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

Do đó, những hướng 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 đư

Chương 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 nước chủ yếu cho bề mặt Trái đất và những kiến thức về sự phân bố mưa theo không gian và thời gian là rất cần thiết để hiểu được sự trao đổi

ẩm trong đất, trao đổi nước 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 nước ở một số nơi trên thế giới, số liệu giáng thủy là những số liệu thủy văn duy nhất trực tiếp đo đạc được Do đó việc nghiên cứu giáng thủy có tầm quan trọng đặc biệt đối với các nhà thủy văn học và ở chương 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 tượng và khí hậu học Người đọc có thể tham khảo thêm các tài liệu chuẩn về khí tượng, khí hậu

Các nhà khí tượng 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 lượng giáng thủy, khi nào và ở đâu giáng thủy sẽ xuất hiện Do đó, những hướng 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 được

Giáng thủy xuất hiện ở một số dạng và một sự khác biệt tuy đơn giản nhưng cơ bản giữa chúng là dạng rắn và lỏng Giáng thủy lỏng bao gồm chủ yếu là mưa rào và mưa phùn (có kích thước hạt nhỏ hơn và cường độ yếu hơn mưa rào) Ngược lại với giáng thủy lỏng đóng vai trò trực tiếp trong sự chuyển động của nước 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 được trình bày riêng ở mục 2.7 Mưa đá là một dạng giáng thủy khá đặc biệt vì mặc dù rơi xuống mặt đất dưới dạng rắn nhưng

nó thường tan nhanh trong những điều kiện nhiệt độ thúc đẩy sự tan chảy do đó nó

có xu hướng tác động đến chế độ thủy văn như một trận mưa 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 sương được tạo thành khi không khí

bị lạnh đi về đêm ở vùng ven biển hoặc vùng núi, những giọt nước nhỏ trong những

đám mây thấp hay sương mù có thể đọng lại trên cỏ cây và những bề mặt khác Trong thực tế, mặc dù không hoàn toàn đúng nhưng thuật ngữ “giáng thủy” và “mưa”

thường được dùng tùy tiện và có thể thay thế cho nhau trong bất kỳ hay tất cả các dạng của chúng

Không khí có thể giữ được một lượng tối đa hơi nước trước khi nó bão hòa và lượng hơi nước 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 được nhiều hơi nước hơn Một khi lượng hơi nước vượt quá giới hạn, chẳng hạn bằng cách làm lạnh, thì sự ngưng tụ xuất hiện Nhiệt độ xảy ra sự ngưng tụ gọi là “nhiệt độ điểm sương” Độ bão hòa của không khí có thể được biểu diễn bằng “độ ẩm tương đối” của không khí (là tỉ

lệ giữa áp suất hơi nước thực tế so với áp suất hơi nước bão hòa) Do áp suất hơi bão hòa phụ thuộc nhiệt độ nên độ ẩm tương đối giảm khi nhiệt độ tăng và ngược lại, khi không khí lạnh đi thì độ ẩm tương đối tăng ở áp suất hơi dưới áp suất hơi bão hòa, không khí chưa bão hòa và nếu các điều kiện phù hợp (xem chương 4), nó có thể hút thêm hơi ẩm từ quá trình bay hơi

Lượng hơi ẩm của khí quyển, hay độ ẩm, có thể đo bằng một số dụng cụ ẩm kế

điểm sương lần lượt đốt nóng rồi làm lạnh một chiếc gương và đo nhiệt độ điểm sương bằng cách ghi lại sự thay đổi năng suất phát xạ của bề mặt gương do quá trình hình thành sự ngưng tụ ẩm biểu gồm 2 nhiệt kế, một chiếc đo nhiệt độ không khí còn chiếc thứ hai được giữ ẩm bằng một miếng vải nhúng trong một cốc nước Bầu ẩm bị làm lạnh bởi nước bay hơi (nên cần ẩn nhiệt bay hơi) và sự giảm nhiệt độ tương ứng với nhiệt kế khô cho biết mức độ bốc hơi, do đó cho biết sự khô ráo của không khí Tổng lượng hơi nước trong khí quyển chỉ chiếm một phần nhỏ trong kho nước toàn cầu ở một thời điểm xác định, nước trong khí quyển chiếm không quá 0,001 % tổng lượng nước trong lục địa, đại dương và khí quyển (xem bảng 1.1), song lượng nước nhỏ này lại là nguồn cung cấp một nguồn nước liên tục dưới dạng giáng thủy Hơi nước trong khí quyển lên tới khoảng 25 mm nước lỏng trong khoảng thời gian trung bình là 9 ngày (cung cấp một lượng mưa trung bình hàng năm khoảng 1000

