Nguyên lý thủy văn ( NXB ĐH Quốc gia Hà Nội ) - Chương 2 ppsx

24



Chơng 2
Giáng thủy
2.1 Mở đầu và các khái niệm
Giáng thủy là một nhân tố quan trọng điều hòa chế độ thủy văn của một vùng.
Nó là nguồn cung cấp nớc chủ yếu cho bề mặt Trái đất và những kiến thức về sự
phân bố ma theo không gian và thời gian là rất cần thiết để hiểu đợc sự trao đổi
ẩm trong đất, trao đổi nớc ngầm và dòng chảy sông ngòi. Số liệu giáng thủy thu
thập dễ dàng hơn, tại nhiều vị trí hơn và có thời gian dài hơn các thành phần khác
trong vòng tuần hoàn của nớc.
ở
một số nơi trên thế giới, số liệu giáng thủy là
những số liệu thủy văn duy nhất trực tiếp đo đạc đợc. Do đó việc nghiên cứu giáng
thủy có tầm quan trọng đặc biệt đối với các nhà thủy văn học và ở chơng này tập
trung vào sự hình thành và phân bố của nó là những vấn đề liên quan trực tiếp đến
các nhà thủy văn học. Những kiến thức chi tiết hơn về cơ cấu hình thành của giáng
thủy thuộc lĩnh vực nghiên cứu của các nhà khí tợng và khí hậu học. Ngời đọc có
thể tham khảo thêm các tài liệu chuẩn về khí tợng, khí hậu.
Các nhà khí tợng quan tâm đến việc phân tích và giải thích những cơ chế tác
động đến sự phân bố của giáng thủy, mà không quan tâm đến các vấn đề khi giáng
thủy rơi xuống mặt đất. Còn những nhà thủy văn học thì quan tâm đến nó, đó là sự
phân bố, tổng lợng giáng thủy, khi nào và ở đâu giáng thủy sẽ xuất hiện. Do đó,
những hớng nghiên cứu giáng thủy của thủy văn học liên quan tới loại giáng thủy,
sự biến đổi theo không gian và thời gian của nó, việc hiểu và sử dụng chính xác số
liệu đo đạc đợc.
Giáng thủy xuất hiện ở một số dạng và một sự khác biệt tuy đơn giản nhng cơ
bản giữa chúng là dạng rắn và lỏng. Giáng thủy lỏng bao gồm chủ yếu là ma rào và
ma phùn (có kích thớc hạt nhỏ hơn và cờng độ yếu hơn ma rào). Ngợc lại với

giáng thủy lỏng đóng vai trò trực tiếp trong sự chuyển động của nớc trong vòng tuần
hoàn, giáng thủy rắn bao gồm chủ yếu là tuyết tồn tại trên bề mặt đất trong một
khoảng thời gian đáng kể cho tới khi nhiệt độ tăng đủ lớn làm nó tan ra. Vì lí do này
mà giáng thủy rắn, đặc biệt là tuyết, sẽ đợc trình bày riêng ở mục 2.7. Ma đá là
một dạng giáng thủy khá đặc biệt vì mặc dù rơi xuống mặt đất dới dạng rắn nhng
nó thờng tan nhanh trong những điều kiện nhiệt độ thúc đẩy sự tan chảy do đó nó
có xu hớng tác động đến chế độ thủy văn nh một trận ma nặng hạt.
Một số dạng khác của giáng thủy có thể quan trọng với từng khu vực. Ví dụ, ở
một số khu vực nửa khô hạn, nguồn ẩm chính là sơng đợc tạo thành khi không khí
bị lạnh đi về đêm.
ở
vùng ven biển hoặc vùng núi, những giọt nớc nhỏ trong những
đám mây thấp hay sơng mù có thể đọng lại trên cỏ cây và những bề mặt khác. Trong
thực tế, mặc dù không hoàn toàn đúng nhng thuật ngữ giáng thủy và ma
25

thờng đợc dùng tùy tiện và có thể thay thế cho nhau trong bất kỳ hay tất cả các
dạng của chúng.
2.1.1 Hơi nớc
Dù không khí có khô đến đâu đi chăng nữa, nó cũng luôn chứa hơi ẩm dới
dạng những phân tử hơi nớc. Một phân tử hơi nớc là một phân tử khí ở dới nhiệt
độ tới hạn và do đó dễ dàng ngng tụ hoặc hóa lỏng khi có một sự thay đổi tơng đối
nhỏ của nhiệt độ hoặc áp suất. Lợng hơi nớc trong không khí luôn luôn biến đổi
theo thời gian và có thể đợc biểu diễn bằng sức trơng hơi nớc - áp suất riêng phần
của hơi nớc. Đây là một phần rất nhỏ trong toàn bộ áp suất không khí, thờng bằng
2.5 hPa trong khi áp suất khí quyển khoảng 985 hPa (Trenberth, 1992).
Không khí có thể giữ đợc một lợng tối đa hơi nớc trớc khi nó bão hòa và
lợng hơi nớc này tăng theo quy luật hàm logarit cùng với sự tăng của nhiệt độ.
Nhiệt độ không khí càng cao thì nó càng có khả năng giữ đợc nhiều hơi nớc hơn.
Một khi lợng hơi nớc vợt quá giới hạn, chẳng hạn bằng cách làm lạnh, thì sự

ngng tụ xuất hiện. Nhiệt độ xảy ra sự ngng tụ gọi là nhiệt độ điểm sơng. Độ bão
hòa của không khí có thể đợc biểu diễn bằng độ ẩm tơng đối của không khí (là tỉ
lệ giữa áp suất hơi nớc thực tế so với áp suất hơi nớc bão hòa). Do áp suất hơi bão
hòa phụ thuộc nhiệt độ nên độ ẩm tơng đối giảm khi nhiệt độ tăng và ngợc lại, khi
không khí lạnh đi thì độ ẩm tơng đối tăng.
ở
áp suất hơi dới áp suất hơi bão hòa,
không khí cha bão hòa và nếu các điều kiện phù hợp (xem chơng 4), nó có thể hút
thêm hơi ẩm từ quá trình bay hơi.
Lợng hơi ẩm của khí quyển, hay độ ẩm, có thể đo bằng một số dụng cụ. ẩm kế
điểm sơng lần lợt đốt nóng rồi làm lạnh một chiếc gơng và đo nhiệt độ điểm sơng
bằng cách ghi lại sự thay đổi năng suất phát xạ của bề mặt gơng do quá trình hình
thành sự ngng tụ.
ẩ
m biểu gồm 2 nhiệt kế, một chiếc đo nhiệt độ không khí còn
chiếc thứ hai đợc giữ ẩm bằng một miếng vải nhúng trong một cốc nớc. Bầu ẩm bị
làm lạnh bởi nớc bay hơi (nên cần ẩn nhiệt bay hơi) và sự giảm nhiệt độ tơng ứng
với nhiệt kế khô cho biết mức độ bốc hơi, do đó cho biết sự khô ráo của không khí.
Tổng lợng hơi nớc trong khí quyển chỉ chiếm một phần nhỏ trong kho nớc
toàn cầu.
ở
một thời điểm xác định, nớc trong khí quyển chiếm không quá 0,001 %
tổng lợng nớc trong lục địa, đại dơng và khí quyển (xem bảng 1.1), song lợng
nớc nhỏ này lại là nguồn cung cấp một nguồn nớc liên tục dới dạng giáng thủy.
Hơi nớc trong khí quyển lên tới khoảng 25 mm nớc lỏng trong khoảng thời gian
trung bình là 9 ngày (cung cấp một lợng ma trung bình hàng năm khoảng 1000
mm trên toàn cầu). Con số này không đợc thể hiện trên hình 1.1. Một phần lợng
nớc bị mang lên tầng bình lu nơi chúng có thể ở lại trên 10 năm.
ở
một thái cực

khác, một phần nớc đã bay hơi vào những tầng thấp của một đám mây dông có thể
rơi xuống dới dạng giáng thủy trong vòng 1 giờ (Lamb, 1972).
Mặt cắt thẳng đứng của nhiệt độ và áp suất có ảnh hởng đặc biệt quan trọng
tới giáng thủy. Sự biến đổi của nhiệt độ theo độ cao gọi là tốc độ giảm nhiệt độ của
môi trờng gradien nhiệt độ của môi trờng (ELR). Tốc độ giảm thờng là 6

C/km
nhng có thể thay đổi rất lớn giữa các khu vực và theo thời gian và điều này sẽ ảnh
hởng đến sự hoạt động của các khối khí theo một cơ chế nâng lên. Khi một dòng khí
đi lên, nó sẽ giảm áp suất và do đó nở ra và lạnh đi. Nếu không có sự xáo trộn thì
26

không có sự trao đổi nhiệt giữa dòng không khí đi lên và môi trờng xung quanh nó
(quá trình đoạn nhiệt) đây là một giả thiết có lợi cho nhiều mục đích, tốc độ giảm
nhiệt độ khoảng 9,8

C/km, gọi là gradien đoạn nhiệt khô (DALR). Tuy nhiên, nếu
không khí đủ lạnh để trở thành bão hòa thì ẩn nhiệt của quá trình bay hơi sẽ đợc
giải phóng khi hơi nớc ngng tụ tạo thành các giọt nớc.
ẩ
n nhiệt góp phần bù lại
một phần của quá trình lạnh đi, kết quả là dòng thăng lạnh đi với tốc độ chậm hơn
gradien đoạn nhiệt ẩm (SALR). Gradien đoạn nhiệt ẩm nhỏ hơn gradien đoạn nhiệt
khô (thờng bằng khoảng 1/2) và tỉ lệ nghịch với nhiệt độ và áp suất.
ẩ
n nhiệt đợc
giải phóng vì thế tăng cờng chuyển động theo phơng thẳng đứng. Nếu một dòng
khí đã bão hòa có nhiệt độ cao hơn (và do đó nhẹ hơn) không khí xung quanh và
gradien nhiệt độ của môi trờng lớn hơn SALR (hoặc DALR nếu không khí cha bão
hòa), nó sẽ tiếp tục đi lên, khối khí này đợc gọi là ở trạng thái không ổn định. Cuối

cùng khối khí đạt đến điểm mà ở đó nó đủ lạnh để tạo thành mây. Điểm này gọi là
mực ngng kết. Sự thay đổi đặc tính của khối khí chuyển động đợc biểu diễn trên
giản đồ nhiệt động và sự ổn định của chúng cũng nh bất kỳ mực ngng kết nào cũng
có thể đợc xác định ( Hình 2.1).

