Sự phân bố tuyết rơi và tuyết tan trong mỗi một năm ở n−ớc Mỹ đ−ợc trình bày nh− trong hình 2.18, nh−ng sai số rất lớn có thể ở vùng núi do thiếu dụng cụ đo đạc. Có một l−ợng tuyết tăng dần theo chiều cao và đạt tới 400 in/năm (100cm/năm) xảy ra ở
Sierra Nevađa và vùng Cacade thuộc miền tây n−ớc Mỹ.
L−ợng tuyết đo đạc đ−ợc phải sử dụng các dụng cụ chuyên dùng, dụng cụ đo m−a, các cọc tuyết và băng tuyết nó đ−ợc tích luỹ trong suất thời kỳ tuyết rơi. Nghiên cứu tuyết rơi tại một nơi nào đó là rất cần thiết để biết đ−ợc l−ợng tuyết chìm hay nổi. Trung tâm bảo vệ tài nguyên đất đã tính toán l−ợng tuyết rơi ở nhiều nơi thuộc phía Tây n−ớc Mỹ.
Tuyết có thể là một nhân tố sinh dòng chảy, nhất là ở miền Tây n−ớc Mỹ nh−ng một phần lớn dòng chảy ở mìên Đông Bắc và giữa miền Tây cũng có nguồn gốc từ tuyết. Do các kho chứa và sự tan của băng tuyết đóng vai trò quan trọng trong chu trình thuỷ văn ở một số nơi, các nhà thuỷ văn phải có khả năng dự báo sự phân bố l−ợng băng tuyết đối với toàn bộ dòng chảy. Bởi vì băng tuyết bắt đầu tan vào mùa xuân và tạo nên dòng chảy lớn nhất. Hệ thống kiểm soát nh− sức chứa của hồ chứa đã từng đ−ợc áp dụng ở một vài nơi để cung cấp n−ớc. D−ới những điều kiện nhất định băng tuyết cũng có thể liên quan đến vấn đề lũ, nhất là những vùng núi.
Đặc tr−ng vật lý của băng tuyết
Năng l−ợng biến đổi giữa băng tuyết, khí quyển và trái đất là nhân tố tác động đến tỷ lệ băng tuyết. Các nhân tố địa hình, địa lý, mặt đệm là rất quan trọng. Khi tuyết rơi xuống trong một thời kỳ, mật độ tăng lên với l−ợng băng tuyết lắng xuống và nén lại. Khi tuyết mới rơi mật độ khoảng 10% ở dạng lỏng, nh−ng mật độ có thể tăng lên 50% ở loại khác. Tuy nhiên để tuyết vào bàn tay thì độ sâu của nó bằng 1/10 độ sâu của băng tuyết. Tuyết già có thể giữ lại toàn bộ l−ợng chất lỏng và chống lại ảnh h−ởng của trọng lực. Tuy nhiên nhiệt độ tăng lên làm tuyết tan sẽ sinh dòng chảy. Sức nóng tăng lên tác động vào nhiệt độ đóng băng của tuyết.
Tuyết tan và bốc hơi là hai chu trình nhiệt động lực học và có thể nghiên cứu với một năng l−ợng đạt đến độ cân bằng. Năng l−ợng cho tuyết tan đ−ợc chuyển từ :
1) Năng l−ợng bức xạ mặt trời,
2) Sự thay đổi của năng l−ợng sóng dài,
3) Sự dẫn nhiệt và trao đổi nhiệt của sức nóng hoặc từ không khí, 4) Sự ng−ng tụ hơi n−ớc trong không khí,
5) Khả năng vận chuyển từ đất, và 6) Sức nóng cung cấp bởi m−a rơi.
Sức nóng thay đổi tại bề mặt giữa không khí và băng tuyết sẽ ảnh h−ởng đến quá trình tuyết tan và sức nóng thay đổi theo từng loại đất là điều kiện ảnh h−ởng quan trọng thứ hai. Hình 2.19 cho biết loại năng l−ợng dự trữ khi tuyết tan hàng ngày.
