Các quá trình vật lý và hóa học của hồ - Chương 3 potx

Chơng 3
phản ứng thuỷ - nhiệt học của hồ tới khí hậu -
sự mô tả v mô hình hoá
3.1. Giới thiệu
Hệ thống hồ tác động liên tục trở lại các điều kiện khí hậu, trong khi các điều
kiện khí hậu ny biến đổi trên một phạm vi không gian v thời gian rộng. Sự
phân bố theo không gian của các hồ trên bề mặt trái đất biểu thị các dạng của
hon lu khí quyển trong một thời gian di, v chu kỳ khí hậu hng năm trên
lu vực hồ đợc phản ánh qua sự biến đổi theo mùa của kích thớc v nhiệt độ
của các hồ. Kích thớc hồ đợc quyết định bởi sự cân bằng của lợng nớc vo
v ra khỏi hồ. Sự cân bằng nớc v năng lợng hồ gắn liền với khí quyển.
Trong phản ứng trở lại các lợng đi vo của khối lợng, năng lợng v động
lợng (giáng thuỷ, bức xạ v ứng suất gió), các hồ trả lại khí quyển nhiệt lợng
v hơI ẩm thông qua quá trình đối lu v bốc hơi. Sự biến đổi trạng thái thuỷ
văn v trạng thái nhiệt của hồ trên ton cầu, trên từng vùng hoặc từng địa
phơng, do đó thể hiện cho sự tác động qua lại lẫn nhau đến sự thay đổi khí
hậu l sự cung cấp nớc v năng lợng.
Phần lớn các quá trình sinh học, hoá học, vật lý học trong hồ bị ảnh hởng trực
trực tiếp bởi các thay đổi về thủy văn (nh độ sâu của hồ), hay sự thay đổi
nhiệt trong hồ (nh cách sắp xếp thnh từng lớp theo mùa), v nh vậy chịu sự
tác động gián tiếp bởi sự thay đổi của khí hậu. Những hiêu biết về sự tác động
qua lại lẫn nhau của hệ thống hồ - khí hậu l nền tảng quan trọng trong nhận
thức về những tác động của sự thay đổi khí hậu trong những quá trình thuỷ
sinh học. Hiện nay tồn tại một số mô hình tơng đối đơn giản về kích thớc v
ể xây dựng lại sự
thay đổi kích thớc hồ v liên kết giữa cổ khí hậu với kích thớc hồ quá khứ.
Trong chơng ny, sự phân bố chung của các hồ đợc so sánh với tổng lợng
nớc mặt trong cân bằng thuỷ văn. Ví dụ sự biến chuyển kích thớc hồ xảy ra
hơn 10 - 10
4

năm qua đợc thảo luận. Sự biến đổi trong kích thớc hồ ny đợc
thảo luận trong giới hạn của quỹ thuỷ văn v những yếu tố không thuộc khí
hậu, những mô hình về cấp hồ hiện nay. Những phản ứng trở lại của nhiệt độ
hồ đợc kết hợp với điều kiện khí hậu v khí tợng học gây ra nó v tác động
nhiệt độ hồ đang đợc sử dụng để tạo số liệu đầu vo cho các quá trình khí
tợng v thuỷ văn. Những mô hình ny có thể áp dụng để đánh giá tác động
của sự thay đổi khí hậu lên những quá trình xảy ra ở hồ, v đ
100

lên chu kỳ mùa của cân bằng năng lợng, do đó nhiệt độ trên mặt v dới mặt
hồ đợc sắp xếp thnh từng lớp. Trong chơng ny, tổng quan về các mô hình
hồ dùng để mô phỏng nhiệt độ v bốc hơI của hồ đợc trình by, v các ứng
3.1. P - E).
dụng của các mô hình hồ ny trong các nghiên cứu về biến đổi khí hậu đợc
minh họa cụ thể.
3.2. phản ứng thuỷ văn
Sự xuất hiện v tồn tại của các hồ trên bề mặt tráI đất nhìn chung liên quan
đến lợng dòng chảy trên bề mặt lu vực, m nếu xét trung bình trong một
khoảng thời gian di sẽ chính bằng lợng ẩm hiệu quả, hay lợng chênh lệch
giữa ma v tổng lợng bốc thoát hơI lu vực. (Hình
Hình 3.1: A. Khu vực tốc độ trung bình của giáng thuỷ (P), bốc hơi (E), v dòng mặt (R
i
). B. Sự cố của
các hồ theo vĩ độ bằng phần trăm bề mặt đất. (Số liệu thuỷ văn A từ Budyko 1977, v số liệu biến cố
hồ B đí cải biến sau Street Perrott v Roberts 1983)
Trong vùng xích đạo (~ 10
0
S ti 10
0
N ), gần 1,5% bề mặt trái đất đợc bao phủ

101

bởi các hồ. ở đây giáng thuỷ thờng vợt quá bốc hơi, dòng chảy mặt l lớn
nhất v về cơ bản hồ l hở theo kháI niệm thủy văn, nghĩa l nớc thoát ra
khỏi hồ qua các cửa mặt hoặc cửa sát mặt. Một vi hồ đợc tìm thấy ở vùng áp
cao cận xích đạo (~ 25
0
N tới 25
0
S), nơi m lợng bốc hơi vợt quá xa so với
lợng giáng thuỷ v sự thiếu hụt ẩm luôn tồn tại. Mật độ che phủ của hồ lớn
nhất đợc tìm thấy ở các vùng vĩ độ trung bình (25
0
đến 60
0
vĩ tuyến bắc v
nam). Biểu hiện khác thờng của vĩ độ hìn .1 g v
n 1957) v do một số lợng lớn các hồ rộng lớn đó đợc
khoét sâu ra phía ngoi bởi lớp phủ băng ở Bắc bán cầu. ở cả hai bán cầu các
tần suất xuất hiện lớn nhất của các hồ kín theo khai niệm thủy văn [tức l các
hồ ở vùng quặng cuối cùng (các lu vực tự tiêu) không có đờng cho nớc thoát
đi trừ việc thông qua sự bốc hơi] tơng ứng với các vĩ độ m tại đó lợng giáng
thuỷ gần nh l cân bằng với lợng bốc hơi (R = 0). Sự phụ thuộc của các hồ
kín vo sự gần cân bằng giữa lợng giáng thuỷ v lợng bốc hơi tạo ra sự nhạy
cảm lớn của các hồ đối với sự thay đổi thuỷ văn, v do đó cũng nhạy cảm đối với
sự thay đổi khí hậu. Về phía cực từ vùng vĩ độ trung bình dòng chảy mặt tăng
tạo ra một sự giảm tơng ứng của tần suất xuất hiện các hồ kín.
Một số hồ có kích thớc thay đổi do sự tăng lợng nớc nhập vo hồ gây ra do
bão. Tuy nhiên, phần lớn các hồ tơng đối kém nhạy đối với hầu hết tất cả các
cơn bão trừ các cơn bão lớn, v sự thay đổi ngắn hạn trong kích thớc hồ l

không quan trọng. Các hồ thờng biểu hiện sự biến đổi kích thớc theo mùa
tơng ứng với sự biến đổi theo chu kỳ mùa của các thnh phần thuộc cán cân
cân bằng thuỷ văn. Ví dụ, sự thay đổi kích thớc trung bình theo mùa (sự tích
trữ) của hồ Erie bị chi phối bởi độ lớn v chu kỳ của giáng thuỷ, bốc hơi v dòng
chảy mặt (Hình 3.2).
Từ 10 - 100 năm những sự biến đổi của lợng ma, bốc hơi v dòng chảy với
khối lợng lớn hơn v chu kỳ di hơn kết hợp lại tạo ra các dao động của kích
thớc hồ lớn hơn (Hình 3.3). Sự thay đổi thuỷ văn qua những khoảng thời gian
ny l kết quả của sự dịch chuyển các hon lu khí quyển trên phạm vi lục địa
v vùng m chúng có thể tồn tại trong vi năm ( ví dụ, Andreeva 1974). Ví dụ,
trong suốt thập kỷ 80, điều kiện ẩm ớt trên vùng Bắc Mỹ (Karl v Young
1986, Changnon 1987) tạo ra mức lịch sử lớn ở các hồ Laurentide Great v hồ
Great Salt, Utah v một số hồ khác ở Great Basin. Thời kỳ ẩm ớt ny có thể
liên quan tới các dạng hon lu khí quyển lục địa gây ra do El Nino Southern
Oscillation. El Nino ny l sự kết hợp của các bất thờng về nhiệt độ bề mặt
biển v các dạng áp suất khí quyển ở các vùng tây v nam Thái Bình Dơng.
Trong suốt 100 năm sự hiện diện của các dịch chuyển khí hậu đợc thể hiện ở
các số liệu lịch sử về mực nớc của hồ Great Lakes (Hình 3.3) v các hồ ở vùng
Great Basin (Hình 3.4).
Sự dao động lớn trong kích thớc hồ đã xảy ra trong suốt 10
3
- 10
5
năm qua
trên ton cầu. Các dạng dao động theo không gian v thời gian với biên độ lớn
trong h 3 iữa sự phân bố hồ
dòng mặt ở 45
0
N đợc cho l do phạm vi không gian rông lớn của biển Caspia
v biển Aral (Hutchiso