Hình 2.1 Giản đồ nhiệt động biểu thị sự biến đổi nhiệt độ theo độ cao (giảm áp suất). Nếu một phần tử khí
cha bão hòa đi lên và lạnh đi theo đờng DALR, tới nhiệt độ điểm sơng nó trở thành bão hòa và bắt đầu xảy
ra sự ngng tụ (tạo thành mây). Nếu phần tử khí tiếp tục đi lên nó sẽ tiếp tục bị lạnh đi theo đờng SALR. A =
năng lợng cần cung cấp để phần tử khí đi lên, B = năng lợng đợc giải phóng từ ẩn nhiệt
2.1.2 Mây
Mây là tập hợp của những hạt nớc nhỏ hoặc tinh thể băng lơ lửng trong khí
quyển và trông nh những vật thể trôi lơ lửng màu trắng hoặc xám. Những đám mây
riêng biệt có thể biến đổi trong phạm vi từ vài chục mét đến hàng trăm kilomet.
ở

một thời điểm bất kỳ, có khoảng 1/2 bề mặt Trái đất bị bao phủ bởi những đám mây
và chúng ảnh hởng quan trọng tới cán cân bức xạ (Salby, 1992). Do khả năng phản
xạ lớn hay albedo lớn, mây phản xạ ánh sáng mặt trời đi tới và phản xạ lại bức xạ từ
bề mặt đất giúp cho trái đất đợc ấm áp. Đờng kính của các hạt mây thờng nằm
trong khoảng 1-100

m. Lợng nớc trong một đơn vị thể tích của mây có thể biến
thiên rất lớn, nhng giá trị trung bình khoảng 0.1-0.2 gm
-3
và giá trị lớn nhất theo lý
A

DALR
ELR

B

SALR
Chân mây

Trần mây

Độ cao

X

Nhiệt độ không khí

27

thuyết khoảng 5 gm
-3
(Pruppacher và Klett, 1997).
Mây đợc hình thành khi không khí trở thành bão hòa do sự bốc hơi của nớc
vào không khí hoặc phổ biến hơn là do sự lạnh đi của không khí khi chuyển động lên
cao. Các giọt nớc ngng tụ lên trên các hạt bụi khí đóng vai trò nh những nhân
ngng kết.
ở
nhiệt độ dới nhiệt độ đóng băng, các phân tử hơi nớc có thể đợc biến
đổi trực tiếp thành các tinh thể băng nhờ quá trình thăng hoa. Các nhân ngng kết có
đờng kính khoảng từ 10
-4
đến 1

m và có nguồn gốc rất đa dạng. Chúng bao gồm

khói, bụi, phấn hoa, những phân tử muối từ bọt nớc biển bắn lên và còn thêm các
hạt bụi khí đợc tạo ra tự những phản ứng hóa học nào đó giữa hơi nớc, oxi, nitơ và
một lợng nhỏ các khí (SO
3
, Cl, NH
3
, O
3
, NO
x
) (Preston-Whyte và Tyson, 1988).
Mặc dù khối khí có thể đủ lạnh để tạo thành mây nhng giáng thủy sẽ không
xảy ra trừ phi đạt các điều kiện thích hợp cho sự lớn lên của các giọt nớc hoặc các
tinh thể băng. Vẫn còn nhiều điều không chắc chắn về các chi tiết ví dụ sự lớn lên
của các giọt nớc bởi sự ngng tụ riêng lẻ là quá thiếu để giải thích nguyên nhân
xuất hiện các giọt ma trong vòng một vài giờ diễn ra sự hình thành mây. Chúng ta
đã biết rằng trong các đám mây ấm (nhiệt độ xung quanh lớn hơn nhiệt độ đóng
băng), những cơ chế chủ yếu giúp cho sự lớn lên của các giọt nớc là sự va chạm và sự
liên kết. Trong các đám mây lạnh, các tinh thể băng lớn lên nhanh hơn các giọt nớc
nhờ vào quá trình thăng hoa (hơi nớc ngng tụ trực tiếp thành băng lên các tinh thể
băng) do sức trơng hơi nớc bão hòa tác dụng lên băng nhỏ hơn lên nớc lỏng và
bởi sự va chạm, kết hợp của các tinh thể băng.
2.2 Những cơ chế hình thành giáng thủy
Giáng thủy xảy ra khi một khối không khí ẩm đủ lạnh để trở thành bão hòa và
có sự hiện diện của nhân ngng kết để tạo thành các giọt nớc hoặc các tinh thể
băng. Các quá trình này đã đợc đề cập chi tiết trong nhiều tài liệu (ví dụ Mason
1971; Pruppacher và Klett, 1997) và những điều sau đây là một sự tổng kết ngắn gọn.
Không khí có thể bị lạnh đi theo một số cách, chẳng hạn do sự gặp nhau giữa những
khối không khí có nhiệt độ khác nhau hay là do tiếp xúc với bề mặt lạnh ví dụ mặt
đất. Song cơ chế lạnh đi quan trọng nhất là do chuyển động thăng của không khí.

Khi đi lên, áp suất của không khí giảm, nó nở ra và lạnh đi. Sự lạnh đi này làm giảm
khả năng giữ nớc của khối khí cho tới khi đến nhiệt độ điểm sơng, khối khí trở
thành bão hòa và sự ngng tụ xuất hiện.
Vì đặc điểm của mây (hình dạng, cấu trúc, kiểu, sự trong suốt) biểu diễn sự
chuyển động của không khí nên những loại mây khác nhau gắn liền với các điều kiện
thời tiết khác nhau. Một số mây gắn liền với thời tiết khô ráo hoặc ma nhỏ, trong
khi số khác gắn với những trận ma nặng hạt. Hơn nữa trong những hệ thống thời
tiết, thông thờng có một số loại mây cùng xuất hiện ở những độ cao khác nhau,
thay đổi theo thời gian và ở những vùng khác nhau của một cơn bão. Những thông tin
này đã đợc sử dụng trong công việc dự báo thời tiết hơn 2.000 năm (ví dụ NIH,
1990). Sự phân loại trực quan đợc phát triển bởi Luke Howard 200 năm trớc (mây
ti xếp thành sợi, mây tầng xếp thành tấm, mây tích xếp thành đống) đã đợc
kết hợp với độ cao của mây: tầng thấp (< 2.000 m), tầng trung (2.000-6.000 m), và
tầng cao (>6.000 m) trong những cách phân loại mây hiện đại nh Atlas mây quốc tế
(WMO Tổ chức khí tợng thế giới, 1975; MO cơ quan khí tợng, 1982 ).
28

Những đám mây tầng thấp có thể đợc tạo thành do sự lạnh đi của lớp không
khí phía dới khi tiếp xúc với mặt đệm lạnh, tạo thành sơng mù.
Sự hình thành những đám mây không tự nó gây ra giáng thủy vì cần phải có
một cơ chế cung cấp nguồn hơi ẩm đi vào. Chỉ khi nào những giọt nớc hay những
tinh thể băng lớn lên đến một cỡ nào đó, chúng mới có thể rơi xuống xuyên qua những
dòng khí đi lên dới dạng giáng thủy. Tùy thuộc vào nhiệt độ, chúng có thể rơi xuống
dới đất dới dạng ma, ma đá hoặc tuyết. Vì dòng thăng là nguyên nhân chính gây
ra sự lạnh đi của không khí và giáng thủy nên 3 cách phân loại giáng thủy sau đây
theo những điều kiện khí tợng gây ra chuyển động thẳng đứng của không khí
(front/xoáy, đối lu và địa hình) có thể đợc sử dụng nh một cách chung nhất.
2.2.1 Giáng thủy front và giáng thủy xoáy

ở

ngoài vùng nhiệt đới, giáng thủy thờng là kết quả của những hệ thống thời
tiết có quy mô rộng lớn (có chiều ngang >500 km), với giáng thủy xuất hiện dọc theo
những đới chuyển tiếp hẹp (hay những front) giữa những khối khí cũng nh gắn liền
với hệ thống áp thấp nơi có sự hội tụ và đi lên của không khí. Hệ thống áp thấp bao
gồm những khối khí quay ngợc chiều kim đồng hồ ở Bắc bán cầu và cùng chiều kim
đồng hồ ở Nam bán cầu. Trong trờng hợp giáng thủy front, khối khí nóng ẩm trợt
lên trên nêm khối khí lạnh và nặng hơn. Quá trình này có thể diễn ra ở front nóng
hoặc front lạnh và theo những thuật ngữ khái quát, hai loại front có thể đợc phân
biệt dựa vào loại giáng thủy mà chúng sinh ra (Hình 2.2).
Front lạnh thờng có bề mặt front rất dốc làm cho dòng không khí bốc nhanh
lên cao gây ra ma lớn nhng thời gian ngắn. Ngợc lại, mặt front nóng ít dốc hơn
nhiều làm cho dòng khí đi lên và lạnh đi từ từ gây ra những trận ma có cờng độ
nhỏ hơn nhng lâu hơn. Trên khắp khu vực Tây âu, front nóng thịnh hành về mùa
đông khi gió Tây thổi qua Đại Tây Dơng sang phía Đông ấm hơn không khí ở trong
lục địa, trong khi đó về mùa hè tình hình ngợc lại, front lạnh lại thịnh hành hơn.
ở

ngoài vùng nhiệt đới, những hệ thống xoáy thuận là nguyên nhân của hiện tợng trời
đầy mây bao phủ và gây ra phần lớn giáng thủy. Chúng thờng có chuyển động thẳng
đứng tơng đối yếu của không khí và gây ra ma có cờng độ vừa phải trong thời gian
khá dài.
ở
vùng nhiệt đới, do có sự đốt nóng rất lớn nên giáng thủy có cờng độ mạnh
hơn và thời gian ngắn hơn.
2.2.2 Giáng thủy đối lu
Ma đối lu sinh ra khi sự đốt nóng bề mặt đất làm không khí nóng lên và
xuất hiện những dòng không khí chuyển động mạnh theo phơng thẳng đứng. Nếu
khối khí ở trạng thái không ổn định về nhiệt (mục 2.1.1), nó sẽ tiếp tục chuyển động
lên cao và kết quả là bị lạnh đi, ngng tụ và tạo thành mây gây ra những trận ma
khu vực có cờng độ lớn và thời gian ngắn. Loại ma này phụ thuộc vào nhiệt và ẩm

của không khí từ tầng dới và phổ biến ở khu vực nhiệt đới đặc biệt là vào mùa hè
mặc dù nó cũng xuất hiện tha thớt ở những khu vực khác. Trong khu vực xoáy
thuận nhiệt đới, những mây có thể hình thành những dải xoắn ốc xung quanh tâm
xoáy sinh ra dòng thăng gây ma lớn kéo dài trên diện rộng (Barry và Chorley, 1998).
29


Hình 2.2 Hệ thống bão xoáy thuận ở Bắc bán cầu cho thấy sự xuất hiện của những front và gây ra ma

ở
những vùng bên trong lục địa ấm áp và biển nhiệt đới, những hệ thống đối
lu chuyển động chậm ở giữa (hay gần tâm xoáy) có thể sinh ra một lợng ma đáng
kể và là nguyên nhân của sự tăng một phần khá lớn lợng ma vào mùa hè (Maddox,
1983). Những hệ thống này gồm những đám mây dông bao lấy một vùng rất rộng tới
vài nghìn km
2
. Do kích thớc rất rộng và thờng tồn tại trong một thời gian dài nên
chúng có thể gây ra lũ lụt (Smith và Ward, 1998). Chúng hiếm thấy hơn ở những khu
vực gần biển, đặc biệt là ở vùng vĩ độ trung bình chẳng hạn ở các hòn đảo của nớc
Anh chúng chỉ xuất hiện một năm một lần. Tuy nhiên ngời ta đa ra giả thuyết
rằng những hệ thống nh vậy có thể là nguyên nhân gây ra một số trận lũ trên diện
rộng (và cũng hiếm thấy nhất) từng đợc ghi lại ở nớc Anh (Austin v.v, 1995).
2.2.3 Giáng thủy địa hình
Ma địa hình sinh ra do chuyển động đi lên của khối khí ẩm khi gặp vật cản
nh những dãy núi hay những hòn đảo giữa các đại dơng tơng tự nh khối khí
nóng bị trợt lên trên ở front lạnh. Nó có thể không có khả năng sinh ra giáng thủy
giống nh một hệ thống đối lu hay xoáy thuận nhng sự nâng lên có thể gây ra sự
đối lu không ổn định nguyên nhân chủ yếu là do địa hình. Điển hình là ma rơi
nhiều hơn ở sờn đón gió hơn là sờn khuất gió do khi khối khí đi xuống, nhiệt độ của
nó tăng lên, mây tan đi và ma giảm. Hiệu ứng này có thể quan sát thấy dọc theo bờ

biển phía Tây của khu vực phía Bắc Scandinavi và ở vùng núi phía Bắc và phía Tây
của những hòn đảo của nớc Anh.
ở
một khu vực hơi nhỏ hơn, thỉnh thoảng ngời ta
thấy rằng những ảnh hởng của địa hình có thể định hớng gió, kết quả là lợng ma
lớn nhất không phải ở trên đỉnh đồi mà ở cách đó một khoảng theo hớng gió (Chater
và Sturman, 1998).
Cờng độ của ma địa hình có xu hớng tăng theo độ dày của lớp không khí
30