mm trên toàn cầu) Con số này không được thể hiện trên hình 1.1 Một phần lượng nước bị mang lên tầng bình lưu nơi chúng có thể ở lại trên 10 năm ở một thái cực khác, một phần nước đã bay hơi vào những tầng thấp của một đám mây dông có thể rơi xuống dưới dạng giáng thủy trong vòng 1 giờ (Lamb, 1972)

Mặt cắt thẳng đứng của nhiệt độ và áp suất có ảnh hưởng 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 trường – gradien nhiệt độ của môi trường (ELR) Tốc độ giảm thường là 6C/km nhưng có thể thay đổi rất lớn giữa các khu vực và theo thời gian và điều này sẽ ảnh hưởng 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

không có sự trao đổi nhiệt giữa dòng không khí đi lên và môi trường 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 được giải phóng khi hơi nước ngưng tụ tạo thành các giọt nước ẩn 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 (thường bằng khoảng 1/2) và tỉ lệ nghịch với nhiệt độ và áp suất ẩn nhiệt được giải phóng vì thế tăng cường chuyển động theo phương 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 trường lớn hơn SALR (hoặc DALR nếu không khí chưa bão hòa), nó sẽ tiếp tục đi lên, khối khí này được 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 ngưng kết” Sự thay đổi đặc tính của khối khí chuyển động được biểu diễn trên giản đồ nhiệt động và sự ổn định của chúng cũng như bất kỳ mực ngưng kết nào cũng

có thể được 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 chưa bão hòa đi lên và lạnh đi theo đường DALR, tới nhiệt độ điểm sương nó trở thành bão hòa và bắt đầu xảy

ra sự ngưng tụ (tạo thành mây) Nếu phần tử khí tiếp tục đi lên nó sẽ tiếp tục bị lạnh đi theo đường SALR A =

năng lượng cần cung cấp để phần tử khí đi lên, B = năng lượng được giải phóng từ ẩn nhiệt

2.1.2 Mây

Mây là tập hợp của những hạt nước nhỏ hoặc tinh thể băng lơ lửng trong khí quyển và trông như 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 hưởng 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 được ấm áp Đường kính của các hạt mây thường nằm trong khoảng 1-100 m Lượng nước trong một đơn vị thể tích của mây có thể biến thiên rất lớn, nhưng giá trị trung bình khoảng 0.1-0.2 gm-3 và giá trị lớn nhất theo lý

A

DALR

ELR

B SALR

thuyết khoảng 5 gm (Pruppacher và Klett, 1997)

Mây được hình thành khi không khí trở thành bão hòa do sự bốc hơi của nước vào không khí hoặc phổ biến hơn là do sự lạnh đi của không khí khi chuyển động lên cao Các giọt nước ngưng tụ lên trên các hạt bụi khí đóng vai trò như những nhân ngưng kết ở nhiệt độ dưới nhiệt độ đóng băng, các phân tử hơi nước có thể được biến

đổi trực tiếp thành các tinh thể băng nhờ quá trình thăng hoa Các nhân ngưng kết có

đường 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 nước biển bắn lên và còn thêm các hạt bụi khí được tạo ra tự những phản ứng hóa học nào đó giữa hơi nước, oxi, nitơ và một lượng nhỏ các khí (SO3, Cl, NH3, O3, NOx) (Preston-Whyte và Tyson, 1988)