102

v tần suất nhỏ ny tơng ứng với các biến đổi khí hậu ton cầu gắn với sự tiến
thoái của các lớp băng h lục địa nh một ví dụ (thí dụ, Smith v Street -
Perotl 1985, Harison 1989, Benson v những ngời khác 1989).
Hình 3.2: Sự biến đổi trung bình theo mùa thời kỳ di hạn của giáng thuỷ, dòng mặt, bốc hơi v sự thay
đổi lợng trong tích trữ hồ của hồ Erie (Sau khi cải biến Quinn v Guerra 1986).
103

Hình 3.3: Sự biến đổi di hạn của cân bằng thuỷ văn hng năm hồ Erie. Giáng thuỷ, dòng mặt v bốc
hơi cải biến sau Quinn v Guerra (1986) v số liệu cấp hồ từ Winter v Woo (1990).
104

Hình 3.4: Xu hớng v sự thay đổi di hạn của mặt hồ ở Great Basin phía tây Hoa Kỳ (đờng đứt: ghi
chép lịch sử, đờng liền: đo đạc), mực hồ không phải cho các điều kiện cổ xa (xây dựng lại) v do đó
phản ánh tác động của sự rút nớc sông cho sự tới v sử dụng cho tiêu thụ khác, đặc thù trong thời
kỳ cuối của sự ghi chép ny (Street Perrott v Harrison 1985).
Những sự dao động tỷ lệ hng nghìn năm nay đợc ghi chép lại trong rất nhiều
hồ, v nhiều công việc đợc tiến hnh để thiết lập các số liệu theo trình tự thời
gian của mực nớc hồ bằng cách kết hợp các phân tích hoá học, sinh học v vật
lý học các trầm tích hồ, các đặc điểm địa chất địa mạo, v đôi khi l dấu hiệu
khảo cổ học (thí dụ, Bradley 1985, Street - Porrtl v Harrison 1985, Benson v
Thompson 1987 a, b; Benson v những ngời khác 1989; Gause v Fontes
1989; COHMAP Members 1989, Benson 1994; Thompson v những ngời khác
105

1994).
Hình 3. 5: Mực hồ Lahontan (đờng liền) trong niên đại Late - Pleistone so sánh với thể tích chung của
băng (đờng đứt) đợc tính toán từ nghiên cứu chi tiết các đơn vị phóng xạ của trọng tâm lòng biển.
Số liệu mặt hồ từ Benson (không công bố đợc) v số liệu thể tích băng từ Imbrie v những ngời

khác. (1984).
Hình 3.6: Điểm khởi đầu từ giá trị trung bình 130 năm của giáng thuỷ (đờng liền) v bốc hơi (đờng
đứt) của hồ Great Salt, Utah. Dữ liệu thô thông thờng đợc lm trơn cùng với 5 số hạng, sự di chuyển
trung bình.
Ví dụ sự biến động theo trình tự th
từ phân tích phóng xạ cacbon của nhiều các vật liệu chỉ thị khác nhau (nh
ch nớc khoáng), chỉ ra rằng sự dao động lớn về kích thớc của hồ
tr lại đây phù hợp
t cách đây 18000
ời gian của hồ Lahontan, đợc xây dựng lại
đá
gần các mạ
ong thời kỳ cuối kỷ Plaitoxin xảy ra trong 35000 năm trở
ơng ứng với thời điểm có lợng băng h lớn nhất gần đây (
106

n sự chuyển tiếp đến giai đoạn có lơng băng h trung
bình (Hình 3.5) .
Những nghiên cứu khảo cổ ny cung cấp thông tin quý giá về kích thớc v
thời điểm tơng đối của những dao động đã xảy ra, v có thể đợc kết hợp với
các mô hình thuỷ văn v mô hình nhiệt để phỏng đoán cổ khí hậu.
ăm), v tiếp sau đó l
Hình 3.7: Điểm khởi đầu từ giá trị trung bình 130 năm của P - E (đờng liền) v mực hồ (đờng đứt) của
hồ Great Salt, Utah. Dữ liệu thô thông thờng đợc lm trơn cùng với 5 số hạng, sự di chuyển trung
bình (James 1985; Morrisette 1988; bản tóm lợc dữ liệu khí tợng học NOAA).
Trong tình trạng vắng các hoạt động kiến tạo v sự tác động của con ngời các
ổi khí hậu xảy ra v tồn tại thì
hồ sẽ mở rộng hoặc thu hẹp để đạt tới một trạng thái ổn định mới. Nếu hồ c
đủ thời gian để đạt tới sự cân bằng với t
nó trớc khi sự thay đổi khác xảy ra, thì nó sẽ phải buộc tới trạng thái ổn định

kích thớc khác. Do đó lịch sử của kích thớc hồ đợc tạo thnh từ những dao
động phụ thuộc vo thời gian m những dao động ny có các biên độ v tần số
biến đổi trong một phạm vi rộng. Sự phản ứng trở lại của một hồ tới biến đổi
khí hậu đựơc quyết định bởi sự thay đổi nhiều nhân tố nh địa hình, địa mạo,
thổ nhỡng v thảm phủ thực vật của lu vực.
Các biến đổi của lợng giáng thủy, bôc hơI trên phạm vi lu vực gây ra do khí
hậu tạo nên sự thay đổi kích thớc của hồ. Ví dụ, dữ liệu lịch sử từ hồ Great
Salt, Utah (Hình 3.6) trình by sự biến đổi chung, sự nghịch biến giữa giáng
thuỷ v bốc hơi. Các chu kỳ có dao động giáng thủy l lớn nhất cũng có
động về bốc hới l lớn nhất. Dễ thấy nguyên nhân của sự biến đổi ny h
có
lợi cho giáng thuỷ (mây trên bầu trời, độ ẩm cao) cũng có khuynh hớng giảm
thiểu bốc hơi v do đó lm tăng lợng ẩm ớt thực.
Sự biến đổi tơng đối của độ ẩm ớt thực thờng đợc sử dụng để thiết lập mối
tơng quan của những dao động mực nớc hồ với khí hậu, đặc biệt l trong các
nghiên cứu cổ thuỷ văn. Qua các thời kỳ trung bình đủ di mối tơng quan ny
hồ hớng tới một kích thớc hoặc mực cân bằng hoặc ở trạng thái ổn định với
sự cân bằng thuỷ văn trung bình. Nếu sự thay đ
ha
rạng thái cân bằng thuỷ văn mới của
dao
ớng
yểntới cực đại thuỷ văn phát sinh trong mặt hồ, l những điều kiện khí qu
luôn luôn đúng đắn. Tuy nhiên, nếu khí hậu tồn tại trong thời gian ngắn thì sự
thay đổi trong P - E có thể xảy ra trớc khi kết hợp với thay đổi trong mực hồ
107

(Hình3.7). Do đó dới những điều kiện khí hậu tạm thời, giả sử P - E v mực
mặt hồ tăng hoặc giảm cùng nhau chỉ đúng cho các lu vực, m ở đó diện tích
bề mặt hồ l lớn so với tổng diện tích lu vực, hoặc những lu vực có lợng trữ

nhỏ (trong đất v băng) v những lu vực bị ảnh hởng đồng đều bởi các yếu tố
khí hậu.
3.3. cân bằng thuỷ văn
Sự thay đổi kích thớc hồ có thể đợc tính toán dựa trên những giá tri đã biết
hay ớc lợng của các thnh phần trong cân bằng thuỷ văn. Một phơng trình
chung cho sự thay đổi theo thời gian của kích thớc hồ có thể viết dới dạng
sau:

010
GGRZAEPZAEP
dt
dV
BBBLLL

(1)
trong đó: V l thể tích hồ, P
L
l lợng giáng thủy trên bề mặt hồ (L/T), E
L
l
B
l lợng giáng thuỷ trên vùng tập trung nớc hồ (L/T), E
B
l lợng bốc hơi từ
vùng tập trung nớc hồ (L/T), A
B
(Z) l diện tích bề mặt từ vùng tập trung
nớc bên ngoi hồ ở độ cao Z (L
2
), R

0
l dòng thoát từ hồ (L
3
/T), G
1
l dòng chảy
0
l dòng chảy ngầm từ hồ (L
3
/T).
i h, A(Z) đợc lấy từ các bản đồ địa hình, hoặc có thể lấy
ác thời đoạn xem xét. Phơng
trình (1) rút gọn thnh:
lợng bốc hơi từ bề mặt hồ (L/T), A
L
(Z) l diện tích bề mặt hồ ở độ cao Z (L
2
), P
ngầm vo trong hồ (L
3
/T), G
Số l ệu độ sâu - diện tíc
xấp xỉ dạng hình học của hình nón, tứ giác hoặc đờng Parabol. Phơng trình
(1) phù hợp cho cả hồ kín v hồ hở. Một điều quan trọng l sự nhân biết rằng
các quá trình đợc đặc trng bởi các thnh phần của cân bằng thủy văn có thể
có các thời gian phản ứng tới biến đổi khí hậu l rất khác nhau (Xem ví dụ,
Szestay 1974 v Street Perrolt v Harrison 1985 cho sự phân chia các hồ liên
quan tới tính chất, thnh phần của cân bằng thuỷ văn).
Mặc dù các thảo luận sau đây có thể áp dụng với các hồ mở, nhng trọng tâm
của phần còn lại chơng ny l về các hồ kín vì chúng đợc nghiên cứu rộng

hơn nh l yếu tố chỉ thị của biến đổi khí hậu. Đối với các hồ kín thông thông
lợng dòng ngầm có thể coi nh bằng 0 cho c

ZAEPZAEP
dt
dV
BBBLLL

(2)
Theo phơng trình (2) tốc độ thay đổi mực nớc hồ theo thời gian của một hồ
kín đợc xác định bởi:




BB
L
B
LL
EP
ZA
ZA
EP
dt
dZ

(3)
Thay thế các yếu tố trên: R = R
i
= (P

B
E
B
)A
B
(Z) v A = A
L
(Z), dạng rời rạc của
phơng trình (3) có thể viết dới dạng sau:
108


t
A
R
EPZ
LL
'
ằ
ẳ

ô
ơ
ê
'
(4)
Phản ứng của mực nớc hồ tới sự thay đổi trong cân bằng thuỷ văn có thể đợc
thảo luận bằng việc sử dụng phơng trình (4). Để cho đơn giản chúng ta giả
thiết rằng P
L

- E
L
l cố định v hồ ở trạng thái ổn định với sự cân bằng thuỷ
văn ban đầu của nó. Tại thời điểm t
0
hồ ở độ cao Z
0
v diện tích bề mặt A
0
, một
sự thay đổi khí hậu xảy ra khi R
t
> R
0
, trong đó R
t
biểu thị sự thay đổi giá trị
dòng mặt v R
0
l giá trị dòng mặt ban đầu. Vì P
L
- E
L
cố định (trên một đơn vị
diện tích), nên ở trạng thái ổn định mới diện tích bề mặt A
t
sẽ lớn hơn A
0
.
Phụ thuộc vo độ lớn của sự thay đổi dòng chảy mặt, vo trắc lợng hình thái

của lòng chảo (nghĩa l diện tích bề mặt tơng đối theo chiều cao), sự thay đổi
mực
Z
'
sẽ lớn hơn với mỗi bớc thời gian
'
t ngay sau khi khí hậu biến đổi, v
sau đó sẽ tăng với tốc độ giảm dần đến khi diện tích bề mặt hồ dần dần tiến tới
một trạng thái ổn định diện tích bề mặt mới A
t
v sự khác biệt đại số giữa
(R/A
t
) v (P
L
- E
L
) tiến đến 0 (nhìn chung P
L
> E
L
cho hồ kín). Ngợc lại nếu R
t
> R
0
, thì A
t
< A
0
v hồ sẽ bắt đầu trạng thái ổn định diện tích bề mặt của nó với

một quỹ đạo đặc trng giống nh trờng hợp mực nớc hồ đó đang đợc nâng
lên. Bản chất của các tác động ny tới sự thay đổi thuỷ văn gợi ý rằng quỹ đạo
của mực nớc hồ kín khi tiến tới trạng thái ổn định có dạng đờng tiệm cận
(Hình 8).
Hình 3.8: Ví dụ về trạng thái ổn định quỹ đạo của mực hồ (nhìn vo bi cho các kí hiệu)
Đờng tiệm cận phản ứng ny đợc định lơng hóa bởi một khai triển toán học
chuẩn xác hơn phơng trình cân bằng thuỷ văn. Sự lợng hóa ny có thể thu
đợc bởi phép lấy tích phân phơng trình vi phân (3), v sau một số biến đổi
đại số, chúng ta có nghiệm



kt
ss
etZtZ

1
**
(5)
trong đó:

0
*
tZtZtZ
l sự biến đổi tơng đối trong mực Z(t) với trạng thái
ổn định mực ban đầu Z(t
0
) ở thời điểm t
0
(Hình 3.8). Trạng thái ổn đinh ban

đầu đợc quyết định bởi: Q
0
A
L
(Z
0
) = R
0
A
B
(Z
0
) trong đó Q
0
= E
L
P
L
. Một trạng
109

thái ổn định mới thay đổi trong mực Z
*
ss
đợc ớc lợng bằng:


tt
ss
RQ

Z


D
(6)
trong đó:
'
Q v
'
R l sự biến đổi thuỷ văn ở thời điểm t
LB
QZAZA '
00
*
0
, Q
t
= Q
0
+
'
Q, R
t
=
R
0
+
'
R v

dZ
ZdA

D
ở Z = Z
0
. Tốc độ của sự thay đổi mực k trong phơng trình
(5) đợc ớc lợng bằng :


tt
L
RQ
ZA
k
0
D
(7)
Từ phơng trình (6) rõ rng ta thấy rằng dù một hồ nâng lên hay hạ xuống vẫn
hớng tới một sự cân bằng đợc quyết định bởi dấu của tử số. Nếu
' R > 0 v
' Q < 0 (nghĩa l những điều kiện ẩm ớt hơn từ lợng giáng thuỷ cao hơn hay
bớt lợng giáng thuỷ đi, hoặc cả hai) thì tử số sẽ dơng (sự nâng mực).
Nếu
' R < 0 v ' Q > 0 (nghĩa l, các điều kiện khô hơn từ lợng giáng thuỷ bị
giảm bớt hay tăng lợng giáng thuỷ, hoặc cả hai) thì mẫu số sẽ âm (sự hạ mực).
Thời gian cần thiết để hồ đạt đợc trạng thái ổn định cho bởi giá trị 1/k (Hình
3.8). Tốc độ thay đổi mực hồ k trong sự phản ứng trở lại với sự thay đổi thuỷ
văn l một hm trong cân bằng thuỷ văn v của phép đo sâu hồ.
Từ phơng trình (6) v phơng trình (7) có thể kết luận rằng những mặt hồ dốc