ẩm đợc nâng lên. Sự tăng thẳng đứng của giáng thủy đang đợc nghiên cứu để tìm
ra tốc độ và hớng gió bằng rada thời tiết và những bản đồ đợc vẽ cho nớc Anh chỉ
ra lợng giáng thủy tăng lên theo độ cao. Tuy nhiên lợng giáng thủy chỉ tăng đến
một độ cao nào đó thì không tăng nữa (Browning và Hill, 1981).
2.3 Phân bố không gian chung của giáng thủy
Trong những trận bão lớn, lợng giáng thủy có thể lớn hơn vài lần lợng nớc
trung bình trong một cột không khí (mặc dù trong thực tế, nó có thể không bao giờ
ma xuống hết ngay cả trong những trận bão lớn nhất) cho thấy rằng những dòng
không khí ẩm đi vào quy mô lớn phải đóng một vai trò then chốt đối với sự phân bố
của giáng thủy.
Những sự biến đổi lớn của lợng giáng thủy cả theo không gian và thời gian có
tầm quan trọng đáng kể đối với những nhà thủy văn học. Thí dụ: có một sự tơng
phản lớn giữa một số sa mạc khô hạn nhất trên thế giới (khoảng 20 năm mới có một
trận ma) với những khu vực ma lớn chẳng hạn nh Bahia Felix ở Chile (trung bình
một năm có 325 ngày ma) (van der Leeden v.v, 1990). Lợng giáng thủy trung bình
hàng năm trên lục địa khoảng 720 mm trái ngợc hẳn với những khu vực nh núi
Waialeale ở đảo Hawai nơi nhận đợc lợng ma hàng năm khoảng 12.000 mm hay
vùng Cherrapunji ở Assam,
ấ
n Độ nơi có năm đã từng ghi lại đợc lợng ma tới trên

26.400 mm và 3.720 mm ma trong thời đoạn 4 ngày (Dhar và Nandargi, 1996).
Cờng độ của những trận ma làm nổi bật vai trò quyết định của những chuyển động
quy mô lớn theo phơng thẳng đứng và theo phơng ngang trong khí quyển trong
việc chuyển dịch những khối khí ẩm rộng lớn từ những nơi có sự bốc hơi mạnh tới
những nơi có giáng thủy lớn.
Khả năng di chuyển rất lớn của khí quyển có nghĩa là những nguồn cung cấp
hơi nớc có thể cách hàng trăm hoặc hàng nghìn km tới khu vực mà tại đó có giáng
thủy. Do đó, sẽ vô cùng khó để tìm một sự liên hệ giữa những thay đổi sử dụng đất
với những thay đổi của giáng thủy. Theo thống kê chỉ có khoảng 10% lợng giáng
thủy trên toàn lục địa á-âu đợc rơi xuống địa điểm có nguồn gốc từ quá trình bốc hơi
bề mặt đất trong lục địa (Brubaker v.v, 1993), 90% còn lại đợc đa đến từ những
khu vực xung quanh.
Trong khi hoạt động và cấu trúc của những cơn bão riêng lẻ là phức tạp và hay
thay đổi trong thời gian ngắn thì những cấu trúc vùng lớn của giáng thủy lại tồn tại
trung bình trong một khoảng thời gian dài. Đây là điểm khác biệt chủ yếu giữa thời
tiết (trạng thái hàng ngày của khí quyển) và khí hậu (quá trình diễn biến trung
bình của thời tiết).
2.3.1 Phân bố giáng thủy toàn cầu
Lợng hơi nớc trung bình trong khí quyển đợc biểu diễn bằng một lợng
giáng thủy tơng đơng khoảng 25 mm. Những giá trị giảm dần có hệ thống từ xích
đạo về cực và cũng thay đổi theo mùa (tăng về mùa hè do có sự đốt nóng và bốc hơi
mạnh hơn). Sự phân bố toàn diện của lợng ẩm trong khí quyển trên toàn Trái đất
liên quan khá chặt chẽ với cấu trúc của khu vực bốc hơi và sự vận chuyển của gió
(Peixoto và Oort, 1992). Mặt khác, phân bố của giáng thủy toàn cầu là khá khó hiểu
đợc vì nó phụ thuộc vào các quá trình gây ra giáng thủy, nói chung là một chuyển
31

động thẳng đứng trong khí quyển làm xuất hiện sự ngng tụ do nhiều nguyên nhân
gây ra. Jaeger (1983) đã đa ra tổng kết về lịch sử phát triển của giáng thủy toàn cầu
thông qua các bản đồ và những đánh giá cân bằng nớc toàn cầu.

Theo những thuật ngữ khái quát, những cơn ma lớn nhất xuất hiện ở khu vực
xích đạo, nơi lợng giáng thủy hàng năm có thể vợt quá 3.000 mm, gắn liền với sự
hội tụ của những hệ thống gió mậu dịch và khí hậu gió mùa. Lợng ẩm lớn và nhiệt
độ ấm áp dẫn đến lợng ma đối lu phong phú. Những vùng có lợng ma thấp
nhất (thờng nhỏ hơn 200 mm/năm) là những vùng cực vĩ độ cao (a) (do có chuyển
động giáng của các khối khí và lợng nớc nhỏ trong những khối khí rất lạnh) và ở
vùng cận nhiệt đới (b) nơi tồn tại rất nhiều sa mạc rộng lớn nhất trên thế giới, có
những áp cao làm tăng các dòng không khí khô chuyển động giáng xuống dới.
ở

vùng vĩ độ trung bình (40-65

) xuất hiện một cực đại phụ của giáng thủy do sự xuất
hiện của các front cực và gắn với những chuyển động xoáy nhiễu loạn.
Cấu trúc chung cơ bản này bị thay đổi bởi một số những nhân tố bao gồm
những biến đổi đột ngột và ngẫu nhiên trong vòng hoàn lu của khí quyển toàn cầu.
Sự bốc hơi từ bề mặt các biển (đặc biệt là biển cận nhiệt đới) là nguồn ẩm chủ yếu của
khí quyển; sự bốc hơi từ trong các lục địa chỉ cung cấp một phần nhỏ của giáng thủy
trên đất liền (xem bảng 1.1). Kết quả là giáng thủy có xu hớng giảm cùng với
khoảng cách tới biển (đa đến những vùng có lợng ma vô cùng thấp gần những
trung tâm của lục địa xa biển).
ở
những vùng ven biển, giáng thủy trên đất liền
thờng lớn hơn giáng thủy ở gần biển do sự xáo trộn cơ học và nhiệt rất lớn của không
khí. Những dãy núi có xu hớng làm tăng lợng giáng thủy, đặc biệt là ở những vùng
có những chuyển động thịnh hành của không khí từ biển vào.
2.3.2 Giáng thủy vùng
Khi nghiên cứu chi tiết các vùng nh Mĩ, Châu
â
u hay Anh quốc, địa hình có

ảnh hởng rõ ràng hơn nhiều (ảnh hởng lớn đến lợng giáng thủy năm mà ít ảnh
hởng đến phân phối giáng thủy theo mùa). Phân bố giáng thủy của châu âu (hình
2.3 và hình 2.4) chịu ảnh hởng mạnh mẽ của đại dơng rộng lớn ở phía Tây, sự phân
bố của núi và hớng chiếm u thế của những cơn gió mang theo ma (từ phía Tây).
Không khí ẩm từ Đại tây dơng đa đến lợng giáng thủy lớn nhất (trên 1.000
mm/năm) ở những bờ biển phía Tây và những dãy núi bao gồm những phía Tây của
nớc Anh, Na Uy, bán đảo Iberia, dãy Pyrenees, Italia, bờ biển Dalmatian của những
ngọn núi vùng Balkan và dãy Alpơ. Lợng giáng thủy thấp nhất (dới 500 mm/năm)
rơi vào những khu vực phía Nam và phía Đông ở sờn khuất gió của những dãy núi
chắn gió nh Thụy Điển và Phần Lan theo hớng gió của dãy Scandinavi, miền
Trung và Đông Nam Tây Ban Nha, Đông Bắc Italia và phía Đông Hy Lạp. Những
vùng đất thấp phía Tây và Trung châu
â
u thờng có lợng giáng thủy khá bằng
nhau khoảng 500-750 mm/năm.
Về mùa đông, có một cực đại giáng thủy ở những bờ biển phía Tây (nớc Anh,
Na Uy, Tây Bắc nớc Pháp) và khu vực Địa Trung Hải (bán đảo Iberia, Italia và Hy
Lạp) và về mùa hè, có một cực đại giáng thủy ở phần lớn các khu vực thuộc Trung Âu
do sự đốt nóng và sự tăng cờng chuyển động đối lu. Khí hậu châu
â
u đợc mô tả
đầy đủ trong nhiều tài liệu chẳng hạn Wallen (1970) và Martyn (1992).
32


Hình 2.3 Phân bố đơn giản lợng giáng thủy trung bình hàng năm của châu âu (mm)

2.4 Đo đạc giáng thủy
Trớc khi nghiên cứu chi tiết sự biến đổi của ma theo không gian và thời gian
cùng những phơng pháp phân tích đặc điểm cờng độ và tần suất ma, đây là lúc

thích hợp để xem xét lại những dụng cụ khác nhau phục vụ cho việc đo đạc, ghi lại số
liệu giáng thủy và thảo luận về một số vấn đề và hạn chế của chúng.
Trong rất nhiều loại giáng thủy khác nhau (ma, ma đá, tuyết v.v ) chỉ có
lợng ma là có thể đo đạc đợc một cách rộng khắp, khá chính xác dù ở bất kỳ mức
độ nào. Vì lí do này mà những mục sau đây chủ yếu đề cập đến lợng ma. Những
phơng pháp riêng đo đạc ma tuyết đợc đề cập trong một mục riêng. Đo đạc giáng
thủy gồm hai khía cạnh: đầu tiên, đo đạc lợng ma điểm ở một máy đo và thứ hai sử
dụng các giá trị thu đợc ở các máy đo để đánh giá ma diện.
33


Hình 2.4 Lợng giáng thủy hàng năm của vơng quốc Anh, 1931-1960 (theo giản đồ gốc của B.W.Atkinson và
P.A.Smithson trong Chandler và Gregory, 1976, dựa trên dữ liệu của cơ quan Khí tợng vơng quốc Anh và
cục khí tợng Eire)

2.4.1 Đo đạc giáng thủy tại từng điểm
Thùng đo ma về cơ bản là một thùng chứa hở để hứng những giọt nớc ma
hay những bông tuyết rơi xuống một diện tích đã biết đợc giới hạn bởi miệng của
thùng. Lợng ma thu đợc có thể đo bằng cách đổ nớc ma ra khỏi thùng hàng
ngày hoặc sau những khoảng thời gian lâu hơn và ghi lại lợng nớc tích tụ hoặc
những thành phần khác bằng cách sử dụng vũ lợng ký (tự động ghi lại cờng độ hay
tốc độ tập trung của ma). Những loại chính của vũ lợng ký hoặc là có bộ phận tự
ghi ghi liên tục những thay đổi của mực nớc trên biểu đồ (ví dụ máy đo ma siphông
Dines) hoặc là những máy đo có chao lật ghi lại số gia của ma điển hình là từ 0.1
đến 0.5 mm. Số liệu ma thời đoạn ngắn rất cần để hiểu đợc những tổn thất của
ma, giới hạn tốc độ thấm vào đất và tính toán những biểu đồ của dòng chảy của lu
vực. Đối với công việc nghiên cứu dòng chảy ở thành phố, độ cao lợng ma trong thời
lợng chỉ một vài phút cũng cần thiết (ví dụ Niemczynowicz, 1989). Những nguyên
tắc chỉ đạo về các thủ tục thu thập và xử lý số liệu ma đợc quy định bởi cơ quan khí
tợng (1982) và WMO (1994). Gunston (1998) quy định những văn bản đặc biệt đối