Mặc dù khối khí có thể đủ lạnh để tạo thành mây nhưng giáng thủy sẽ không xảy ra trừ phi đạt các điều kiện thích hợp cho sự lớn lên của các giọt nước hoặc các tinh thể băng Vẫn còn nhiều điều không chắc chắn về các chi tiết – ví dụ sự lớn lên của các giọt nước bởi sự ngưng tụ riêng lẻ là quá thiếu để giải thích nguyên nhân xuất hiện các giọt mưa 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 nước là sự va chạm và sự liên kết Trong các đám mây lạnh, các tinh thể băng lớn lên nhanh hơn các giọt nước nhờ vào quá trình thăng hoa (hơi nước ngưng tụ trực tiếp thành băng lên các tinh thể băng) – do sức trương hơi nước bão hòa tác dụng lên băng nhỏ hơn lên nước 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 ngưng kết để tạo thành các giọt nước hoặc các tinh thể băng Các quá trình này đã được 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 nước của khối khí cho tới khi đến nhiệt độ điểm sương, khối khí trở thành bão hòa và sự ngưng 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 mưa nhỏ, trong khi số khác gắn với những trận mưa nặng hạt Hơn nữa trong những hệ thống thời tiết, thông thường 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 được sử dụng trong công việc dự báo thời tiết hơn 2.000 năm (ví dụ NIH, 1990) Sự phân loại trực quan được phát triển bởi Luke Howard 200 năm trước (mây

ti – xếp thành sợi, mây tầng – xếp thành tấm, mây tích – xếp thành đống) đã được 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 như Atlas mây quốc tế (WMO – Tổ chức khí tượng thế giới, 1975; MO – cơ quan khí tượng, 1982 )

Những đám mây tầng thấp có thể được tạo thành do sự lạnh đi của lớp không khí phía dưới khi tiếp xúc với mặt đệm lạnh, tạo thành “sương 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 nước 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 dưới dạng giáng thủy Tùy thuộc vào nhiệt độ, chúng có thể rơi xuống dưới đất dưới dạng mưa, mưa 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 tượng gây ra chuyển động thẳng đứng của không khí (front/xoáy, đối lưu và địa hình) có thể được sử dụng như một cách chung nhất

2.2.1 Giáng thủy front và giáng thủy xoáy

ở ngoài vùng nhiệt đới, giáng thủy thường 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 như 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 ngược chiều kim đồng hồ ở Bắc bán cầu và cùng chiều kim

đồng hồ ở Nam bán cầu Trong trường hợp giáng thủy front, khối khí nóng ẩm trượt 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 được phân biệt dựa vào loại giáng thủy mà chúng sinh ra (Hình 2.2)

Front lạnh thường có bề mặt front rất dốc làm cho dòng không khí bốc nhanh lên cao gây ra mưa lớn nhưng thời gian ngắn Ngược lại, mặt front nóng ít dốc hơn nhiều làm cho dòng khí đi lên và lạnh đi từ từ gây ra những trận mưa có cường độ nhỏ hơn nhưng lâu hơn Trên khắp khu vực Tây âu, front nóng thịnh hành về mùa

đông khi gió Tây thổi qua Đại Tây Dương sang phía Đông ấm hơn không khí ở trong lục địa, trong khi đó về mùa hè tình hình ngược lại, front lạnh lại thịnh hành hơn ở ngoài vùng nhiệt đới, những hệ thống xoáy thuận là nguyên nhân của hiện tượng trời

đầy mây bao phủ và gây ra phần lớn giáng thủy Chúng thường có chuyển động thẳng

đứng tương đối yếu của không khí và gây ra mưa có cường độ vừa phải trong thời gian khá dài ở vùng nhiệt đới, do có sự đốt nóng rất lớn nên giáng thủy có cường độ mạnh hơn và thời gian ngắn hơn

2.2.2 Giáng thủy đối lưu

Mưa đối lưu 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 phương 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, ngưng tụ và tạo thành mây gây ra những trận mưa khu vực có cường độ lớn và thời gian ngắn Loại mưa này phụ thuộc vào nhiệt và ẩm của không khí từ tầng dưới và phổ biến ở khu vực nhiệt đới đặc biệt là vào mùa hè mặc dù nó cũng xuất hiện thưa 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 mưa lớn kéo dài trên diện rộng (Barry và Chorley, 1998)

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

ở những vùng bên trong lục địa ấm áp và biển nhiệt đới, những hệ thống đối lưu chuyển động chậm ở giữa (hay gần tâm xoáy) có thể sinh ra một lượng mưa đáng

kể và là nguyên nhân của sự tăng một phần khá lớn lượng mưa vào mùa hè (Maddox, 1983) Những hệ thống này gồm những đám mây dông bao lấy một vùng rất rộng tới vài nghìn km2 Do kích thước rất rộng và thường 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 nước Anh chúng chỉ xuất hiện một năm một lần Tuy nhiên người ta đưa ra giả thuyết rằng những hệ thống như vậy có thể là nguyên nhân gây ra một số trận lũ trên diện rộng (và cũng hiếm thấy nhất) từng được ghi lại ở nước Anh (Austin v.v, 1995)