đứng (
D
nhỏ ) sẽ mang lại ảnh hởng tới sự thay đổi thuỷ văn chậm hơn
những hồ chiếm khoảng rộng lớn, lòng chảo dốc thoai thoải (
D
lớn ), với tốc độ
phản ứng phụ thuộc vo mực hồ ban đầu (diện tích).
Tất cả các nhân tố khác đang lm cho các lòng chảo cân bằng, mở rộng, dốc
thoai thoải (
D
lớn) v do đó các ghi chép tốt hơn của thác ghềnh, biên độ thay
đổi khí hậu thấp, trái lại độ sâu các hồ trong các lòng chảo hẹp (
D
nhỏ) thờng
đợc
3.4. Mô hình thuỷ văn
Các mô hình số của mặt hồ l cơ sở vật lý (nghĩa l, kết hợp chặt chẽ phơng
trình cân bằng thuỷ văn), thống kê (tức l, chỉ sử dụng tính chất thống kê của
mặt hồ đợc ghi chép), hoặc sự kết hợp của một vi cơ sở đó. Một mô hình đơn
giản có lợi cho việc điều tra phản ứng của mực hồ tới sự thay đổi trong giáng
ớc vo có thể đạt đợc bởi sự liên kết phơng
trình (4) vo trong một chơng trình máy tính. Đây l một chơng trình có thể
r 1985).
Thay ắc hoặc những biến
ra của mô hình, các mô hình theo cơ sở vật lý khác có thể đợc sử dụng tơng
tự nh các thnh phần của cân bằng thuỷ văn, nh dòng chảy ngầm (Mùa
ghi chép tốt hơn biên độ cao, sự thay đổi tần suất thấp.
thuỷ (P), bốc hơi (E) v lợng n
đợc sử dụng để xây dựng lại v cung cấp những hiểu biết sâu sắc có ích cho
ngnh khoa học động lực của sự thay đổi mực hồ (ví dụ, Hostetler v Benson

1990). Phức tạp hơn, các mô hình hồ đợc xây dựng bởi sự kết hợp chi tiết hơn
sự biểu diễn của cân bằng thuỷ văn (ví dụ, Stauffe
vì sử dụng số liệu quan tr đổi đơn giản đầu vo v đầu
110

đông, tập ny), dòng chảy mặt (Crowley 1990) v đợc nghiên cứu ở các phần
sau, sự bốc hơi (ví dụ, Adam cùng các cộng sự 1986, Hostetler v Bartlei 1990,
Crowley 1989, Hostetler v Benson 1990). Trong mô hình các thnh phần thuỷ
văn ny không đổi, ảnh hởng tới sự phản ứng trở lại của hệ thống hồ quy định
các điều kiện khí hậu v thuỷ văn đã đạt đợc, mặc dù ở mức độ no đó tình
trạng không bền vững đợc kết hợp với giá trị trong mô hình. Các mô hình
thống kê (chuỗi thời gian) đợc sử dụng lm nền tảng cho sự xác định các đặc
tính (ví dụ, tính chu kỳ) trong ghi chép của mực hồ lịch sử (ví dụ, Kuzel v
Kesslar 1986; Woodbury v Padmânbhal 1998). Những áp dụng của các mô
hình mực hồ đợc nghiên cứu trong phần sau của chơng ny.
3.5. Phản ứng nhiệt
Tất cả các hồ ở một mức độ no đó biểu thị sự thay đổi bất thờng trong nhiệt
độ nớc phù hợp với các chu kỳ mùa của khí hậu thịnh hnh. Sự điều khiển
chủ yếu theo chu kỳ của nhiệt độ nớc ở một vĩ độ xác định (Hình 3.9) l chu kỳ
mùa của độ phơi bức xạ (sóng ngắn) thu đợc ở vĩ độ đó (Hình 3.10).
Hình 3.9: Sự thay đổi hng năm của nhiệt độ bề mặt hồ theo vĩ độ đợc quyết định bởi phơng trình
thực nghiệm ( đí cải biến từ Staskraba 1980).
111

Hình 3.10: Đánh giá sự thay đổi hng năm trong sự phân chia vĩ độ của thời gian, bức xạ sóng ngắn
chung ở mặt đất ( đí cải biến từ Staskraba 1980).
Những hồ trong đới xích đạo ở chu kỳ năm nóng v thể hiện biên độ chu kỳ
nhiệt độ tơng đối thấp. Từ các vĩ độ trung bình hớng về phía cực, nhiệt độ hồ
trung bình năm giảm, nhng biên độ của vùng tuần hon nhiệt tăng tơng
xứng với độ phơi bức xạ đó. Thêm vo chu kỳ mùa của nhiệt độ l thời kỳ ngắn

ồ (lực cản tới những hỗn hợp bị gió cuốn đi;
Hutchinson 1975; Straskraba 61980; Wetzen 1983). Trong các hồ nớc ngọt
ny độ ổn định l một hm của sự chênh lệch về mật độ trong cột nớc xấp xỉ
tới bậc đầu tiên đợc quyết định bởi nhiệt độ [Các đặc tính vật lý khác nh sự
tác động của hoá học trong mật độ nớc, cũng có thể quan trọng bằng hoặc hơn
trong sự phân tầng đặc tính của một số hồ (ví dụ, Imboden v Wilest; theo tập
ny)]. Khi lực cản tác động tới hỗn hợp, đặc điểm nổi bật của vòng tuần hon
(một đến vi ngy hoặc hơn), sự thay đổi bất thờng đó xảy ra trong sự phản
ứng trở lại tới tỉ lệ nhiễu khí quyển lớn v trung bình chẳng hạn nh sự đi qua
của front lạnh (đờng đi của front lạnh) (Hình 3.11). Sự biến đổi theo ngy của
nhiệt độ nớc tạo ra từ sự khác biệt ngy đêm trong thông lợng bức xạ mặt
trời v những điều kiện thời tiết địa phơng nh gió giật v lớp phủ mây.
Kết hợp với sự khác biệt theo vĩ độ trong nhiệt độ l sự khác biệt tơng tự
trong tính ổn định của h
112

nhiệt độ hồ hng năm l cấu trúc của sự phân tầng thẳng đứng.
3.5.1. Cân bằng năng lợng v mô hình cân bằng năng lợng
Lợng nhiệt của một hồ bị chi phối bởi sự phân chia năng lợng (nhiệt) tại bề
mặt hồ. Nếu sự truyền nhiệt xảy ra giữa nớc trong hồ v các trầm tích nằm
bên dới l không đáng kể, v hồ không đóng băng, thì sự cân bằng năng lợng
bề mặt (SEB) l:

hlelulwlwswsw
s
qq
dt
dq
)))
DD

11
(8)
trong đó:
dt
dq
s
l sự biến đổi lợng trữ trong hồ ở tầng mặt [W/m
2
],
sw
D
l albeđô sóng ngắn (hệ số phản xạ) của bề mặt hồ ( không đo đợc),
l bức xạ sóng ngắn tổng hợp (trực tiếp + khuếch tán) [W/m
2
],
sw
)
lw
D
l albeđô sóng di của bề mặt hồ [không đo đợc],
l bức xạ sóng di của khí quyển [W/m
2
],
l bức xạ sóng di từ bè mặt hồ [ W/m
2
],
q
le
l thông lợng ẩn nhiệt, dơng nếu tác động của hồ liên tục [W/m
2

],
q
h
l thông lợng ẩn nhiệt có thể nhận thấy đợc, dơng nếu tác động từ hồ
liên tục [W/m
2
].
nhiệt tích trữ trong hồ. Sắp đặt lại phơng
trình (8) để cân bằng những biến đổi riêng trong lợng nhiệt dự trữ ở tầng mặt
y đổi trong nhiệt độ trên một lợng đơn vị thời gian.
lw
)
lu
)
Nhiệt độ hồ l phép đo của lợng
tới các thnh phần cơ bản của SEB, v sự thay đổi trong lợng nhiệt dự trữ tới
sự tha

>@
hlelwlwlwswsw
qqq
ZCt
T
rr))
'

'
'
DD
U

11
1
(9)
l sự biến đổi nhiệt độ,
l sự gia tăng thời gian,
trong đó:
T'
t'
U
l mật độ cuả nớc,
C l nhiệt dung riêng của nớc,
Z
' l bề dy của tầng mặt.
Gần 40% bức xạ mặt trời đi xuyên qua tầng mặt v bị hấp thụ ở độ sâu phù
hợp của Beer về sự truền ánh sáng trong nớc.