34

với những nớc phát triển.
Việc đo đạc ma có lẽ đã đợc tiến hành từ trên 2000 năm trớc ở
ấ
n Độ (NIH,
1990) và những thùng đo ma đầu tiên ở châu
â
u có từ thế kỷ thứ 17 (Biswas, 1970).
Năm 1670, ở miền Bắc nớc Pháp, Pierre Perrault dùng thùng đo ma để chứng
minh lần đầu tiên rằng lợng ma hàng năm trên một lu vực nhỏ có thể giải thích
thỏa đáng nguyên nhân gây ra dòng chảy sông quan sát đợc. Tuy nhiên, có rất nhiều
vấn đề tồn tại trong việc thu thập và độ chính xác của số liệu ma. Nguyên nhân
chính của độ chính xác là do chuyển động rối của gió xung quanh thiết bị đo (thờng
dẫn đến những sự đánh giá thấp) (Sevruk, 1982). Điều này có thể đồng thời do sự lộ
quang của địa điểm và loại thùng đo ma.
Những thí nghiệm kiểm tra trong các ống gió cho thấy thùng đo ma ảnh
hởng nh một chớng ngại vật thế nào đến luồng gió, gây ra chuyển động rối và làm
tăng tốc độ gió ở phía trên miệng của thùng đo ma. Kết quả là những hạt giáng thủy
đi vào trong thùng đo có xu hớng bị chệch hớng và bị mang đi xa theo hớng gió
thổi (Robinson và Rodda, 1969; Sevruk v.v., 1989). Hiệu ứng này còn dễ thấy hơn
nhiều trong trờng hợp ma tuyết. Những sai số do chuyển động rối tăng theo tốc độ
gió và sự giảm kích thớc của các hạt. Do đó có thể cho rằng sai số ở những vùng ôn
đới, chẳng hạn nớc Anh, sẽ lớn hơn ở những vùng nhiệt đới do kích thớc hạt nhỏ
hơn, tốc độ gió lớn hơn và sự xuất hiện của giáng thủy dới dạng tuyết rơi.
Những số liệu đo của vũ kế rất dễ bị ảnh hởng bởi những sự thay đổi đột ngột
của môi trờng xung quanh nó. Những yêu cầu chung cho việc đặt vũ kế đợc quy
định trong nhiều văn bản nh MO (1982), Linacre (1992) và WMO (1994). Vị trí đặt
không nên bị tác động quá lâu bởi những cơn gió mạnh và cũng không nên bị che phủ
quá mức bởi những chớng ngại vật ở gần. Theo nguyên tắc chung, vũ kết nên để

cách các chớng ngại vật ít nhất 2 lần (tốt nhất là 4 lần) chiều cao của chúng. Nhng
những hớng dẫn này cũng thừa nhận rằng độ che phủ ở một mức độ nào đó là cần
thiết vì một vị trí trống trải sẽ bị phơi nắng quá nhiều và chịu ảnh hởng quá mức
của gió.
Một trong những cách loại bỏ trực tiếp ảnh hởng của gió là đặt vũ kế trong
một cái hố sao cho miệng của nó ngang bằng với mặt đất (Stevenson, 1842;
Koschmieder, 1934). Nếu đợc đặt ở vị trí thích hợp và đợc bao quanh bởi lới chống
bắn tóe thì loại thùng đo ma này là thiết bị đo ma chính xác nhất, nhận đợc cùng
một lợng ma sẽ rơi xuống đất nếu không có thùng đo ma. Tuy nhiên, loại thùng
đo này không đợc chấp nhận rộng rãi bởi vì cái hố rất dễ bị lấp kín bởi lá cây hoặc
tuyết và trên đất tiêu nớc kém, nó có thể bị ngập nớc. Một phơng pháp đợc chấp
nhận rộng rãi hơn là gắn thêm một tấm chắn phía dới miệng của thùng đo để giảm
bớt chuyển động rối. Nhiều loại khác nhau bao gồm tấm chắn cứng Nipher và tấm
chắn mềm Alter đợc cấu tạo bởi những mảnh kim loại có thể chuyển động trong gió
và do đó hạn chế sự bồi thêm của tuyết. Tuy nhiên, những tấm chắn kiểu này chỉ
thành công một phần (Weiss và Wilson, 1958) và lợng tuyết thu đợc vẫn mắc phải
sai số đáng kể.
Những ảnh hởng của gió đến lợng ma thu đợc của máy đo là điều phải tính
toán đến khi tiến hành công việc phân tích những số liệu ma. Những vũ kế trớc
đây thờng đợc đặt ở trên mái nhà hoặc ở trên tờng cao để chắc chắn không bị con
ngời hay loài vật tác động đến do đó tình cờ làm tăng lợng hứng đợc tiềm năng.
35

Thói quen này vẫn còn rất phổ biến ở nhiều nớc đang phát triển và do vậy cần đặc
biệt chú ý khi phân tích những số liệu này. Ví dụ: số liệu lợng ma ngày liên tục đầu
tiên đợc thu thập ở nớc Anh vào thế kỷ thứ 17 bằng một thùng đo ở trên mái nhà
(Biswas, 1970; Craddock, 1976). Tơng tự, từ năm 1815 đến 1852, vũ kế chính ở đài
quan trắc Radcliffe thuộc trờng đại học Oxford đợc đặt trên nóc lan can ở độ cao 7m
so với mặt đất. Lợng ma hứng đợc ở những vùng cao trống trải càng thấp hơn ở
những thung lũng gần kề càng cho ta cảm giác ma tăng lên khi nó rơi xuyên qua khí

quyển xuống những độ cao thấp hơn. Một hệ quả cực đoan của sự tin tởng này là
việc từ bỏ những kế hoạch xây dựng một hồ chứa trên cao để cung cấp nớc cho thị
trấn Oldham phía Bắc nớc Anh năm 1838 (Binnie, 1981).
Legates và Willmort (1990) đã sử dụng số liệu của gần 25.000 vũ kế để tính
toán lợng giáng thủy toàn cầu và cố gắng chú ý đến vũ kế đo đợc giá trị thấp hơn
giá trị thực bằng cách sử dụng những phơng pháp hiệu chỉnh đợc phát minh bởi
Sevruk (1982). Họ đánh giá giá trị đo đợc thiên nhỏ chiếm tới 10 % toàn bộ, biến đổi
từ 40 % ở gần cực (do tuyết rơi) đến 5 % ở khu vực nhiệt đới. Còn những sai số lớn hơn
có thể xuất hiện trong những cơn bão riêng lẻ. Giá trị đo đợc thiên nhỏ cũng thay đổi
theo mùa đạt giá trị lớn nhất vào mùa đông khi kích thớc của các hạt nớc nhỏ hơn
và tốc độ gió lớn hơn (Rodda, 1968; Green và Helliwell, 1972) (Hình 2.5).

Hình 2.5 So sánh lợng ma thu đợc giữa vũ kế mặt đất và vũ kế chuẩn (30 cm) tại 3 địa điểm ở Coalburn
miền Bắc nớc Anh.
1975-92 Giá trị đo đợc thiên nhỏ so với giá trị thực đã gây sai số lớn hơn trong mùa đông khi tốc độ gió lớn
hơn, kích thớc hạt nớc nhỏ hơn và có thể có tuyết rơi (Dựa trên số liệu do viện thủy văn cung cấp)
Có trên 50 loại máy đo giáng thủy khác nhau đang đợc các quốc gia sử dụng
với chiều cao từ 0.2 đến 2m (Sevruk và Klemm, 1989). Một số trong những loại đợc
sử dụng rộng rãi nhất đợc tổng kết trong bảng 2.1. Ví dụ, ở Anh, vũ kế tiêu chuẩn có
miệng cách mặt đất 305 mm (1 foot) là dụng cụ đo phổ biến nhất.
ở
một số nớc châu
âu khác có thể xảy ra ma tuyết dày, vũ kế có chiều cao 1m hoặc 2m đợc chấp nhận.
Điều này có thể dẫn đến những phức tạp khi so sánh giữa các quốc gia do có những sự
thay đổi đột ngột của giá trị giáng thủy ở biên giới quốc gia (Groisman và Easterling,
36

1994). Để cung cấp một cơ sở so sánh giáng thủy, WMO đề xuất dụng cụ đo giáng
thủy tham khảo tạm thời nhng nó cũng mắc phải những sai số do ảnh hởng của
gió. Thực tế có nhiều lý do đúng theo quy luật tự nhiên đối với việc sử dụng liên tục

các dụng cụ đo khác nhau; dụng cụ đo cao hơn và rộng hơn thích hợp hơn phù hợp với
những khu vực tuyết rơi dày trong khi dụng cụ đo thấp hơn hoặc dụng cụ đo ở mực
mặt đất thấp hơn kích thớc nhỏ hơn thích hợp với những khu vực mà ma chiếm u
thế. Nhiều quốc gia miễn cỡng thay đổi những dụng cụ đo truyền thống bởi vì điều
này có thể gây ra sự không đồng nhất của số liệu ma dẫn đến những vấn đề trong
việc sử dụng những số liệu này để nghiên cứu sự biến đổi khí hậu và đánh giá những
giá trị trung bình nhiều năm. Việc gắn thêm tấm chắn gió Alter vào vũ kế ở những
khu vực miền Tây nớc Mĩ trong những năm 1940 tạo ra sự gián đoạn của liệt số liệu
(Groisman và Gegates, 1994). Đặc điểm của những dụng cụ đo giáng thủy thay đổi ở
một số nớc đợc nói rõ bởi Sevruk và Klemm (1989) và Groisman và Easterling
(1994).
Những lý do này chứng minh sự quan trọng có tính chất quyết định của siêu số
liệu là tính đồng nhất. Những dữ liệu có sự thay đổi địa điểm, bao gồm những thiết bị
đo và mức độ trống của địa điểm đo, có khả năng không tách xu thế thực tế của thời
tiết ra khỏi các hiệu ứng cục bộ. Crane và Hudson (1997) đa ra một sự hiểu biết
quan trọng về những vấn đề trong việc phân tích dữ liệu cho một trạm khí hậu trong
thời đoạn 27 năm do sự thay đổi vị trí đo. Woodley (1996) mô tả những vấn đề (bài
toán) nhận biết và khôi phục những thay đổi không đợc ghi lại trong những quy
trình xử lý dữ liệu của cơ quan khí tợng vơng quốc Anh sử dụng để đánh giá tổng
lợng ma hàng năm cho nớc Anh, Xứ Uên, Scotland trong thời gian dài. Khi phân
tích xử lý số liệu ma thờng quan tâm đến những vấn đề sau:
Những vấn đề đo đạc cụ thể
ở
những địa hình có độ dốc lớn, không chỉ lợng ma biến đổi theo không gian
mà vũ kế chuẩn với miệng nằm ngang cũng sẽ có xu hớng hứng đợc ít giáng thủy
hơn khi gió thổi lên trên sờn dốc và hứng đợc nhiều hơn khi gió thổi xuống. Giải
pháp tốt nhất là sử dụng vũ kế sát mặt đất có miệng nghiêng theo hớng dốc của mặt
đất. Diện tích hứng nớc hiệu quả sau đó phải đợc biến đổi sang theo phơng ngang
bằng cách chia cho cosin của góc nghiêng của đất.
Khoảng 1/3 bề mặt Trái đất đợc bao phủ bởi rừng và không phải lúc nào cũng

có thể đo đạc đợc chính xác giáng thủy. Do đó cần thiết phải lắp đặt thêm một vũ kế
trên một cái tháp ở trên mực ngọn cây (tán cây). Lợng nớc hứng đợc ở trên cây có
thể đạt đợc tơng tự nh vũ kế mặt đất bởi vì chuyển động nhiễu loạn của dòng khí
ở vũ kế cũng tơng tự nh độ ghồ ghề của những tán cây trong rừng nhng điều này
phụ thuộc rất nhiều vào chiều cao của vũ kế so với tán cây (Jaeger, 1985). Nếu vũ kế
quá cao nó sẽ hứng chịu những cơn gió làm giảm lợng nớc hứng đợc trong khi đó
nếu quá thấp nó có thể hứng đợc nhiều hơn thực tế do những giọt nớc nhỏ xuống từ
những cành cây gần kề hoặc hứng đợc ít hơn do bị che khuất. Do đó rất khó để xác
định một độ cao thích hợp cho miệng vũ kế ở những nơi các cây có chiều cao không
đều hoặc ở những nơi địa hình không bằng phẳng. Hơn nữa, vị trí đặt vũ kế đặt trên
tán cây cũng phải tăng đều đặn cùng với sự tăng trởng của cây.
Đối với những nhà thủy văn học, việc đo đạc những trờng hợp ma cực hạn
gây ra những trận lũ hiếm thấy với cờng độ rất lớn có ý nghĩa đặc biệt quan trọng.
37