Cho một gam n−ớc đã tan từ băng ở 00C, (320F), 80 cal/g sức nóng đã cung cấp. Tuy vậy nếu mật độ n−ớc là 1g/cm, 80cal sẽ làm tan 80 cm3 (n−ớc cân bằng) tuyết. Thêm vào 80 cal/cm3 = 80 cal/cm2.cm = 80 ly/cm, ở đây ly biểu thị 1 cal/cm2 c−ờng độ bức xạ. Tuy nhiên, 80ly là cần thiết để làm tan 1 cm tuyết, hoặc 2.54 * 80= 203.2 ly/in.l−ợng tuyết (cân bằng n−ớc). N−ớc có thể đóng băng lại với nhiệt độ lạnh hoặc nó có thể dần hình thành từ băng tuyết trong đất, dòng chảy, hoặc từ n−ớc ngầm. Tính toán tuyết tan là rất khó khăn do sự thay đổi của bức xạ mặt trời chiếu xuống mặt đất, và sự thay đổi của hệ số Albedo - hệ số phản chiếu. Mặc dù chỉ 5- 10 % bức xạ sóng
ngắn bị phản chiếu bởi mặt n−ớc, đến 83% bị ảnh h−ởng bởi bề mặt tuyết khô và sạch. Khi tuyết già hệ số Albedo của nó có thể thấp hơn 50% do kết cấu thay đổi, và bức xạ sóng ngắn xâm nhập thay đổi theo độ sâu, do mật độ tuyết.
Phát xạ của tuyết giống nh− một hộp đen, và phát ra bức xạ sóng dài ở 00C t−ơng đ−ơng với 8.4 cm (3.3 in) tan ra trong thời gian một ngày. Do các tia phát xạ từ khí quyển vào trái đất các bức xạ sóng dài giảm khoảng 2 cm(0.8 in) tuyết tan trong một ngày d−ới năng l−ợng mặt trời và gần nhiệt độ đóng băng.
Sức nóng trao đổi giữa một khối băng tuyết và khí quyển đ−ợc tác động bởi quá trình trao đổi, dẫn nhiệt, ng−ng tụ và bốc hơi (Anderson 1976, Cục công binh Mỹ 1956). Tốc độ gió và nhiệt độ không khí là hai nhân tố quan trọng ảnh h−ởng đến mật độ của tuyết mới. Tỷ lệ nhiệt vận chuyển (dẫn nhiệt ) là tỷ lệ khác nhau giữa nhiệt độ không khí Ta và nhiệt độ băng tuyết Ts, và vận tốc gío v. Sự ng−ng tụ, tan ra là tỷ lệ về áp suất hơi n−ớc giữa bề mặt tuyết, khí quyển và tốc độ gió.
Nhiệt vận chuyển từ đất tới khối băng tuyết là rất nhỏ trong một ngày nh−ng nó có thể tích luỹ để làm tan một vài cm trong một mùa. Năng l−ợng này có thể là ch−a đủ để giữ lại độ ẩm cho đất và tạo ra một sự tác động mạnh đến dòng chảy khi quá trình có trong quá trình tuyết, băng tan xảy ra.
Hình 2.18. Tuyết rơi tự nhiên ở n−ớc Mỹ (số liệu do Trung tâm Môi tr−ờng cung cấp)
Nhiệt dộ của những giọt n−ớc m−a giảm dần cho tới khi nó tiếp xúc với khối băng và bằng tổng sức nóng trao đổi với tuyết dựa vào nhiệt độ bề mặt −ớt phồng ra. Cho một ví dụ l−ợng nhiệt thay đổi trong 10mm l−ợng m−a tại 100C sẽ làm tan khoảng 1,2 cm
n−ớc từ khối băng.
Nhiều lòng chảo có đ−ờng bao quanh rất cao, ở phía d−ới của khối tuyết bao phủ (dòng tuyết) bị áp lực và di chuyển lên phía trên hoặc xuống d−ới s−ờn dốc. Khi quá trình tuyết tan, l−ợng tuyết di chuyển nhanh xuống phía có độ dốc thấp, với tỷ lệ tuyết tan giảm theo độ cao. Cho nhiệt độ không khí tại một trạm, đ−ờng phân l−u của l−u vực, và độ cao trung bình của dòng tuyết, ta có thể tính đ−ợc diện tích tuyết tan dựa vào tỷ lệ thay đổi của nhiệt độ không khí theo độ cao khoảng 10C/ 100m. (50F/1000ft) giảm theo độ cao.