2.2.3 Giáng thủy địa hình

Mưa địa hình sinh ra do chuyển động đi lên của khối khí ẩm khi gặp vật cản như những dãy núi hay những hòn đảo giữa các đại dương tương tự như khối khí nóng bị trượt lên trên ở front lạnh Nó có thể không có khả năng sinh ra giáng thủy giống như một hệ thống đối lưu hay xoáy thuận nhưng sự nâng lên có thể gây ra sự

đối lưu không ổn định nguyên nhân chủ yếu là do địa hình Điển hình là mưa rơi nhiều hơn ở sườn đón gió hơn là sườn khuất gió do khi khối khí đi xuống, nhiệt độ của

nó tăng lên, mây tan đi và mưa 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 nước Anh ở một khu vực hơi nhỏ hơn, thỉnh thoảng người ta thấy rằng những ảnh hưởng của địa hình có thể định hướng gió, kết quả là lượng mưa lớn nhất không phải ở trên đỉnh đồi mà ở cách đó một khoảng theo hướng gió (Chater

và Sturman, 1998)

Cường độ của mưa địa hình có xu hướng tăng theo độ dày của lớp không khí

ẩm được nâng lên Sự tăng thẳng đứng của giáng thủy đang được nghiên cứu để tìm

ra tốc độ và hướng gió bằng rada thời tiết và những bản đồ được vẽ cho nước Anh chỉ

ra lượng giáng thủy tăng lên theo độ cao Tuy nhiên lượng 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, lượng giáng thủy có thể lớn hơn vài lần lượng nước trung bình trong một cột không khí (mặc dù trong thực tế, nó có thể không bao giờ mưa 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 lượng 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 tương phản lớn giữa một số sa mạc khô hạn nhất trên thế giới (khoảng 20 năm mới có một trận mưa) với những khu vực mưa lớn chẳng hạn như Bahia Felix ở Chile (trung bình một năm có 325 ngày mưa) (van der Leeden v.v, 1990) Lượng giáng thủy trung bình hàng năm trên lục địa khoảng 720 mm trái ngược hẳn với những khu vực như núi Waialeale ở đảo Hawai nơi nhận được lượng mưa hàng năm khoảng 12.000 mm hay vùng Cherrapunji ở Assam, ấn Độ nơi có năm đã từng ghi lại được lượng mưa tới trên 26.400 mm và 3.720 mm mưa trong thời đoạn 4 ngày (Dhar và Nandargi, 1996) Cường độ của những trận mưa làm nổi bật vai trò quyết định của những chuyển động quy mô lớn theo phương thẳng đứng và theo phương 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 nước 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% lượng giáng thủy trên toàn lục địa á-âu được 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 được đưa 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

Lượng hơi nước trung bình trong khí quyển được biểu diễn bằng một lượng giáng thủy tương đương 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 lượng 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

được vì nó phụ thuộc vào các quá trình gây ra giáng thủy, nói chung là một chuyển

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

Theo những thuật ngữ khái quát, những cơn mưa lớn nhất xuất hiện ở khu vực xích đạo, nơi lượng giáng thủy hàng năm có thể vượt quá 3.000 mm, gắn liền với sự hội tụ của những hệ thống gió mậu dịch và khí hậu gió mùa Lượng ẩm lớn và nhiệt

độ ấm áp dẫn đến lượng mưa đối lưu phong phú Những vùng có lượng mưa thấp nhất (thường nhỏ hơn 200 mm/năm) là những vùng cực vĩ độ cao (a) (do có chuyển

động giáng của các khối khí và lượng nước 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 dưới 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 lưu 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 hướng giảm cùng với khoảng cách tới biển (đưa đến những vùng có lượng mưa vô cùng thấp gần những trung tâm của lục địa xa biển) ở những vùng ven biển, giáng thủy trên đất liền thường 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 hướng làm tăng lượng 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 như Mĩ, Châu âu hay Anh quốc, địa hình có