Dới những điều kiện khắc nghiệt nh thế, hiệu suất của những thiết bị chứ không
phải là những ảnh hởng của gió mới là vấn đề chủ yếu (Sevruk và Geiger, 1981).
Lợng ma có thể vợt quá thể tích chứa của vũ kế khiến cho nớc tràn ra ngoài.
Trận ma có cờng độ lớn có thể làm những cơ cấu tự ghi của vũ kế bị kẹt lại hoặc
mất đi sự chính xác do thời gian có hạn để phao đo tháo nớc siphon (~10 giây cho 1
máy Dines cứ sau 5 mm ma) hoặc cho chao hứng nớc lật (~0.5 giây). Calder và
Kidd (1978) đã đa ra phơng trình hiệu chỉnh động lực cho những chao lật.
2.4.2 Đo đạc giáng thủy theo diện
Các nhà thủy văn học thờng cần phải ớc lợng tổng lợng của một trận ma
trên một diện tích lu vực và cần một số phép đo để đánh giá sự biến đổi theo không
gian. Điều này có thể thực hiện đợc với một hệ thống những vũ kế riêng biệt hoặc
bằng cách sử dụng thêm những số liệu từ những cảm biến của rada hoặc vệ tinh thời
tiết.
1) Thiết kế hệ thống đo ma
Một hệ thống vũ kế miêu tả sự biến đổi của ma trong một không gian có số

lợng nhất định. Vơng quốc Anh có một trong những hệ thống vũ kế dày đặc nhất
thế giới với mật độ trung bình 60 km
2
một máy đo (WMO, 1995); tuy nhiên tổng diện
tích hứng nớc của tất cả các vũ kế của vơng quốc Anh lại nhỏ hơn diện tích của một
sân bóng đá tiêu chuẩn ! Có thể so sánh mật độ vũ kế của nớc Anh (60 km
2
/1 vũ kế)
với một số nớc nh Pháp (110 km
2
/1 vũ kế), Hà Lan (130 km
2
/1 vũ kế), Trung Quốc
(470 km
2
/1 vũ kế), úc (1010 km
2
/1 vũ kế), Mỹ (1040 km
2
/1 vũ kế), Arập Xêút (8140
km
2
/1 vũ kế) và Mông Cổ (47 420 km
2
/1 vũ kế).
Nói chung những đánh giá về giáng thủy vùng sẽ tăng độ chính xác nếu mật độ
của hệ thống vũ kế tăng lên, nhng việc duy trì một hệ thống dày đặc rất khó khăn
và tốn kém. Một số những nguyên tắc về mật độ vũ kế đã đợc xây dựng. Tổ chức khí
tợng thế giới (Perks, 1996) đã đánh giá sự thích hợp của những mạng lới thủy văn
trên phạm vi toàn cầu cho đề án đánh giá mạng lới thủy văn cơ bản và đa ra những

nguyên tắc khái quát sau đây về mật độ tối thiểu vũ kế của mạng lới giáng thủy ở
những vùng địa lý khác nhau: một vũ kế trên 25 km
2
đối với những hòn đảo ít núi có
giáng thủy không đều; một vũ kế trên 250 km
2
đối với những khu vực miền núi; 575
km
2
đối với những vùng có khí hậu ôn đới, Địa Trung Hải và nhiệt đới và 10.000 km
2

đối với những miền có khí hậu khô hạn và cực.
Tất nhiên, rất nhiều nhân tố khác có thể quan trọng bao gồm loại địa hình và
đặc điểm khí hậu. Trong công việc đánh giá diện tích phân bố của ma bằng một
mạng lới vũ kế có thể xảy ra sai số do bản chất ngẫu nhiên của những cơn bão và
hớng đi của chúng so với những vũ kế (Wiesner, 1970). Độ chính xác sẽ phụ thuộc
vào sự biến đổi theo không gian của giáng thủy; do đó đòi hỏi phải có nhiều vũ kế hơn
trên những địa hình dốc và trong những khu vực dễ xảy ra những cơn dông do ma
địa hình tạo ra hơn ma front. Mật độ của vũ kế này cũng phụ thuộc vào quy mô thời
gian ma; cờng độ của những trận ma thời đoạn ngắn (ví dụ, tính theo giờ) thờng
biến đổi nhiều hơn so với cờng độ toàn bộ ngày hoặc năm.
38



Hình 2.6 Độ lệch chuẩn của những ớc lợng về độ sâu ma lớn nhất hàng năm trung bình một giờ. RMED
(mm) trên lãnh thổ vơng quốc Anh đợc xây dựng bằng kriging. Hình vẽ làm nổi bật những khu vực có
những ớc lợng ít chính xác nhất và những vũ kế bổ sung thêm là có lợi nhất (Đợc sao chép lại và đơn giản
hóa từ hình 7.5 trong tập 2 của Sổ tay đánh giá lũ, IH, 1999).

Độ chính xác của công việc đánh giá diện tích ma phụ thuộc đồng thời vào tổng
số vũ kế và phân bố không gian của chúng. Những vũ kế có thể đợc đặt ở một vị thế
trong phạm vi những vùng lãnh thổ đại diện cho những loại địa hình địa lý khác
nhau - đợc cho là có khả năng ảnh hởng đến ma - chẳng hạn độ cao so với mực
biển, khoảng cách đến biển, độ dốc mặt đất và hớng. Nh một sự lựa chọn, một số
lợng lớn vũ kế đợc sử dụng lúc đầu để xác định đặc điểm ma phân bố theo vùng và
sau đó số lợng các vũ kế đợc giảm bớt đi. Vùng phân bố của các vũ kế có thể cũng
phản ánh mục đích sử dụng đối với hệ thống đo ma. Do đó nếu mục đích chính của
việc đo đạc giáng thủy là để nghiên cứu dòng chảy thì một phơng pháp để xây dựng
hệ thống đo ma sẽ là đặt những vũ kế trong những khu vực có đóng góp phần lớn
dòng chảy (Moore, 1987).
Kriging là một phơng pháp thống kê sử dụng biểu đồ biến đổi của trờng ma
(ví dụ: sự biến đổi giữa những cặp điểm ở những khoảng cách khác nhau) để tối u
các trọng số của vũ kế làm giảm đến mức tối thiểu sai số đánh giá. Ưu điểm của
39

phơng pháp này là nó có thể đợc sử dụng để thành lập một bản đồ sai số chuẩn của
những ớc lợng từ đó chỉ ra những địa điểm có lợi nhất để bố trí thêm vũ kế. Bastin
nnk. (1984) và IH (1999) sử dụng phơng pháp kỹ thuật để ớc lợng diện tích khống
chế của trạm đo ma, chỉ ra mức độ d thừa trong mạng lới vũ kế và xác định
những địa điểm hữu ích nhất để đặt thêm vũ kế (Hình 2.6).
Nếu một khu vực không có vũ kế để cho biết sự phân bố theo không gian của
giáng thủy thì cần thiết phải chuyển tài liệu về sự biến đổi của ma theo không gian
và thời gian từ một khu vực tơng tự để thiết kế một mạng lới vũ kế sơ bộ. Trờng
hợp này thờng gặp ở những nớc đang phát triển. Ngợc lại, ở những nớc phát
triển, mạng lới vũ kế thờng có ở khắp nơi nhng có thể phát triển theo một cách
tùy ý. Một số lợng lớn những nghiên cứu đã sử dụng nhiều phơng pháp kỹ thuật
bao gồm bội số hồi quy và kriging để xác định số lợng cấu trúc thống kê của phân bố
ma và để xác định một kiểu mạng lới phù hợp hơn (Periago và những ngời khác,

1998). Trong quá trình sử dụng bất kỳ một phơng pháp nào dựa trên sự tơng quan
giữa các vũ kế, việc bảo đảm sự đồng nhất số liệu của mỗi vũ kế là tối quan trọng.
Những sự thay đổi vị trí hoặc sự lộ quang không đợc ghi lại có thể khiến tơng quan
giữa những vũ kế kém đi làm cho mạng lới vũ kế dày đặc hơn cần thiết.
Chúng ta phải nhớ rằng có những sức ép và sự quan tâm rất quan trọng không
thuộc thủy văn học (xã hội, kinh tế) quyết định đến mật độ của mạng lới vũ kế. Một
vũ kế hoặc một hệ thống bất kỳ tồn tại để phục vụ những mục tiêu nào đó. Một hệ
thống tối thiểu là hệ thống sẽ ngăn ngừa đợc những sự thiếu hụt nghiêm trọng trong
quá trình phát triển và quản lý tài nguyên nớc ở một quy mô tơng xứng với toàn bộ
trình độ phát triển kinh tế và những yêu cầu môi trờng của một quốc gia (WMO,
1994).
2) Rada và vệ tinh thời tiết
Dù mật độ của những mạng lới vũ kế hiện nay có dày đặc đến đâu chúng cũng
chỉ có thể cho chúng ta thấy một hình ảnh gần đúng về phân bố theo không gian thực
tế của giáng thủy. Khả năng của
rada
(cấu tạo bằng những chữ đầu của nhóm từ
ra
dio
d
etection
a
nd
r
anging - phát hiện và tính tầm xa bằng sóng vô tuyến) trong việc
theo dõi những mô hình ma bão đã đợc ghi lại lần đầu tiên trong thế chiến thứ II
và những công việc phát triển đáng kể đã đợc tiến hành ở một số nớc cụ thể là nớc
Mỹ, Liên Xô cũ, Nhật Bản, Thụy Sỹ và vơng quốc Anh. u điểm chính của rada so
với những vũ kế riêng lẻ là rada thử và tính lợng ma trung bình trong một thể tích
nhiều triệu m

3
của khí quyển (Austin nnk., 1995).
Có một số cách để đo đạc lợng ma bằng rada, bao gồm rada Doppler và sự
suy giảm, nhng phơng pháp đợc chấp nhận rộng rãi nhất là dựa vào sự dội lại của
rada hay hệ số phản xạ. Mối tơng quan giữa hệ số phản xạ của rada và mức độ ma
không phải là hằng số nhng phụ thuộc vào một số nhân tố bao gồm mức độ tập
trung của các hạt nớc, sự phân bố kích thớc của chúng và phân bố vận tốc gió theo
phơng thẳng đứng. Marshall và Palmer (1948) đã phân tích nhiều kết quả thí
nghiệm trên phạm vi rộng về mức độ ma và sự phân bố theo kích thớc các giọt
nớc, là cơ sở của sự tơng quan theo kinh nghiệm giữa mức độ ma, R (mm/h) và hệ
số phản xạ của rada, Z (mm
6
/m
3
) theo dạng: Z = AR
B
. Những trị số A=200 và B=1.6
đợc sử dụng phổ biến nhất cho dù những nghiên cứu cho thấy có những tham số này
có sự biến thiên lớn với A thay đổi trong phạm vi từ 70 đến 500 và B từ 1.0 đến 2.0
40