ZZ
swsw
eZ
'
) )
K
DE
11
(10)
trong đó:
113

) l sự hấp thụ năng lợng ở độ sâu Z ( Z = 0 tại bề mặt hồ),

E
tỉ lệ % của bức xạ mặt trời bị hấp thụ trong tầng mặt (
Z
' m),
K
l hệ số chiếu sáng.
Tốc độ của sự hấp thụ đớc quyết định bởi giá trị hệ số tắt ánh sáng, thay đổi
từ một giá trị lớn hơn trong nớc đục ngầu đến 0.02 trong nớc trong suốt.
Phơng trình (8 - 10) cung cấp cơ sở cho các mô hình nhiệt đợc nghiên cứu
trong phần sau của chơng ny.
Các thnh phần của cân bằng năng lợng đợc quan trắc hoặc tính toán khác
nhau từ các tham số khí tợng có liên quan (ví dụ, Henderson Sellers 1986,
các kỹ s binh chủng quân đội Mỹ 1986, Oke 1987, Tennessee Valley Authority
1972). Bức xạ mặt trời v bức xạ sóng di khí quyển có thể tính toán đợc,
nhng vì bức xạ mặt trời ny đợc nhập vo máy tính để tính SEB, nên khi
vận hnh nó sẽ tốt hơn so với việc đo đạc trực tiếp với bức xạ kế. Bức xạ quay
trở lại từ bề mặt hồ đợc tính toán nh sau:
(11)
trong đó:

4
15.273 )
wlw
T
HV
H
l độ phát xạ ( 0.97 ), {
V
l hằng số Stefan - Boltmann (5,67.10
-8

K
-4
),
T
w
l nhiệt độ bề mặt (
0
C ).
Thông lợng ẩn nhiệt trung bình hng ngy (sự bốc hơi) có thể đợc tính toán
từ phơng trình truyền khối (Brutsaert 1982):
(12)
trong đó:
L
V
l ẩn nhiệt hóa hơi ,
N
mt
l hệ số truyền khối,
1971):

amtVle
eeuNLq
02
U
2
l tốc độ của gió ở 2m,
e
0
l áp suất hơi nớc bão ho tại nhiệt độ của bề mặt hồ,
e

a
l áp suất hơi nớc trong không khí của khí quyển.
Hệ số truyền khối đợc xác định từ một hm của diện tích bề mặt hồ
(Brutsuert 1982):
05.09
10367.3

u AN
mt
(13)
áp suất hơi nớc bão ho đợc tính bằng phơng trình Richards (


432
0
1229.06445.097.13185.13exp325.101
kkkk
tttte
(14)
với t
k
= 1 [ 373.15/(T
w
+ 273.15)]. áp suất hơi nớc trong không khí có thể
đợc tính toán bằng cách thay đổi nhiệt độ không khí T
w
vo phơng trình (14)
v sự gia tăng kết quả bởi đơng lợng thập phân của độ ẩm tơng đối.
Sự biến đổi hng ngy trong tính ổn định của lớp biên khí quyển có thể tác
114

động mạnh tới thông lợng ẩn nhiệt (tốc độ bốc hơi). Khi lớp biên không khí ổn
định (hồ nóng hơn không khí) thì thông lợng ẩn nhiệt đợc nâng lên tơng đối
ndới. Một phơng trình truyền khối lợng (Ryan
v các cộng sự, 1974, Weisman, 1975) đánh giá cho tính ổn định của điều kiện
l:
tới điều kiện ổn định nằm bê

>
@

amtavsvle
eeuNTTbq
02
3/1
0
(15)
trong đó:
b
0
l một hằng số ,
T
sv
l nhiệt độ ảo của mặt nớc,
T
av
l nhiệt độ ảo của khí quyển.
Nếu T
sv
> T

av
thì thông lợng ẩn nhiệt đợc nâng lên. Nếu T
sv
T
av
thì khí
quyển ổn định v cần phải giới hạn các nhiệt độ l tập hợp bằng 0 khi biến đổi
phơng trình (15) về phơng trình (12).
Thông lợng cảm nhiệt có thể sử dụng hệ số gần đúng Bowen để tính toán:
(16)
trong đó hệ số Bowen đợc xác định bởi:
d
leh
Rq

aaW
eeTTR
0
/
J
(17)
v
J
l hằng số ẩm kế.
Một chuỗi thời gian 3 năm của sự thay đổi khí hậu cho hồ Pyramid, Nevada tạo
ra từ mô hình phân giải cao dựa theo khí hậu địa phơng (RCM), đợc biểu thị
trong hình 3.11. Đúng với chuỗi thời gian của nhiệt độ nớc mặt v các thnh
phần của SEB tính toán từ dữ liệu khí tợng đợc trình by trong hình 12. Bởi
vì cân bằng năng lợng đợc điều chỉnh bởi bức xạ mặt trời, vợt quá chu kỳ
vi năm của các thnh phần sẵn có trong SEB hoặc nghĩa l chu kỳ tác động

cùng với sự biến đổi thực tế trong năm.
Sự cân bằng chuỗi thời gian của nhiệt độ nớc mặt cùng với dữ liệu khí tợng
v các thnh phần của SEB đợc lm sáng tỏ:
(1) thấy rằng sự biến đổi tần suất cao, biên độ thấp trong số liệu khí tợng v
trong các thnh phần của SEB đợc lm nhỏ đi bởi chuỗi nhiệt độ nớc theo
thời gian;
(2) thấy có một sự dịch chuyển pha nhỏ giữa mạng lới bức xạ

>@
lulwlwswswn
r )))
D
D
11 v nhiệt độ bề mặt, nghĩa l, cực đại trong
nhiệt độ hồ xảy ra muộn hơn trong năm lm thnh cực điểm trong r
n
v
(3) thấy rằng cực đại trong thông lợng ẩn nhiệt (sự bốc hơi) xảy ra muộn hơn
vo mùa hè v hạ thấp hơn cực đại trong nhiệt độ nớc v r
n
. Ba đặc tính ny
l sự tác động của quán tính nhiệt, đợc kết hợp với nhiệt dung cao của nớc (
ở 4
0
C, 4.18 MJ, lợng nhiêt cần để tăng nhiệt độ 1m
3
nớc sạch lên 1
0
C ).
Trong khí hậu nóng sự bốc hơi từ các hồ cung cấp các đỉnh nhiệt ổn định trong

115

suốt mùa hè sau, hạ xuống v thậm chí sớm hơn mùa đông trong khi bề mặt hồ
nóng hơn không khí nằm bên trên v các mức hơi ẩm khí quyển tiến tới giảm
dần.
Hình 3.11: 11A E. Số liệu khí tợng trung bình hng ngy trong ba năm cho hồ Pyramid, Nevada, đí
thu đợc từ một mô hình khí hậ với sự phân giải cao. A nhiệt độ không khí; B áp suất hơi không khí; C
tốc độ gió ở 2 m; D bức xạ sóng ngắn chung (của mặt trời); E bức xạ sóng di khí quyển.
116

Hình 3. 12: 12A E. Nh trung bình hng ngy v các thnh phiệt độ ần của cân bằng nhiệt cho hồ
Pyramid, Nevada trong ba năm, đợc tái tạo bởi mô hình xây dựng trong các phơng trình (20) - (21). A
nhiệt độ bề mặt; B lới bức xạ; C thông lợng ẩn nhiệt; D thông lợng ẩn nhiệt có thể cảm nhận đợc;
E sự thay đổi trong lợng nhiệt dự trữ.
117

Mặc dù SEB v sự hấp bức xạ mặt trời dới mặt đủ đthụ ể đánh giá cho hầu
bởi sự xâm nhập bức xạ mặt trời. (Bức xạ mặt
trời cũng có thể phản xạ trở lại (sự bắn lên) vo trong nớc nếu albeđô của tất
ể giữ nhiệt hạ xuống trong suốt mùa đông (Hutchinson 1975; Dutton v
Bryson 1962; Hughes 1967).
Cho các hồ m phát triển lớp phủ băng vo mùa đông, các số hạng thêm vo
phải bao gồm cả trong SEB để đánh giá cho năng lợng của sự kết băng v sự
tan băng (v lớp phủ tuyết). Sự hình thnh, v sự tan băng bị chi phối bởi SEB,
sự xâm nhập của bức xạ mặt trời v bởi lợng nhiệt cung cấp nằm phía dới
(Ragozkie 1978; de Bruin v Nessels 1988; Patterson v Humblin 1988). Trong
các nhân tố ny, SEB chiếm u thế v hình thái băng có thể đợc dự báo
(Patterson v Hamblin 1988; Hostetler 1991):
hết các hồ, nhng có một vi điều đặt ra trong các nguồn nhiệt v những nơi
nhiệt hạ xuống l các thnh phần quan trọng của cân nhiệt hng năm. Một số

hồ thể tích lớn (liên quan tới thể tích) dòng chảy vo (dòng chảy ra) nóng hay
lạnh đã tác động đến lợng nhiệt vo (ra) của hồ v do đó phải đợc xem xét
trong cân bằng nhiệt. Một thnh phần bổ sung của cân bằng nhiệt cũng cần
đợc xem xét rong các hồ nông, ở nơi m lợng nhiệt đợc truyền giữa nớc v
trầm tích nằm phía dới bởi tính dẫn nhiệt. ở các hồ trong (sạch) các trầm tích
có thể đợc lm nóng trực tiếp
cả trầm tích cao). Thông lợng nhiệt ngang qua đáy hng năm có cấu tạo gần
giống nh đờng hình sin xù xì v đợc quyết định bởi vòng tuần hon nhiệt độ
nớc hng năm v các đặc tính của trầm tích. Trầm tích nói chung l một vùng
yđlầ



fshlelulwswswi
TTqqq

)))
D
1
(18a)



fs
dt
dh
h
lelulwswswi
TTqqq )))