Hình 2.19. Các loại năng l−ợng ngày
Năng l−ợng dự trữ của băng tuyết
Năng l−ợng dự trữ của một khối băng đựơc biết trong các thành phần của năng l−ợng hỗn hợp và từ khối băng, với tỷ lệ giữa một đơn vị trên một đơn vị diện tích trên
một dơn vị thời gian. Đơn vị thích hợp nhất là cal/cm2-ngày, hoặc ly/ngày. Trong các thành phần của năng l−ợng dự trữ các thành phần biến đổi dễ dàng.
∆H = QN + Qg +Qc + Qe + Qp’ (2.51)
ở đây
∆H = l−ợng nhiệt băng tuyết thay đổi
QN = Hiệu năng l−ợng sóng ngắn và sóng dài Qg = L−ợng nhiệt vận chuyển từ đất vào khối băng Qc = L−ợng nhiệt trao đổi giữa không khí và khối băng
Qe = L−ợng nhiệt phát ra của quá trình bốc hơi do quá trình ng−ng tụ hơi n−ớc thành băng
Qp = Sự thay đổi l−ợng nhiệt do m−a
Nếu sự thay đổi trong kho chứa là có thể, nó làm cho tuyết già đi hoặc gây ra hiện t−ợng tuyết tan. Các thành phần cụ thể không đ−ợc đề cập ở đây, tuy nhiên sự tính toán hiệu bức xạ sóng ngắn và sóng dài đựơc trình bày chi tiết trong phụ lục D.1. Trao đổi nhiệt và làm tan ng−ng tụ là hai quá trình phức tạp;l−ợng nhiệt hỗn hợp là tỷ lệ giữa gradient nhiệt độ không khí tr−ớc đây và hiện nay. Các hệ số vận chuyển hoặc hệ số khuếch tán là hàm theo vận tốc gió và độ nhám bề mặt; Eagleson (1970) tổng hợp các ph−ơng trình đã xây dựng từ tập số liệu từ Serria Nevada ở California của các kỹ s− ng−ời Mỹ(1956). L−ợng nhiệt di chuyển tới hoặc từ lòng đất th−ờng không đ−ợc chú ý đến, trừ phi l−ợng nhiệt di chuyển tới hoặc từ lòng đất và trừ phi nhiệt độ khối băng và mặt đất đều biết. L−ợng nhiệt chuyển từ n−ớc m−a vào khối băng là tỷ lệ giữa nhiệt độ n−ớc m−a (coi bằng nhiệt độ ẩm chỗ phồng ra) và nhiệt độ của tuyết.
Giả sử rằng tuyết đã già, tổng l−ợng tuyết tan từ một giá trị của H là;
M = ∆H/80 cm/ngày hoặc
M = ∆h/203.2 in/ngày
Ph−ơng pháp năng l−ợng dự trữ là ph−ơng pháp tốt nhất cho việc dự báo tuyết tan khi toàn bộ các thành phần đã đ−ợc xác định. Trung tâm Thời tiết Quốc gia (Anderson 1973,1976) đã phát triển các mô hình cho việc dự báo dòng chảy. Không may mắn là một số các thành phần năng l−ợng dự trữ không thể tính đ−ợc, làm cho việc sử dụng trở nên đơn giản hơn nh−ng không chính xác; ph−ơng pháp độ - ngày chủ yếu dựa vào số liệu nhiệt độ.
Các ph−ơng trình chỉ số tuyết tan - độ - ngày hoặc nhiệt độ
Các ph−ơng trình tuyết tan theo độ - ngày hoặc chỉ số nhiệt độ có thể đ−ợc xây dựng từ ph−ơng trình tuyến tính dự trữ năng l−ợng (Huber 1981). Tuyết tan hàng ngày đ−ợc giả sử là tỷ lệ với nhiệt độ trung bình ngày và nhiệt độ chuẩn:
M = Df(Ta – Tb) (2.53)
ở đây:
M = độ tan hàng ngày (in/ngày, cm/ngày) Ta = nhiệt độ không khí trung bình ngày 0C , 0F) Tb = nhiệt độ chuẩn tan băng (0C, 0F)
Các hệ số kinh nghiệm độ - ngày khoảng từ 0.05 đến 0.15 in/ngày- 0F (0.2 - 0.7 in/ngày - 0C). Ph−ơng trình 2.53 là ph−ơng trình đơn giản, Cục công binh Mỹ đã biểu diễn kết quả của nó trong hình 2.20. Nhiệt độ chuẩn tuyết tan có thể nhỏ hơn nhiệt độ đóng băng từ ph−ơng trình 2.53 cho thấy sự tuyến tính của các điều kịên xem xét trên băng. Các ph−ơng trình trong hình 2.20 nên sử dụng khi Ta< 340F.