(Battan, 1973). Chính vì sự thay đổi không thể dự báo đợc của tơng quan giữa mức
độ ma và hệ số phản xạ của rada đã ngăn cản việc sử dụng rada để đo đạc, ớc lợng
lợng ma trong nhiều năm.
Những lý do chính gây ra sự biến thiên tơng quan giữa ma và hệ số phản
xạ của rada (Wilson và Brandes, 1979; Collier, 1987, 1996) bao gồm:
+ Biến thiên sự phân bố theo kích thớc những giọt ma;
+ Sự xuất hiện của ma đá, ma tuyết hoặc tuyết tan. Tuyết tan có hệ số phản
xạ cao hơn nhiều so với ma, gây ra sự tăng dải sáng trong phân bố thẳng đứng của
hệ số phản xạ;

+ Sự lớn lên hay bốc hơi của ma bên dới độ cao của chùm sóng rada;
+ Sự dội lại của mặt đất (sự hỗn loạn) do đồi núi và những tòa nhà cao tầng;
+ Sự suy giảm tín hiệu do ma nặng hạt dọc theo chùm sóng.
Thông số của tơng quan Z:R có thể biến thiên trong khoảng lớn, một phần do
những khác biệt có hệ thống với các loại giáng thủy, ví dụ, những trận bão front, ma
đối lu, ma địa hình và tuyết (Shepherd nnk., 1989; Austin nnk., 1995). Điều này là
do những sự khác nhau về phân bố kích thớc hạt ma của chúng; do đó các mức độ
ma sẽ bị ớc lợng quá cao đối với những trận bão lớn có kích thớc giọt nớc lớn
hơn, và bị ớc lợng thấp đối với những tầng mây có kích thớc giọt nớc nhỏ hơn
(Austin và Wickham, 1995). Những bông tuyết và tinh thể băng cũng gây ra những
ớc lợng cao giả tạo.
Ưu điểm chính cho phép sử dụng rada phục vụ những đánh giá lợng giáng
thủy xuất phát từ mục đích của những ớc lợng lợng ma đo đạc đợc dùng cho sự
điều chỉnh thời gian thực của mối tơng quan Z:R. Nó gộp tất cả những thành phần
gây ra sai số của rada (công nghệ, sự thay đổi địa hình cảnh quan phức tạp của mặt
đất, tơng quan Z:R) và xử lý chúng trong một quy trình riêng rẽ (Collier, 1996). Do
vậy, trờng giáng thủy rada đợc hiệu chỉnh hoặc chỉnh lý bằng những quan trắc
bằng vũ kế tại từng điểm, trong khi giữ lại trờng phân bố ma theo diện tích đợc
quan trắc bằng rada.
Những vũ kế đợc điều chỉnh có thể đợc sử dụng trong thời hạn để ứng dụng
một nhân tố hiệu chỉnh đối với những thời đoạn ngắn tơng đơng những đánh giá
mỗi giờ của rada. Collier cùng các cộng sự (1983) đã chứng minh rằng nhân tố này có
thể biến thiên lớn (nhng thờng nằm trong khoảng 0.1 đến 10) do những thay đổi
của phân bố kích thớc giọt nớc, sự tăng cờng dải sáng do tuyết tan và tổn thất bốc
hơi hoặc sự lớn lên của những giọt nớc ma bên dới mực của chùm tia rada (Hình
2.7). Nhân tố điều chỉnh có thể đợc quyết định trong thời hạn sử dụng những số liệu
của máy đo từ xa và bản chất của những thay đổi theo thời gian của nhân tố có thể
đợc sử dụng để tự động nhận dạng loại ma. Đối với mỗi loại ma, Collier cùng các
cộng sự (1983) xác định một số những phạm vi hiệu chỉnh lợng ma. Những nhân tố
hiệu chỉnh dựa trên những tập hợp con khác nhau của những vũ kế điều chỉnh sau đó

đợc ứng dụng cho dữ liệu của rada cho mỗi vùng lãnh thổ.
Mặc dù khái niệm này đã đợc đề xuất từ nhiều năm (Hitschfield và Bordan,
1954), nhng nó đòi hỏi một khối lợng lớn công việc để thực hiện đợc kế hoạch.
Tổng kết một số những nghiên cứu khác nhau ở những nhân tố chẳng hạn tổng thời
đoạn và mật độ của những vũ kế điều chỉnh, Wilson và Brandes (1979) cho thấy
41

những sai số điển hình khoảng 43-55 % đối với những dữ liệu rada cha đợc hiệu
chỉnh. Những sai số này giảm xuống 18-35 % bằng cách sử dụng một vũ kế hiệu
chỉnh riêng rẽ và xuống 13-27 % đối với sự hiệu chỉnh biến đổi theo không gian.
Hill và Robertson (1987) mô tả sự hoạt động của một hệ thống rada thời tiết ở
Tây Bắc nớc Anh.
ở
trạm rada này, dây anten quay một phút một lần và lần lợt
quét một trong bốn mặt phía trên đờng nằm ngang. Chùm sóng thấp nhất đợc u
tiên cho đánh giá lợng ma, bởi vì có rất ít khả năng những giọt nớc ma lớn lên
hoặc bốc hơi trớc khi rơi xuống mặt đất. Trong thực tế, những chùm sóng cao hơn có
thể đợc thay thế bởi những đờng chạy theo hớng vòng ở những nơi đồi núi và
những công trình cao tầng có thể cản trở chùm sóng. Ba quan trắc trọn vẹn sau đó
đợc kết hợp lại để đa ra những đánh giá lợng ma thời đoạn 15 phút. Vì vậy, rada
thời tiết đa ra một giá trị kết hợp trong một thời đoạn xác định chứ không phải là
một giá trị tức thời. Những vũ kế tự ghi từ xa đợc sử dụng để hiệu chỉnh tự động.
Rada đợc sản xuất với công suất thiết kế tạo lới 2 x 2 km trong vòng 75 km và lới
5 x 5 km đối với khoảng cách 75-210 km từ rada. Ngoài 210 km những đánh giá của
rada coi nh có độ chính xác không đáng kể do tín hiệu phản hồi lại quá yếu và cũng
bởi vì chùm sóng trở nên quá cao và khuếch tán quá nhiều. Việc hiệu chỉnh rada thời
tiết đợc đề cập lần lợt bởi Collinge (1991) và Van dem Assem (1991) cho trờng
hợp của vơng quốc Anh và Hà Lan.

Hình 2.7 Sự biến thiên những nhân tố điều chỉnh lợng ma quan trắc bằng rada trong quá trình trôi qua của

một sự hạ thấp quy mô nhỏ với những ảnh hởng của dải sáng trong front nóng, Ngày 1-2 tháng Giêng năm
1981 (Collier và cộng sự, 1983)

Những công nghệ của đo đạc rada đang phát triển rất mạnh với những tiến bộ
trong sản xuất những bộ phận của kỹ thuật rađar và khả năng xử lý thông tin và
cùng với những sự phát triển các phần mềm dùng cho công tác hiệu chỉnh thời gian
hữu dụng. Hiện nay rada đang đợc sử dụng rộng rãi trong nhiều hệ thống (Collier,
1996). Hiện tại có một mạng lới 15 rada trên toàn quần đảo Anh, có khả năng đánh
giá ma với độ phân giải cao (lới 2 km, bớc tích phân 5 phút).
ở
khu vực châu âu,
có khoảng 100 hệ thống rada thời tiết (Collier và Chapius, 1990; Collier ,1995), và sự
quan tâm đang tập trung vào việc vẽ bản đồ phân bố của giáng thủy.
ở
nớc Mĩ, có
một yêu cầu đa ra những cảnh báo về những cơn bão lớn thờng xảy ra hơn là ở
châu âu, và chơng trình NEXRAD (Next generation weather rada - thế hệ rada thời
tiết mới) sử dụng xấp xỉ 140 rada Doppler để cung cấp những số liệu chi tiết về
trờng gió và cấu trúc bên trong của những đám mây dông cũng nh những ớc lợng
về giáng thủy.
Những số liệu của vũ kế hoặc rada là không đủ tại nhiều nơi trên bề mặt của
42

trái đất bao gồm các đại dơng, phần lớn những vùng sa mạc và nửa sa mạc, hầu hết
những khu vực có những dãy núi lớn và những khu vực ẩm rộng lớn trong vành đai
nhiệt đới. Công nghệ vệ tinh là những phơng tiện có tính hệ thống duy nhất để theo
dõi sự di chuyển của các hệ thống thời tiết và đa ra những ớc lợng về những phân
bố có thể xảy ra của ma ở những vùng này. Những vệ tinh có thể cung cấp những số
liệu liên tục theo không gian và tùy thuộc vào quỹ đạo chuyển động chúng có thể
cung cấp số liệu trọn vẹn toàn cầu trong một thời đoạn nào đó. Công nghệ vệ tinh

đợc phát triển đầu tiên để quan trắc ma đối lu ở khu vực nhiệt đới và cận nhiệt
đới và đó cũng là nơi nó đợc ứng dụng rộng rãi nhất (Rango, 1994). Những vệ tinh
cung cấp những quan trắc về mây, chứ không phải ma và do đó không thể đo đạc
đợc lợng ma trực tiếp. Vì vậy, những công nghệ vệ tinh hiện tại dùng để ớc lợng
độ sâu của ma không chính xác bằng vũ kế và rada - những thiết bị nên sử dụng ở
bất cứ đâu có thể.
Với việc sử dụng vệ tinh, những đám mây giáng thủy phải đợc suy luận ra từ
những loại mây và từ cách chúng biến đổi theo thời gian. Mức độ ma đợc đánh giá
gián tiếp thông qua albedo và sự phát xạ của đỉnh mây (cung cấp số liệu về quy mô và
nhiệt độ của đám mây). Trong thực tế, tất cả các chơng trình đang vận hành và
phần lớn những nghiên cứu sử dụng vệ tinh phục vụ việc quan trắc ma dựa trên bức
xạ có bớc sóng ở vùng nhìn thấy đợc và vùng hồng ngoại (Barrett và Martin, 1981;
Engman và Gurney, 1991). Những bức xạ nhìn thấy đợc liên quan chặt chẽ nhất với
albedo của những bề mặt có khả năng phản xạ tốt nh những đám mây. Độ sáng lớn
cho thấy đám mây rất dày và có khả năng gây ma. Bức xạ hồng ngoại phụ thuộc khá
nhiều vào nhiệt độ. Vì nhiệt độ thay đổi theo độ cao, điều này có thể đợc thể hiện
qua chiều cao đỉnh mây. Nhiệt độ thấp đa đến những đám mây có tầng mây dày và
đỉnh mây cao với xác suất cho ma lớn hơn. Trong thực tiễn, cả những đám mây sáng
lẫn những đám mây lạnh đều không nhất thiết gây ra ma và phơng pháp tốt nhất
có lẽ là cùng sử dụng các dạng thông tin (Browing, 1987). Ma có khả năng xảy ra
nhiều hơn trong những đám mây vừa lạnh và ẩm.
Một số những phơng pháp đã đợc phát triển để quan trắc mây từ vệ tinh
(Barrett và Martin, 1981; Engman và Gurney, 1991; Bader nnk., 1995). Những
phơng pháp kỹ thuật quan trọng nhất bao gồm các phơng pháp chỉ số hóa mấy,
lịch sử tiến trình và phổ kép. Cả ba đều là những phơng pháp kinh nghiệm và sử
dụng những hệ số đợc hiệu chỉnh theo số liệu thời tiết thờng. Những phơng pháp
liệt kê mây đã đợc áp dụng trên phạm vi rộng nhất của những điều kiện khí hậu
khác nhau. Những phơng pháp này dựa trên sự nhận dạng kiểu mây và diện tích
của chúng và áp dụng một xác suất ma cho mỗi kiểu mây nhất định. Trong tất cả
các phơng pháp kỹ thuật hiện có, phơng pháp này phụ thuộc ít nhất vào những