U
D
1
(18b)
trong đó:
q
i
l dòng nhiệt chỉ có ở bề mặt băng (tuyết),
T
s
l nhiệt độ bề mặt,
T
f
l nhiệt độ điểm ngng kết (điểm sơng),
U
l mật độ của băng (tuyết),
L l ẩn nhiệt của băng (tuyết),
dt
dh
l tốc độ thay đổi độ dy băng theo thời gian.
Phơng trình (18a) đợc kết hợp vơi sự hình thnh băng v phơng trình (18b)
đợc kết hợp với sự tan băng (tuyết) tại bề mặt. Sự hình thnh v sự tan băng
tại mặt phân cách nớc - băng đợc xác định bởi:
wpeni
qq
dt
dh
L
)
U

(19)
trong đó:
118

pen
)
l bức xạ mặt trời xuyên qua băng v tuyết,
Q
w
l thông lợng nhiệt nằm bên dới tới băng.
Sự phân tầng nhiệt độ v sự hỗn hợp hồ chịu tác động bởi các nhân tố ngoi khí
hậu nh hình thái lòng chảo (diện tích bề mặt v độ sâu), lực Coriolis bắt
nguồn từ sự quay của trái đất, v các đặc tính vật lý (ví dụ, tính chất đục ), hoá
học (độ mặn) của nớc hồ (Hutchinson 1957; Straskraba 1980; Wetzel 1983;
Henderson Sellers 1984; Krink 1988; Imboden v Wuest, trong tập ny). Các
hồ nông thờng không thể hiện sự phân tầng nhiệt độ ổn định vì nó bị chặn lại
bởi độ sâu ton phần lợng nhiệt mặt trời v hỗn hợp bị gió cuốn đi, nơi tạo ra
các điều kiện đẳng nhiệt. Do đó sự phân tầng v sự tơng phản nhiệt độ thẳng
đứng trong các hồ nông, thờng tuân theo cấu trúc ngy của bức xạ mặt trời v
gió. Trong các hồ đục giu chất dinh dỡng thì sự xâm nhập của bức xạ sóng
ngắn bị hấp thụ v tán xạ ở gần bề mặt, dẫn đến kết quả l lớp nhiệt độ nhảy
vọt ở các bãi nông hơn nói chung đợc tìm thấy trong các hồ sạch nơi m lợng
nhiệt lớp dới mặt bị phân tán tới các độ sâu lớn hơn (Henderson Sellers
1984, 1988).
3.5.2. Các mô hình v mô hình hóa
Tầm quan trọng của vòng tuần hon nhiệt hồ trong sự tác động một vùng
quang phổ rộng lớn của quá trình tạo đầm hồ đã thúc đẩy sự phát triển của các
mô hình vật lý v thực nghiệm tạo cơ sở cho việc tính toán nhiệt độ hồ. Các
phơng pháp thực nghiệm cho sự tính toán nhiệt độ bề mặt hồ l một hm của
vĩ độ đã tìm đợc (ví dụ, Straskraba 1980) v nhiều mối quan hệ thực nghiệm

đã đợc sử dụng để đánh giá sự phân tầng mùa hè nh một hm của trắc lợng
hình thái lòng chảo v gió thổi đến (mặt nớc không bị cản trở đợc lộ ra để gió
thổi, xem Ragotzkie 1978, Arai 1984, Melack 1989). Các phơng pháp thực
nghịêm có thể cung cấp hữu hiệu cho phơng pháp gần đúng bậc nhất của
nhiệt độ hồ hoặc độ sâu lớp nhảy vọt nhiệt độ trung bình. Tuy nhiên, các
phơng pháp ny không phù hợp với việc đánh giá tác động của sự thay đổi khí
hậu trong trạng thái nhiệt độ của một hồ, cũng có thể chúng không đợc sử
dụng để điều tra động lực học của quá trình tạo đầm hồ.
ảnh hởng khí hậu tác động tới trạng thái nhiệt của hồ có thể đợc tái tạo bởi
cơ sở vật lý của các mô hình số. Trong nhiều hồ nông, nơi m lợng nhiệt dự
trữ tơng đối nhỏ hơn v do đó vòng tuần hon nhiệt độ hng năm nhanh hoặc
trễ pha hơn không khí nằm phía trên. Một mô hình 0 chiều (0D) chỉ căn cứ
vo SEB (phơng trình 7) có thể cung cấp cho sự tái tạo đầy đủ nhiệt độ bề mặt
v sự bốc hơi (Keijman 1974, Eggest v Tetzlaff 1978). Trong các hồ sâu hơn sự
tích trữ theo mùa v sự mất nhiệt l một phần quan trọng của cân bằng năng
lợng do đó phải thêm vo mô hình nhiệt độ nớc. Các mô hình hai v ba chiều
cho dự định ny, nhng mô hình một chiều (1D) chỉ phân tích sự thay đổi nhiệt
độ theo phơng thẳng đứng, đợc sử dụng rộng rãi hơn. Mô hình một chiều kết
hợp với các quá trình vật lý đó l quan trọng nhất trong sự chi phối nhiệt độ hồ
119

(sự bất cân đối trong SEB, sự hấp thụ bức xạ mặt trời xuyên qua, hỗn hợp xoáy
v sự đối lu). Cơ chế pha trộn một v hai chiều không đợc nghiên cứu trong
mô hình 1D.
Mô hình một chiều tính toán nhiệt độ hồ l một hm của sự vận chuyển thẳng
đứng v sự hình thnh nhiệt. Trớc tiên phát triển cho những ứng dụng vo
đại dơng, các mô hình ny có thể đựơc phân loại chung nh mô hình cân bằng
năng lợng do SEB v sự hấp thụ bức xạ mặt trời dới mặt cung cấp lực ban
đầu cho phản ứng trở lại của mô hình. Có hai loại tổng quát của mô hình lớp
nhảy vọt nhiệt độ 1D l mô hình tầng xáo trộn (MLMs) v mô hình khuếch tán