Các ph−ơng trình độ - ngày đ−ợc tạo ra rất phức tạp do có các nhân tố nh− l−ợng m−a, gió, bức xạ và các nhân tố khác trong các hệ số. Viessman (1977) đã tổng hợp các ph−ơng trình ban đầu trong công thức kinh nghiệm của Cục công binh Mỹ (1956). Tuy nhiên trong một số tr−ờng hợp nếu số liệu thay đổi một dự án tốt hơn sẽ đ−ợc tạo ra với ph−ơng pháp năng l−ợng dự trữ đầy đủ.
Hình 2.20. Các ph−ơng trình kinh nghiệm độ - ngày (Cục Công binh Mỹ 1956) Chú ý : Ph−ơng trình chỉ áp dụng cho vùng có nhiệt độ nh− trong đ−ờng quá trình.
Tính toán dòng chảy từ tuyết tan
Học thuyết đ−ờng cong dòng chảy đ−ợc kết hợp với l−ợng tuyết tan kể cả số liệu ngắn một vài ngày, hay số liệu trong cả mùa. Dự báo hạn ngắn sử dụng cho việc thiết kế hồ chứa, điều khiển lũ và diễn toán lũ. Để dự báo cho một vài ngày thì chỉ cần số liệu băng tuyết và dòng chảy, còn dự báo dài thì điều kiện đầu tiên là dự báo các đặc tr−ng khí t−ợng. Loại số liệu đ−ợc sử dụng trong việc tính toán dòng chảy sinh ra từ băng tuyết nh− trong hình 2.21.
Tuyết tan chỉ xảy ra ở một số phần của l−u vực đ−ợc bao phủ bởi tuyết và yếu tố quan trọng là tỷ lệ tuyết tan giảm theo độ cao, do càng lên cao nhiệt độ càng giảm. Các nhân tố ảnh h−ởng có thể đ−ợc xem xét bằng việc phân chia các l−u vực thành các l−u vực nhỏ, trong đó giả thiết rằng; độ sâu tuyết, l−ợng tuyết và tổn thất trong các phần l−u vực con là đồng nhất. Trong các tr−ờng hợp cụ thể, tuyết tan đ−ợc xác định bởi các ph−ơng pháp chỉ số đã trình bày ở phần tr−ớc. Các ph−ơng pháp này đ−ợc sử dụng trong việc nghiên cứu lũ, l−ợng nhập l−u ban đầu đã đ−ợc tính toán.
Hình 2.21. Đ−ờng quá trình số liệu khí t−ợng và tính l−ợng n−ớc sinh ra (Cục công binh Mỹ 1956).
Các cơ chế hoạt động của bể chứa đ−ợc sử dụng để điều tiết thành phần n−ớc mặt, với mỗi một thời gian và các đ−ơng đơn vị khác nhau. ph−ơng pháp tính toán kho chứa đ−ợc trình bày chi tiết trong ch−ơng 4..
kết luận
Ch−ơng 2 trình bày chi tiết các cơ sở sự phân tích quan hệ m−a - dòng chảy, một vấn đề trung tâm của các kỹ s− thuỷ văn. Tính l−ợng m−a hiệu quả phải tính đến cả quá trình tổn thất nh−: thấm, bốc hơi, l−ợng trữ, nó t−ơng ứng với dòng chảy mặt trực tiếp. Học thuyết đ−ờng cong đơn vị cho phép biến l−ợng m−a hiệu quả thành đ−ờng quá trình dòng chảy cho cả l−u vực dựa vào phép cộng dồn và làm trễ đ−ợc gọi là kết hợp đ−ờng quá trình. Đ−ờng cong đơn vị đ−ợc xây dựng khi một in dòng chảy trực tiếp đ−ợc sinh ra do l−ợng m−a rơi đồng nhất trên l−u vực trong một thời gian nhất định. Các đ−ờng cong đơn vị có thể đ−ợc biến đổi từ số liệu đo m−a trên l−u vực.