máy móc và phần mềm phức tạp và có lẽ là phơng pháp nhiều triển vọng nhất đến
bây giờ. Tuy nhiên, vẫn cha có sự nhất trí cao về phơng pháp này tốt nhất để quan
trắc ma bằng vệ tinh do những yêu cầu đối với số liệu ma rất khác nhau giữa
những ngời sử dụng.
Mặc dù rada có thể sử dụng từ trên vệ tinh nhng nó không đợc sử dụng trên
các vệ tinh khí tợng bởi vì hệ số phản xạ của bề mặt Trái đất lớn hơn nhiều lần so
với của giáng thủy trong khí quyển. Hệ số phản xạ của khu vực đất liền cha đợc
hiểu một cách sâu sắc những nó thay đổi theo một số nhân tố nh địa hình, độ ẩm
mặt đất và thảm phủ thực vật, trong khi hệ số phản xạ của đại dơng biến thiên theo
43

sóng trên mặt đã đợc hiểu tốt hơn.
Kỹ thuật sóng viba cung cấp tiềm năng to lớn nhất bởi vì chúng tác động trực
tiếp tới ma thông qua sự phát và thu sóng phản xạ và bằng sự tán xạ. Những phát
triển hiện nay sử dụng số liệu sóng viba bị động cùng chung với những dải sóng nhìn
thấy đợc và hồng ngoại. Những tiến bộ hiện tại xem ra có nhiều triển vọng và một số
những công trình (kế hoạch) quốc tế đã đợc tóm tắt trong Smith (1998).
Để so sánh phơng pháp sử dụng rada thời tiết và vệ tinh phục vụ sự phán
đoán lợng ma từ xa, Collier (1984) kết luận rằng những phơng pháp kỹ thuật sử
dụng rada và vệ tinh bổ sung cho nhau. Rada thích hợp hơn cho những khu vực có
diện tích nhỏ hơn 10.000 km
2
(quy mô điển hình của một hệ thống rada mặt đất riêng
rẽ) và nếu không có một mạng lới những rada nh thế, vệ tinh thích hợp hơn cho
những khu vực có diện tích lớn hơn (Hình 2.8). Tuy nhiên, trong cả hai trờng hợp,
những đo đạc về lợng ma bề mặt cần phải đợc hiệu chỉnh và tùy theo mục đích.

Hình 2.8 So sánh độ chính xác của việc ớc lợng lợng ma giờ bằng rada đợc hiệu chỉnh ở mực mặt đất
và bằng kỹ thuật vệ tinh (vẽ lại phỏng theo Collier, 1984)
2.5 Những biến đổi theo thời gian của số liệu giáng thủy

Tính hay thay đổi là một nét đặc trng thuộc về bản chất của khí hậu Trái Đất.
Những giá trị giáng thủy tại từng điểm đợc ghi lại thể hiện sự biến thiên lớn theo
từng giờ, từng tuần và thậm chí từ năm này sang năm khác. Sự biến thiên này lớn
hơn nhiều sự biến thiên của tất cả các thành phần khác trong vòng tuần hoàn nớc.
Ví dụ: bốc hơi phụ thuộc rất nhiều vào lợng bức xạ phát ra từ mặt trời và mức độ ẩm
của mặt đất, trong khi dòng chảy sông ngòi là kết quả của sự phân bố điều hòa của
đầu vào là giáng thủy. Về nguyên tắc, phân bố của giáng thủy là có tính chất tất
định, liên quan tới những điều kiện thời tiết synop và những đặc tính của các khối
khí. Những tiến bộ đáng kể đã thu đợc nhờ việc sử dụng phơng pháp sự báo số trị
để đa ra những mô hình số của hệ thống thời tiết phục vụ những mục đích dự báo
nhng trong thực tế, đối với những mục đích của thủy văn học, sự phân tích số liệu
ma thờng dựa vào những đặc trng thống kê của chuỗi số liệu ma quan trắc đợc.
Những sự biến đổi của số liệu giáng thủy có thể kết hợp ba thành phần chuỗi
thời gian: ngẫu nhiên, tuần hoàn và sự biến đổi lâu dài. Những sự biến đổi ngẫu
44

nhiên là kết quả mang tính xác suất hay bản chất ngẫu nhiên của sự xảy ra giáng
thủy và có thể lớn đến mức chúng chi phối thực sự chuỗi thời gian. Những biến đổi
tuần hoàn liên quan tới vòng tuần hoàn thiên văn chẳng hạn nh chu kỳ ngày đêm
và chu kỳ năm. Cuối cùng, những biến đổi lâu dài hay dài hạn thờng đợc nhắc đến
nh là sự thay đổi khí hậu có thể kết hợp cả những đặc điểm tuần hoàn và xu thế
biến đổi lâu dài của thời tiết.
2.5.1 Những biến đổi ngẫu nhiên
Khả năng biến thiên lớn của tổng lợng ma có thể đợc giải thích bằng sự
phân bố tần suất của ma, bởi vì chỉ một phần nhỏ của những trận bão hay những
ngày ma trong tiến trình một năm có thể cung cấp một lợng nớc không đều từ
tổng lợng ma (Hình 2.9). Sự xuất hiện hay không của một số nhỏ những trận bão
có thể có ảnh hởng đáng kể đến tổng lợng giáng thủy. Sự biến thiên của của lợng
ma hàng năm lớn hơn nhiều ở những vùng có lợng giáng thủy dới trung bình nơi
mà thỉnh thoảng mới có ma, so với khu vực xích đạo có thể có ma quanh năm. Do

đó, những đánh giá tài nguyên nớc ở những khu vực khô hạn và nửa khô hạn đặc
biệt chịu ảnh hởng bởi những số liệu giáng thủy có độ dài ngắn (French, 1988).
Thêm vào tổng lợng ma, khoảng thời gian giữa những trận ma cũng đợc
các nhà thủy văn học rất quan tâm đặc biệt là ở những phần khô hạn trên thế giới.
Sự quan trọng của khoảng thời gian ma là nó quyết định khả năng trữ nớc và
những đặc tính cấp nớc của hệ thống thủy văn và hồ chứa. Do sự khác nhau giữa các
dòng hơi nớc đến và phơng thức đi lên của không khí khi giữa những hệ thống thời
tiết mang tính ngẫu nhiên nên có một xu hớng gộp những ngày ma hợp lại thành
nhóm. Xu hớng này cho tính ổn định hay tơng quan chuỗi thờng đợc mô tả bằng
việc sử dụng phép phân tích chuỗi Markov (Essenwanger, 1986).
Thời gian và độ lớn của những trận ma riêng lẻ là rất ngẫu nhiên trong tự
nhiên, và một số những nghiên cứu đã miêu tả những biến số hay thay đổi nh
khoảng thời gian giữa những trận ma, thời gian kéo dài của ma và độ sâu giáng
thủy bằng những phân bố thống kê tần suất (ví dụ Waymire và Gupta, 1981; Mills,
1982; Essenwanger, 1986) (Hình 2.10). Tuy nhiên, phân bố của ma trong một trận
bão nằm trong miền xác định rất rộng bởi vì nó phụ thuộc vào hệ thống thời tiết lớn.
Ma đối lu thờng có cờng độ lớn và thời gian ma ngắn hơn ma từ những hệ
thống thời tiết front. Nói chung, những trận ma đối lu và front có xu hớng có đỉnh
ma ở gần thời gian đầu trong khi đó những trờng hợp ma xoáy thuận cờng độ lớn
nhất ở gần thời đoạn giữa của trận bão hơn. Phân bố ma theo mặt cắt ngang theo
thời gian của lợng ma hầu nh biến đổi vô cùng, phụ thuộc không chỉ vào dạng
ma và trạng thái phát triển hay tan rã của hệ thống ma khi nó đi qua điểm đo đạc
lợng ma, mà còn phụ thuộc vào tốc độ di chuyển của hệ thống. Nếu có một lợng đủ
những trận bão đợc phân tích tại một địa điểm cụ thể thì hình thức của chúng có thể
đợc tổng kết theo phơng pháp thống kê. Cơ quan khí tợng vơng quốc Anh đã
thực hiện nghiên cứu trên phạm vi rộng về mặt cắt ngang của bão phục vụ báo cáo đề
tài nghiên cứu lũ lụt (NERC, 1975) và nhận thấy có sự biến thiên lớn về hình thức và
đối với những mục đích thủy văn nó đợc lựa chọn để xác định đỉnh của quá trình
ma và những đỉnh ma vợt quá giá trị cho trớc theo một tỷ lệ do những cơn bão
đợc quan trắc (Keers và Westcott, 1977).

45


Hình 2.9 Tỷ lệ phần trăm lợng ma hàng năm xuất hiện trong một tỷ lệ phần trăm nhất định của một năm ở
Dolydd (miền Trung Wales, 1780 mm/năm), Grendon (miền nam nớc Anh, 630 mm/năm) (số liệu 1969-81,
Viện Thủy văn) và Quetta (miền Bắc Pakistan, 205 mm/năm) (số liệu của Packman, 1987). Trái ngợc với
trờng hợp bất thờng ở Okeechobee ở vùng duyên hải phía nam Florida có ma diễn ra từ cả những nhiễu
động cơ bản và gió brizd từ biển (số liệu 1973-76, Burpee và Lahiff, 1984)

2.5.2 Những biến đổi có tính chu kỳ
Có những biến đổi tuần hoàn đều đặn cùng với lợng ma tối thiểu và chu kỳ
tuần hoàn cực đại sau những khoảng thời gian xấp xỉ bằng nhau. Hiện tợng đợc
biết đến nhiều nhất là vòng tuần hoàn hàng ngày và hàng năm cho phần lớn ma
trên đất liền trong những thời điểm nóng nhất trong ngày và trong suốt những mùa
nóng nhất - khi lợng hơi nớc có trong không khí lớn và sự đối lu nhiệt mạnh nhất
và ít ma nhất gần lúc bình minh và cuối mùa đông.
Những biến đổi ngày đêm hay những biến đổi trong ngày xảy ra ở những khu
vực có một tỉ lệ lớn lợng ma bắt nguồn từ những cơn dông đối lu (đợc hình thành
do sự đốt nóng bề mặt ở địa phơng). Kiểu này thờng thấy nhất ở những vùng khí
hậu lục địa nhiệt đới ấm và đã đợc ghi lại ở nhiều khu vực khác nhau(Wallace và
Hobbs, 1997). Nó đợc đặc trng bởi một cực đại vào buổi tra với ma thờng đi kèm
với dông. Ví dụ: ở vùng Quetta phía Bắc Pakistan, 80% lợng ma hàng năm rơi
trong vòng 1400 đến 2000 giờ (Rudloff, 1981). Cờng độ của những kiểu ma đối lu
nh thế này sẽ thay đổi qua các năm cùng với những sự thay đổi mức độ đốt nóng
bằng nhiệt bức xạ và mức độ đối lu, thay đổi cùng với sự thay đổi của bốc hơi gây ra
sự thay đổi của lợng hơi nớc có trong không khí. Phân bố cả cực đại buổi tra có thể
bị thay đổi bởi sự tơng tác giữa đất liền và gió biển ở gần bờ biển và bởi ảnh hởng
của địa hình (Linacre, 1992).
ở
phần lớn các vùng trên trái đất, không có số liệu về

phân bố ma trong toàn bộ tiến trình ngày. Vòng tuần hoàn phổ biến hơn của các
kiểu ma là vòng tuần hoàn gắn với những sự thay đổi của các mùa trong năm.
46


Hình 2.10 (a) Phân bố tần suất của thời gian ma dông ở Ahoskie, Bắc Carolina, tháng 5/1964 tới tháng 9/1973
với hàm mật độ xác suất thích hợp Weibull (theo biểu đồ gốc của Mills, 1982); (b) phân bố tần suất của thời
gian bão và thời gian xuất hiện của ma trong ngày cho một địa điểm ở trung tâm Amazonia (theo Lloyd,
1990).