xoáy (EDMs), các mô hình đó bị phân dị với phơng diện vì sao sự nhiễu loạn
ả các quá trình vật lý. Sự tham số hoá đợc sử
gcó
h v tan lớp phủ băng l cần
thiết thêm vo mô hình nhiệt độ nớc cho nghệ thuật lm mô hình hồ, nơi lớp
phủ băng phát triển. Giống nh mô hình nhiệt độ nớc, kiểu mô hình đợc sử
dụng nhiều nhất cho sự tái tạo lớp phủ băng v tuyết của các hồ l mô hình
1D, nó đợc định hớng bởi SEB (phơng trình 18 v 19; ví dụ, Chen v Orlob
1972; Pivovarov 1973; Semtner 1976; Mathews v Heany 1987; Bruin v
Wessels 1988; Patterson v Hamblin 1988; Hostetler 1991; Croley v Assel
đợc mô tả (ví dụ, Imboden v Wuet, ở tập ny). Trong cả hai kiểu mô hình sự
nhiễu loạn đợc tham số hoá, nghĩa l, hệ số trầm tích tái sinh hoặc các mối
liên hệ đợc sử dụng để mô t
dụng trong MLMs để đánh giá cho sự cân bằng của tổng năng lợng động lực
học (TKE) ở lớp xáo trộn (Niiler v Kraus 1977; Henderson Sellers v Davies
1989 ). Xáo trộn không ổn định cũn thể đợc tham số hoá nh sự khuếch
tán xoáy (ví dụ, Munk v Anderson 1948; Henderson Sellers 1976, 1982,
1985; Lewis 1982; Pond v Pickard 1983; Powell cùng các cộng sự, 1984; Hearn
1988)
Sự khuếch tán xoáy đợc sử dụng đầu tiên bởi các nh khoa học khí quyển để
xấp xỉ các nhiễu loạn khí quyển. Nó đợc phát triển từ thuyết chiều di hỗn
hợp của Prandtl (ví dụ, Hutchinson 1957), trong đó hỗn hợp nhiễu loạn đợc
đặc trng bởi sự khuếch tán phân tử v tốc độ nhiễu loạn đợc mô tả bằng số
hạng vận tốc trung bình. Nh với tất cả sự tham số hoá ở đó các câu hỏi chủ
yếu về giả thiết cơ bản của việc tham số hoá sự khuếch tán xoáy, đặc biệt với
phơng diện để mô tả sự nhiễu loạn bằng tốc độ trung bình (ví dụ, Harleman
1982; Pond v Meadows 1988), nhng việc tham số hoá đợc sử dụng trong cả
hai mô hình khí quyển v hồ.
EDMs l những khái niệm v sự tính toán đơn giản của cơ sở vật lý các mô
hình nhiệt. Các mô hình đã đợc chứng minh để thích hợp cho sự tái tạo nhiệt

độ bề mặt, sự bốc hơi v cấu trúc mùa của sự phân tầng nhiệt độ trong các hồ
v đại dơng (ví dụ, Dake v Harleman 1969; Holland 1976; McCormick v
Scavia 1981; Martin 1985; Babajimopouls v Pabadapoulos 1986; McCormick
v Meadows 1988; Hotetler v Bartlein 1980; Hostetler v Benson 1990;
Vassiljev v cộng sự 1994).
Một mô hình thay thế cho việc tái tạo sự hình thn
120

1994). Trong phơng pháp gần đúng, một mô hình nhiệt đợc sử dụng để tính
toán nhiệt độ nớc tới tận khi nớc mặt đợc lm lạnh đủ để đóng băng v sau
đó một mô hình băng đợc sử dụng để tái tạo sự kết băng v tan băng. Mô hình
nhiệt đợc sử dụng trở lại sau khi băng tan.
Tập hợp nhỏ nhất của dữ liệu đầu vo cho các mô hình nhiệt v mô hình băng
1D bao gồm bức xạ sóng ngắn v bức xạ sóng di, tốc độ gió, áp suất hơi không
khí (hình 11), v sự ớc lợng về độ đục của nớc. Phần lớn các mô hình cũng
kết hợp với số liệu đo sâu để đánh giá trắc lợng hình thái hồ trong sự xáo trộn
v sự phân tầng (ví dụ, Fond v Stefan 1980).
Mô hình số của Hostetler v Bartlei (1990) cung cấp một ví dụ cho EDM 1D, nó
bao gồm các đặc điểm chung cho hầu hết EDMs: một quá trình tham số hoá
của sự khuếch tán xoáy (Henderson - Sellers 1985) v sự hấp thụ bức xạ mặt
trời của lớp dới mặt (Hình 3.13). Theo phơng trình (7), mô hình đợc viết đơn
giản nh sau:


>@


p
m
CZ

ZZA
ZAZ
T
tZKKZA
ZZAt
T
U
11
,
1
w
w)w


ắ
ẵ

đ

w
w

w
w

w
w
(20)
trong đó:
A(Z) l diện tích hồ ở độ sâu Z,

K
m
l hệ số khuếch tán phân tử,
K(Z,t) l hệ số khuếch tán xoáy,
) l giới hạn sự hấp thụ bức xạ sóng ngắn.
SEB sẽ đợc kết hợp vo phơng trình (20) thông qua các điều kiện giới hạn bề
mặt:

>@

hlelulwlwswswm
qq
Z
T
tZKK )))
w
w

DD
11,
(21)
trong đó:
Z l số dơng về phía dới (vo trong hồ).
Một mặt cắt đặc trng về nhiệt độ - độ sâu quy định các điều kiện ban đầu một
cái đáy cách biệt đợc giả thiết (
0
w
w
Z
T

).
Phơng trình đợc sử dụng để tính toán các thnh phần của SEB l những cái
đã đợc đề cập tới trong các phơng trình (11 - 17 ).
Trong vế phải của phơng trình (20), số hạng đầu tiên mô tả sự truyền nhiệt
bởi sự khuếch tán phân tử v chuyển động xoáy. Một sơ đồ đơn giản về sự xáo
trộn đối lu tỉ trọng cuốn theo chứa đựng trong mô hình, nh l phép đo sâu
biến đổi v một mô hình băng phụ (Hostetler 1991). Một sự khác biệt rõ rng,
có giới hạn trong kỹ thuật số (thời gian ở phía trớc đặt ở trung tâm khoảng
không (FTCS), ví dụ, Noye 1984) đợc sử dụng với bớc thời gian từng giờ một
hoặc từng ngy để hon thnh mô hình trên máy tính.
121

Mô hình nhiệt cũng có thể đợc sử dụng để tác động tới sự tái tạo v phân bố
của chất dinh dỡng v lợng sinh vật (ví dụ, Imberger v Patterson 1981,
Harleman 1982, Henderson - Sellers 1984, Binh chủng quân đội Mỹ 1986,
Rilay v Stefan 1988) v các chất đồng vị bền vững ở hồ (Hostetler v Benson
1994). Nhiều chất dinh dỡng v các loại hoá chất không đồng dạng đợc phân
loại theo nhiệt độ cột nớc v đợc mô hình hoá tốt hơn bởi MLMs, bởi vì chúng
có thể đợc đánh giá cho sự thay đổi tần số của trạng thái xáo trộn. Cho ví dụ,
các chất đồng vị bền vững đồng dạng đợc phân loại theo nhiệt độ trong cột
nớc v do đó có thể đợc mô hình hoá bởi EDM.
Hình 3.13: Sự mô tả đầu vo v đầu ra của mô hình khuếch tán xoáy, các số hạng về sự bức xạ v
thông lợng đợc định nghĩa trong phơng trình 8, e
a
áp suất không khí - hơi; T
a
nhiệt độ không khí, U
tốc độ gió, áp suất hơi bío ho ở bề mặt hồ; T(Z) lát cắt nhiệt độ trên độ sâu.
3.6. Sử dụng mô hình để kết nối các hồ với sự thay đổi khí hậu
Các mô hình hồ đã nghiên cứu trớc đây rất phù hợp cho việc đánh giá tác

động của sự thay đổi khí hậu trên trạng thái nhiệt v thuỷ văn của hồ. Các mô
nối.
Trong chơng ny đã chọn sự ghép các mô hình hồ đợc mô tả để chứng minh
mđợc, các mô hình có thể đợc sử dụng trong
ngh
phả
kiện khí hậu mùa hè sao các mô hình nhiệt v
mô hình cân bằng hồ có thể kế hợp để xây dựng lại các mức lịch sử v các mực
hình nhiệt có thể cung cấp sự thấu hiểu tại sao nhiệt độ v sự bốc hơi có thể
thay đổi trong quá khứ hay độ nhạy của chúng có thể nằm dới sự tác động của
khí hậu tơng lai có thể đạt đợc l gì. Mô hình mực hồ có thể đợc sử dụng để
đánh giá tác động của sự thay đổi khí hậu phát sinh trong cân bằng thuỷ văn.
Vì sự bốc hơi l phổ biến cho cả cân bằng năng lợng v cân bằng thuỷ văn nên
mô hình nhiệt v mô hình cân bằng hồ cũng có thể đợc kết
một vi phơng pháp có thể l
iên cứu về sự thay đổi khí hậu. Một sự ghép tập trung trong đánh giá sự
n ứng trở lại có thể lm đợc của hồ Yellowstone, Wyoning, đến các điều
v sự áp dụng đó chứng minh vì
122

hồ cổ.
3.7. các dữ liệu đầu vo
Việ
các dữ
hoặ
cung
ánh kh
năng của mô hình để phục hồi lại các điều kiện đã quan trắc v một sự chỉ dẫn
về
Tucker 1982; Henderson Sellers 1988; Vassijev v những ngời khác 1994).