Ph−ơng pháp đ−ờng cong S giúp cho các đ−ờng cong đơn vị trong một thời gian này có thể chuyển thành thời gian khác trên cùng một l−u vực và ph−ơng pháp tổn thất cho phép xây dựng đ−ờng cong đơn vị từ những trận m−a có thời kỳ dài. Học thuyết đ−ờng cong đơn vị trình bày các công thức lý luận hoặc các công thức kinh nghiệm mà có thể áp dụng cho các l−u vực không có số liệu đo đạc.
Ph−ơng pháp Sneyder (1938) là ph−ơng pháp đầu tiên và vẫn đ−ợc sử dụng ở dạng biến dổi nh− ngày nay. các công thức lý luận đ−ờng cong đơn vị chủ yếu phụ thuộc vào các tham số nh−: thời gian tới đỉnh hay thời gian trễ (tp) đ−ợc tính toán bởi độ dài của kênh, độ dốc, diện tích l−u vực và hình dạng l−u vực. Thành phần quan hệ thứ 2 là quan hệ giữa l−u l−ợng lớn nhất và diện tích l−u vực hay tp. Các đ−ờng cong đơn vị th−ờng bị ảnh h−ởng bởi việc đô thị hoá, sự phát triển nông nghiệp hay kênh m−ơng hoá đồng ruộng.
Các mô hình nhận thức đ−ợc phát triển vào cuối những năm 1950 trong sự cố gắng để thiết lập một cơ sở lý thuyết cho đ−ờng cong đơn vị. Các mô hình tuyến tính dựa vào một chuỗi các bể chứa bậc thang đ−ợc sử dụng để mô tả lại l−u vực t−ơng ứng.
Ph−ơng pháp sóng động lực phát triển vào những năm 1960 đối với đ−ờng quá trình dòng chảy tràn và đ−ờng quá trình cho các kênh thông qua việc giải ph−ơng trình liên tục và ph−ơng trình Manning cho một khu vực nhất định.
Ph−ơng pháp sóng động lực trở nên hữu ích đối với việc sử dụng ph−ơng pháp số là chủ yếu và các mô hình trên máy tính nh− HEC-1 của Cục công binh Mỹ thuộc Trung tâm Thuỷ văn công trình (1981).
Phần sau của ch−ơng 2 sẽ trình bày học thuyết tuyết rơi và tuyết tan và mối quan hệ của nó với cơ chế m−a - dòng chảy. Đặc tính của tuyết tan là bao phủ toàn bộ và các ph−ơng trình kinh nghiệm độ- ngày đ−ợc trình bày có thể sử dụng để xác định tỷ lệ tuyết tan theo in.ngày, cm/ngày nh− là một hàm của nhiệt độ không khí và hệ số tan. Tuyết tan có thể là một nhân tố quan trọng ảnh h−ởng đến dòng chảy lũ và xác định l−ợng n−ớc cung cấp.
Bài tập
2.1.
a) Giải thích khái niệm ph−ơng pháp thời gian - diện tích?
b) Các nhân tố đặc tr−ng ảnh h−ởng đến hình dạng, thời gian của đ−ờng cong đơn vị là gì?
c)Làm lại ví dụ 2.2 với c−ờng độ m−a 1/3 in/giờ.
2.2. Xác định đ−ờng quá trình m−a từ các l−ợng m−a thành phần hình P2.2a sử dụng đ−ờng quá trình đơn vị đã cho trong hình P2.2b
Hình P2.2a Hình P2.2b
2.3. a) Cho một đ−ờng quá trình hình tam giác với TB = 12 giờ,
TR = 4 giờ, QP = 2 ft3/s ở đây
TB = thời gian cơ sở của đ−ờng quá trình đơn vị TR = thời gian nhánh lên
QP = l−u l−ợng lớn nhất
xây dựng đ−ờng cong S cho l−u vực