Vòng tuần hoàn năm là vòng tuần hoàn thời tiết hiển nhiên nhất và là kết quả
của sự thay đổi đều đặn theo mùa trong những đới của vòng hoàn lu khí quyển
tơng ứng với sự thay đổi trờng nhiệt đi kèm với sự di chuyển của thiên đỉnh mặt
trời giữa vĩ độ 23

N và 23

S.
ở
gần xích đạo những sự di chuyển này thờng gây ra
hai cực trị, trong khi ở vùng nhiệt đới thờng có cực đại lợng ma mùa hè riêng biệt.
Những sự thay đổi nh thế này dễ thấy nhất ở những khu vực ở phía rìa của vùng
khô hạn, nh vùng Địa Trung Hải nơi vùng áp thấp xoáy thuận cho ma vào mùa
đông nhng vào mùa hè lại đặc biệt khô.
ở
khu vực châu
â
u, cho đến phía Bắc và
Đông của dãy núi Alps, phản ánh sự tăng dần tính chất lục địa, một phần lớn lợng
ma xảy ra vào mùa hè. Trên phần lớn châu

á
, có một sự trội hơn rõ rệt của lợng
ma mùa hè gắn liền với gió mùa mùa hè. Chế độ ma hàng năm ở những vị trí nằm
trong những đới khí hậu khác nhau trên thế giới đợc mô tả trong các sách giáo khoa
khí hậu chuẩn (ví dụ Martyn, 1992).
Một khía cạnh của thời tiết có thể đợc các nhà thủy văn học đặc biệt quan
tâm là sự xuất hiện của những hiện tợng thời tiết thay đổi theo mùa khá đều đặn
47

đợc gọi là những tính dị thờng. Việc xem xét những số liệu thời tiết dài cho biết
những loại hình thời tiết nào đó có xu hớng xảy ra cùng thời điểm mỗi năm với tần
suất lớn hơn dự kiến đối với một phân bố bất kỳ của số liệu của hiện tợng thời tiết đó
(Lamb, 1972). Số liệu thực tế đã chỉ ra có những ngày nào đó có xác suất xảy ra ma
cao hoặc thấp đáng kể hơn xác suất trung bình. Nguyên nhân là do vòng hoàn lu
chung của khí quyển mạnh nhất vào mùa đông khi gradient nhiệt độ của toàn cầu là
lớn nhất và nó thờng gây ra những hoạt động xoáy thuận kèm theo ma lớn. Cờng
độ của vòng hoàn lu giảm xuống thấp nhất vào mùa xuân (từ tháng Ba đến tháng
Năm) là thời kỳ mà lợng ma thấp nhất ở nhiều khu vực ở phía Tây Bắc châu âu.
Những dị thờng trong các dạng hoàn lu và chế độ ma cũng đợc ghi lại ở khu vực
Địa Trung Hải (Kutie và những ngời khác, 1998). Mặc dù những dị thờng không
cung cấp những thông tin tốt cho dự báo, nhng chúng cung cấp thông tin để chỉ dẫn
có lý và đúng đắn với những cơ sở vật lý về chu kỳ làm đảo lộn thời tiết và sự rủi ro
cao của những trận ma bão cực lớn.
2.5.3 Những biến đổi dài hạn
Có một bằng chứng là khí hậu đã thay đổi trong quá khứ và thậm chí loại trừ
những ảnh hởng của con ngời (Mục 2.8) cũng không có lý do nào để cho rằng nó sẽ
không thay đổi trong tơng lai. Tuy nhiên, cho đến khá gần đây các nhà thủy văn học
đã thừa nhận nguyên lý ổn định - mọi sự thay đổi diễn ra rất chậm đến mức những
dữ liệu quá khứ là một nền tảng thích hợp để mô tả những điều kiện hiện tại và
tơng lai. Điều này có ý nghĩa rất lớn đối với thủy văn học, bởi vì phần lớn những

phơng pháp đánh giá (bao gồm đánh giá lũ và tài nguyên nớc) dựa trên giả định
này.
Những phân tích về dữ liệu quá khứ, thực vật và cổ khí hậu cho thấy những
phần của khu vực châu
â
u và Bắc Mỹ đã trải qua một khí hậu ấm hơn hiện tại trong
suốt "thời kỳ ấm áp trung cổ" trong khoảng giữa thế kỷ thứ 10 và 13, vào thời điểm
khi công việc trồng ngũ cốc ở Na Uy mở rộng lên phía Bắc của vòng Bắc cực. Gần cuối
thế kỷ 13, khí hậu bắt đầu trở nên lạnh hơn và ở châu
â
u, tần suất xuất hiện mùa
động khắc nghiệt và mùa hè mát mẻ ẩm ớt tăng lên. Thời kỳ từ đầu thế kỷ 15 đến
giữa thế kỷ 19 đợc gọi là "thời kỳ băng hà ngắn".
Câu hỏi đặt ra là có phải những biến đổi khí hậu trờng kỳ hay thời hạn dài là
một kiểu tuần hoàn hay không vẫn còn là một vấn đề gây tranh cãi. Mặc dù có rất
nhiều cố gắng để phát hiện những tính chu kỳ đều đặn nhng sự phân tích chuỗi
giáng thủy riêng rẽ hàng năm nói chung đã thất bại trong việc nhận dạng những tính
chu kỳ hay những xu thế biến đổi thời tiết của ý nghĩa thực tiễn. Mọi ngời có thể
biện luận rằng kết qủa này không quá ngạc nhiên. Lợng ma biến thiên theo không
gian lớn đến mức những sự tìm kiếm tính chu kỳ và xu thế nên dựa trên không chỉ
những vũ kế riêng rẽ mà phải dựa trên một nhóm vũ kế trong một vùng.
Currie và O'Brien (1990) đã nghiên cứu số liệu 120 trận ma dài ở miền trung
nớc Mỹ và tìm thấy bằng chứng của những chu kỳ 10-11 và 20 năm. Họ cho là
những chu kỳ này do những thay đổi của gió và khí áp đợc dẫn chứng bằng tài liệu
và khẳng định những ảnh hởng có thể nhận ra bằng những số liệu về sản lợng của
mùa màng. Vines (1985) đã tìm ra những bằng chứng của vòng tuần hoàn ma 16
năm ở Bắc
â
u và một vòng tuần hoàn 20-22 năm đỗi với phía Nam dãy Alps. Tuy
48

nhiên, cả hai cùng lệch pha với những dao động của lợng ma Bắc Mĩ. Rõ ràng, cần
tiến hành thêm nhiều nghiên cứu nữa trớc sự tranh luận về sự tồn tại hoặc mặt
khác của những chu kỳ ma đợc giải quyết dứt khoát.
Những nhà vật lý mặt trời đã ghi lại chu kỳ 11 năm điểm đen mặt trời với
hằng số bức xạ mặt trời lớn nhất khi điểm đen cực đại và những sự đảo lộn từ trờng
mặt trời 22 năm một lần, nhng liên quan trực tiếp với những số liệu khí tợng vẫn
còn khó thấy đợc ý nghĩa do sự phức tạp của những quá trình trong khí quyển Trái
đất (Pecker và Runcorn, 1990).
Trong khi những cố gắng để tìm ra những chu kỳ chung có thể ứng dụng đợc
của giáng thủy vẫn cha thu đợc những thành công, thì nhiều nghiên cứu đang
chứng minh các ví dụ về những biến đổi trong thời gian dài không tuần hoàn của
giáng thủy và một số đề tài nghiên cứu đang tính toán những ảnh hởng logic của
giáng thủy tới dòng chảy mặt. Karl và Knight (1998) đã phân tích số liệu ma ngày
của gần 200 vũ kế trong thời đoạn từ 1910-1996 và đã thảo luận về sự liên quan của
ma tới sự tăng lên của nớc lũ trong sông. Họ kết luận giáng thủy đã tăng lên
khoảng 10% trong thời đoạn này. Điều này phần nào là do sự tăng lên một số ngày
ma trong mỗi năm và quan trọng hơn là sự tăng tần suất những trận ma to (>50
mm/ngày).
Để giúp đỡ những so sánh giữa những địa điểm khác nhau, có một sự thỏa
thuận quốc tế trong việc sử dụng số liệu của một thời đoạn chuẩn cho việc tính toán
những tiêu chuẩn khí hậu bao gồm cả giáng thủy. Hiện tại đó là khoảng thời gian 30
năm từ 1961-90 để tính tiêu chuẩn ma. Trong thực tiễn không phải lúc nào cũng có
thể sử dụng thời khoảng này, nhng mỗi khi thực hiện những so sánh giữa những
vùng, cần cố gắng để chắc chắn rằng một khoảng thời gian chung đợc sử dụng.
Trong bất kỳ trờng hợp nào, giá trị lợng ma trung bình cần ghi rõ khoảng thời
gian số liệu đợc sử dụng.
Những nghiên cứu nhấn mạnh rằng nhiều biến đổi không chu kỳ của giáng
thủy bị gây ra trực tiếp bởi sự kết hợp giữa những nhân tố địa lý và khí hậu. Những
thay đổi đợc quan trắc của lợng ma đợc cho là do sự thay đổi của vòng hoàn lu

gió toàn cầu (dẫn đến sự thay đổi đờng đi của những cơn gió mang theo ma).
Sự tăng lên của vòng hoàn lu đới gió Tây trôi dạt cực mạnh vùng vĩ độ trung
bình từ giữa những năm 1970 gây ra sự phân bố dày đặc của lợng ma tăng thêm
trên khắp vùng núi phía Tây những hòn đảo của nớc Anh (Mayes, 1996). Hiện tợng
này gắn liền với sự tăng lên chung của các dòng chảy, làm tăng chất lợng nớc của
các con sông do sự pha loãng khá lớn các chất gây ô nhiễm (Curran và Roberson,
1991), mặc dù không có bằng chứng nào về sự tăng lên về tần suất lũ của quốc gia
(Robson nnk., 1998). Sự ghi chép đặc biệt là thừa nhận tầm quan trọng của hiện
tợng El Nino. Trong một số năm, chuyển động bình thờng sang phía Tây của không
khí và của đại dơng ở biển Thái Bình Dơng gần xích đạo bị đảo ngợc lại, làm tăng
nhiệt độ và giáng thủy ở Đông Thái Bình Dơng đặc biệt là vùng bờ biển thờng
xuyên khô hạn của Ecuador và Peru. Ngợc lại, ở Tây Thái Bình Dơng, có thể xảy ra
hạn hán ở Indonesia, phía Bắc và phía Đông nớc úc. Cờng độ của sự biến đổi này
thay đổi nhng nó đặc biệt mạnh trong khoảng trung bình từ 3 đến 8 năm. Hiện
tợng này làm thay đổi cán cân năng lợng của Thái Bình Dơng - đại dơng lớn
nhất thế giới và là nơi tích trữ năng lợng khổng lồ. Đây là kết quả của sự dao động