Sự
phơn
hiểu đ
của ph tơng lai của một hồ, để cải tiến sự
hiệ
thông ví dụ, thay đổi nhiệt độ không khí trung bình
hn
hậu cũ ể thu đợc từ sự sửa đổi dữ liệu hiệu chỉnh để phản ánh sự thay
đổi trong c
lớn
dụn
đầu
bậc
độ chí
lệ khu rotch 1988; Mearns v những ngời khác 1990;
Gro
Để sai số trong tính toán kết hợp với sự tái tạo GCM nhỏ nhất, đầu ra từ các
mô
đầu v soát dữ liệu với khác biệt
tơ
thay đ g trong các nghiên cứu về
nghệ thuật lm mô hình hồ để đánh giá sự thay đổi có thể trong nhiệt độ hồ v
sự hỗn hợp hồ (ví dụ, McCormick 1990;
(Cr
mới
cho
trê
rất
với
tợ

thi h từ một RCM trực tiếp trong các mô hình
c đánh giá nhiệt độ hồ quá khứ hay tuơng lai, sự bốc hơi v yêu cầu ổn định
liệu đầu vo cho cả khí hậu hiện tại v khí hậu đã biến đổi. Hiện nay
c sự khống chế dữ liệu đợc sử dụng để lm cho hợp lệ một mô hình v để
cấp nét cơ bản hoặc sự hiệu chỉnh dữ liệu đó có thể đợc cải tiến để phản
í hậu thay đổi. Sự công nhận một mô hình cung cấp sự đánh giá về khả
độ nhạy của mô hình tới các thông số của nó v tới các lực khí tợng (ví dụ,
mô tả dữ liệu đầu vo khí hậu đã thay đổi có thể tìm đợc từ một vi
g pháp. Nghệ thuật lm mô hình nhiệt l một phơng pháp tiếp cận dễ
ể cung cấp sự hiểu biết sâu sắc ở trong phạm vi có thể chấp nhận đợc
ản ứng trở lại khí hậu quá khứ hoặc
u chỉnh dữ liệu đặt vo bởi việc áp dụng một chuỗi của sự nhiễu loạn tới các
số khí tợng khác nhau (
g năm r 2, 4 v 6
0
C). Việc ổn định số liệu khí tợng miêu tả sự biến đổi khí
ng có th
ác điều kiện khí hậu đợc tái tạo bởi các mô hình số khí hậu. Phần
các hồ nghiên cứu đã thay đổi phơng pháp tiếp cận để hon thnh việc sử
g dữ liệu đầu ra từ các mô hình sự tuần hon chung (GCMs). GCMs tạo
ra cho khí hậu (ví dụ, nhiệt độ không khí, độ ẩm, tốc độ gió v bức xạ) trên
của một vi độ vĩ tuyến bởi một vi độ kinh tuyến. ở sự phân tích thô ny
nh xác của khí hậu đã tái tạo có thể thay đổi không đáng kể trong một tỉ
vực hay địa phơng (G
tch v MacCracken 1991).
hình không đợc sử dụng trực tiếp, nhng m tốt hơn l sử dụng dữ liệu
o mô hình thu đợc từ sự hiệu chỉnh kiểm
ng đối hoặc sự bất thờng giữa khí hậu đang đợc tái tạo v khí hậu đã
ổi. Phơng pháp tiếp cận ny đã đợc áp dụn
Hondzo v Stefan 1993), sự bốc hơi

oley 1990) cho các điều kiện khí hậu ấm hơn. Một kiểu mô hình khí tợng
ột mô hình về vùng khí hậu (RCM), xuất hiện để giữ vững t, m riển vọng
việc cung cấp những thay đổi khí hậu cho các mô hình hồ. RCMs đợc chạy
n một vùng khí hậu đã tái tạo hoặc tại đó khả năng phân giải chính xác hơn
nhiều so với GCMs, v do đó có thể cung cấp chi tiết khí tợng tốt hơn so
nó khi bắt đầu phản ánh, cho ví dụ, sự ảnh hởng của dãy núi lên khí
ng của vùng. Hostetler v Giorgi (1993, 1994) đã chứng minh rằng nó có thể
nh đợc để sử dụng đầu ra
123

nh
khí hậ
quan để kiểm soát dữ liệu. Thêm vo, khả năng phân tích của RCMs phải chịu
sự
tác giữ
với đầu ra của GCM, sự tính toán nhiệt độ hồ v bốc hơi đợc lấy từ đầu ra của
RCM thích hợp với việc lm mô hình khí hậu, nhng không chắc chắn đợc kết
hợp với việc sử dụng đầu ra từ các mô hình khí quyển (Hostetler v Giogi 1990,
1994).
Các
đổi kh c mô hình nhiệt. Bởi vì các phơng pháp ny
tin
tợng
định t
kê có thể đựơc sử dụng để tạo ra tần suất sự phân bố của mực hồ tơng lai (ví
dụ,
đợc g ù hợp với
nh
Một sự i đợc sử dụng để lấy đợc từ
việ

phâ
hiệ
không
đại biểu có thể đ
dụ, Soltzman 1990 v các đoạn trầm tích trong đó), v đi dọc theo phơng pháp
của
thô
tơ
tình t
khí hậ
3.8
Mộ
nhiệt ostetler v Giorgi
(19
liệu kh khiển
cùn
cho m hí hậu
hiện tại vừa cho khí hậu tơng lai dới sự nhân đôi tập trung CO
2
của khí
quyển (2 ). Đầu ra RCM, cái m đợc lấy từ ba năm trớc dựa theo 20
năm
Liên q
iệt, nó thừa nhận sự tái tạo của nhiệt độ v bốc hơi cho khí hậu hiện tại v
u đã thay đổi m không cần áp dụng những hiện tợng dị thờng có liên
liên kết của các mô hình cùng với mô hình hồ cho phép dựa theo sự tơng
a hồ - khí quyển (Bates v những ngời 1993, 1994). Nh l trờng hợp
mô hình thống kê có thể đợc sử dụng để tạo ra chuỗi thời gian những thay
ítợng cho đầu vo tới cá
tởng các tính chất thống kê (trung bình, sự biến đổi) của các điều kiện khí

quá khứ. Tuy nhiên, chúng phù với giả thuyết nằm bên dới khí hậu ổn
hì không thay đổi trong các điều kiện thông thờng. Các mô hình thống
Prilas Ky 1989; Woodbury v Padmanabhan 1989), nhng các mô hình ny
iới hạn bởi các điều kiện khí hậu ổn định, v do đó không ph
ững nghiên cứu về sự thay đổi khí hậu.
thay đổi đa dạng của các phơng pháp phả
c đặt dữ liệu cho sự phù hợp của mô hình hồ trong phạm vi cổ khí hậu. Các
tích của chỉ thị kế sinh học, địa chấtn học, địa hoá học tạo ra những dấu
u chủ yếu của khí hậu quá khứ nh l sự thay đổi rộng lớn trong nhiệt độ
khí trung bình hng năm v trạng thái ẩm ớt thật sự. Các chất chỉ thị
ợc kết hợp với kết quả từ sự tái tạo cổ khí hậu của GCM (ví
phạm vi kỹ thuật để thay đổi, có thể cung cấp sự đánh giá số lợng các
ng số khí hậu v thuỷ văn cho kỹ thuật lm mô hình hồ. Mặc dù sự thay đổi
ng đối giữa khí hậu hiện thời v khí hậu cổ thờng lớn, có một số lợng lớn
rạng không chắc chắn đợc kết hợp với các kết luận về số lợng của cổ
u.
. áp dụng mô hình
t đánh giá về những ảnh hởng điện thế của sự nóng địa cầu trên chế độ
của hồ Yellowstone, Wyoming, đợc tiến hnh bởi H
94) khi hai ông sử dụng mô hình tơng tự nh phơng trình (20) v (21). Dữ
ítợng hng giờ thu đợc từ đầu ra của khí hậu dựa theo sự điều
g với RCM (Giorgi cùng các cộng sự, 1994), đã đợc sử dụng nh đầu vo
ô hình. Mô hình nhiệt đợc chạy cho ba năm, dự định vừa cho k
2
COu
, mô tả sự ổn định, nhng khác biệt về điều kiện khí hậu.
uan tới khí hậu hiện tại của hồ Yellowstone, khí hậu 2
2
COu
đợc định

124