L−ợng tuyết tan do m−a trên một khối tuyết là không lớn, nh−ng là rất
quan trọng vì nhiệm vụ của nó là tăng nhiệt độ của tuyết đến 0oC và làm đầy
các hố chứa n−ớc có sẵn của khối tuyết. Đối với các khối tuyết mỏng thì khả
năng trữ n−ớc này là rất nhỏ. Thật vậy, l−ợng nhiệt thực chứa trong m−a là (Anderson, 1976):
Hp = ρwCv(Tw - Ts)P (3.19)
trong đó:
Cv: nhiệt dung riêng của n−ớc m−a
Ts = nhiệt độ tuyết
W
ρ = mật độ của n−ớc m−a (adsbygoogle = window.adsbygoogle || []).push({});
P = l−ợng m−a
Nếu giáng thuỷ hoàn toàn là tuyết ở nhiệt ở d−ới 00C thì profile nhiệt độ của khối tuyết sẽ đ−ợc thay đổi lại và nhiệt lạnh của nó sẽ tăng.
3.6.3 Các ph−ơng pháp đơn giản hoá
Một số nhà nghiên cứu đã tìm hiểu sự thay đổi của các thành phần
t−ơng đối quan trọng trong cán cân năng l−ợng. Điều đó góp phần lớn trong
việc đơn giản hoá các phép tính khi điều kiện cho phép hoặc rất nhiều số liệu chi tiết là không có sẵn.
Zuzel và Cox (1975) đã đo các giá trị ngày của gió, nhiệt độ không khí, áp suất hơi n−ớc, l−ới bức xạ, và l−ợng tuyết tan tại một điểm. Họ đã tìm ra rằng, đối với một vùng có tuyết bao phủ th−ờng xuyên thì áp suất hơi n−ớc (sức tr−ơng hơi n−ớc), tổng bức xạ, và tốc độ gió đã giải thích đ−ợc 78% sự thay đổi l−ợng tuyết tan, trong khi đó nhiệt độ không khí và l−ới bức xạ giải thích đ−ợc 60%. Hệ số xác định nhiệt độ là: 0,51 và tổng bức xạ là 0,40.
Raffelson (1974) đã nghiên cứu cán cân năng l−ợng của đám băng trôi
tách biệt ở Wyorning trong quá trình tan. Ông đã tìm ra rằng, các thành phần nhiệt hấp thụ và ẩn nhiệt là gần giống nhau. Về thực chất cả hai là lớn hơn thành phần bức xạ. O’Neill (1972) và Gay với O’Neill (1974) đã tìm ra rằng tổng bức xạ là nguồn năng l−ợng chủ yếu nó cung cấp 93% năng l−ợng cho quá trình tuyết tan ở vùng Canada Praisies khi tuyết bao phủ liên tục. Đối với
vùng tuyết không phủ liên tục thì khuyếch tán của nhiệt l−ợng từ bề mặt mặt
trống không đến các đám băng trôi độc lập gây nên 44% năng l−ợng tan, đ−ợc
cung cấp bởi sự dẫn nhiệt cảm ứng và 56% đ−ợc cung cấp bởi bức xạ tổng. Cox
và Zuzel (1976) đã tìm ra rằng đối với một đám băng trôi riêng lẻ thì 69% năng l−ợng để tan là có sẵn và sự bay hơi là do nhiệt hấp thụ vào. Cục Công binh (1960) đã cho rằng giá trị bức xạ sóng ngắn là không đổi trong suốt giai đoạn
m−a. King và Molnau (1976) đã chú ý rằng, các ph−ơng pháp chỉ số nhiệt độ
d−ờng áp dụng tốt cho việc tính toán sự tan tuyết trong suốt thời gian mây mù, chỉ ra rằng bức xạ là t−ơng đối không quan trọng trong những giai đoạn này.
Kuzmin (1973) đã khám phá ra 5 cách đơn giản hoá ph−ơng pháp nguồn năng l−ợng cơ sở khác nhau. Ông đã tìm ra rằng, có thể sử dụng nhiệt độ cho các đồng bằng, nh−ng chỉ đ−ợc dùng nếu nhiệt độ trung bình ngày là lớn hơn 20oC.
Sự nhấn mạnh đã đặt vào cách xác định sự tan tuyết bằng cách sử dụng nhiệt độ không khí hoặc một chỉ số nhiệt độ bởi vì dễ dàng thu đ−ợc nhiệt độ không khí và vì nhiệt độ là biến dễ ngoại suy nhất trong số các biến khí t−ợng đã biết. Thông th−ờng, một ph−ơng trình nhiệt độ có cấu tạo nh− sau:
M = k(Ta - Tb) (3.20)
trong đó:
k = hệ số độ ngày (mm/ngày/0C) Tb = nhiệt độ cơ sở, 0C
M = l−ợng tan, mm/ngày
Phần lớn các tr−ờng hợp, Tb đ−ợc giả thiết là một hằng số Granger và
Male (1977) đã dùng Tb = 0 trong khi quan trắc thì k đã tăng trong suốt mùa
tuyết tan. Họ cho rằng, điều này là do ảnh h−ởng của bức xạ lên nhiệt độ
không khí trong suốt giai đoạn quang mây. Anderson (1973) đã sử dụng ph−ơng pháp độ-ngày cho các giai đoạn tan trong thời tiết quang và một cán cân năng l−ợng đơn giản trong suốt giai đoạn m−a khi các yếu tố bức xạ có thể tính đ−ợc dễ dàng hơn. Yếu tố tan đ−ợc phép thay đổi từ một giá trị nhỏ nhất vào ngày 21 tháng 12 đến giá trị lớn nhất của ngày 21 tháng 6, sử dụng một đ−ờng hình sin. Đối với l−u vực Iowa không có rừng bao phủ, yếu tố tan giới
hạn từ 7,3 đến 3,6 mm/0C/ngày. Đối với một vùng mở ở Bohemia, Martinec
(1960) đã phát triển mối quan hệ giữa k và mật độ.
Mokay (1968) đ−a ra cột đ−ờng cong của các nhân tố độ-ngày cho một
vùng thảo nguyên có lớp tuyết mỏng, Gartska (1944) đã chú ý tới mối quan hệ khăng khít giữa dòng chảy tích luỹ và giờ-độ tích lũy trên 00C. Mối quan hệ này đ−ợc coi nh− không đổi trong một trận m−a, nh−ng thay đổi giữa các trận
m−a. Mô hình SSARR (Cục Công binh, 1972) sử dụng bảng yếu tố độ-ngày đ−a vào đối nghịch dòng chảy tích lũy. (adsbygoogle = window.adsbygoogle || []).push({});
Các thí nghiệm SSARR không làm đ−ợc điều đó ở vùng lòng chảo sông
Minnesota (Kim và một số ng−ời khác, 1974). Họ đã dùng các hàm của yếu tố
độ - ngày đối lập với tỉ lệ phần trăm phần không có khối tuyết cũng nh− tích lũy độ - ngày. Cả hai ph−ơng pháp d−ờng nh− đ−ợc sử dụng cho các lòng chảo
lớn có lớp tuyết này. King (1976) đã sử dụng ph−ơng pháp độ - ngày trên các
l−u vực nhỏ ở thảo nguyên Palouse. Ông đã dùng hệ số k nh− một hàm của độ-