ảnh hưởng rõ ràng hơn nhiều (ảnh hưởng lớn đến lượng giáng thủy năm mà ít ảnh hưởng đến phân phối giáng thủy theo mùa) Phân bố giáng thủy của châu âu (hình 2.3 và hình 2.4) chịu ảnh hưởng mạnh mẽ của đại dương rộng lớn ở phía Tây, sự phân

bố của núi và hướng chiếm ưu thế của những cơn gió mang theo mưa (từ phía Tây) Không khí ẩm từ Đại tây dương đưa đến lượng 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 nước Anh, Na Uy, bán đảo Iberia, dãy Pyrenees, Italia, bờ biển Dalmatian của những ngọn núi vùng Balkan và dãy Alpơ Lượng giáng thủy thấp nhất (dưới 500 mm/năm) rơi vào những khu vực phía Nam và phía Đông ở sườn khuất gió của những dãy núi chắn gió như Thụy Điển và Phần Lan theo hướng 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 âu thường có lượng 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 (nước Anh,

Na Uy, Tây Bắc nước 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 cường chuyển động đối lưu Khí hậu châu âu được mô tả

đầy đủ trong nhiều tài liệu chẳng hạn Wallen (1970) và Martyn (1992)

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

2.4 Đo đạc giáng thủy

Trước khi nghiên cứu chi tiết sự biến đổi của mưa theo không gian và thời gian cùng những phương pháp phân tích đặc điểm cường độ và tần suất mưa, 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 (mưa, mưa đá, tuyết v.v ) chỉ có lượng mưa là có thể đo đạc được 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 lượng mưa Những phương pháp riêng đo đạc mưa tuyết được đề cập trong một mục riêng Đo đạc giáng thủy gồm hai khía cạnh: đầu tiên, đo đạc lượng mưa điểm ở một máy đo và thứ hai sử dụng các giá trị thu được ở các máy đo để đánh giá mưa diện

Hình 2.4 Lượng giáng thủy hàng năm của vương 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 tượng vương quốc Anh và

cục khí tượng Eire)2.4.1 Đo đạc giáng thủy tại từng điểm

Thùng đo mưa về cơ bản là một thùng chứa hở để hứng những giọt nước mưa hay những bông tuyết rơi xuống một diện tích đã biết được giới hạn bởi miệng của thùng Lượng mưa thu được có thể đo bằng cách đổ nước mưa ra khỏi thùng hàng ngày hoặc sau những khoảng thời gian lâu hơn và ghi lại lượng nước tích tụ hoặc những thành phần khác bằng cách sử dụng vũ lượng ký (tự động ghi lại cường độ hay tốc độ tập trung của mưa) Những loại chính của vũ lượng ký hoặc là có bộ phận tự ghi ghi liên tục những thay đổi của mực nước trên biểu đồ (ví dụ máy đo mưa siphông Dines) hoặc là những máy đo có chao lật ghi lại số gia của mưa điển hình là từ 0.1

đến 0.5 mm Số liệu mưa thời đoạn ngắn rất cần để hiểu được những tổn thất của mưa, giới hạn tốc độ thấm vào đất và tính toán những biểu đồ của dòng chảy của lưu vực Đối với công việc nghiên cứu dòng chảy ở thành phố, độ cao lượng mưa trong thời lượng 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 mưa được quy định bởi cơ quan khí tượng (1982) và WMO (1994) Gunston (1998) quy định những văn bản đặc biệt đối

với những nước phát triển

Việc đo đạc mưa có lẽ đã được tiến hành từ trên 2000 năm trước ở ấn Độ (NIH, 1990) và những thùng đo mưa đầu tiên ở châu âu có từ thế kỷ thứ 17 (Biswas, 1970) Năm 1670, ở miền Bắc nước Pháp, Pierre Perrault dùng thùng đo mưa để chứng minh lần đầu tiên rằng lượng mưa hàng năm trên một lưu vực nhỏ có thể giải thích thỏa đáng nguyên nhân gây ra dòng chảy sông quan sát được Tuy nhiên, có rất nhiều vấn đề tồn tại trong việc thu thập và độ chính xác của số liệu mưa Nguyên nhân chính của độ chính xác là do chuyển động rối của gió xung quanh thiết bị đo (thường 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 mưa

Những thí nghiệm kiểm tra trong các ống gió cho thấy thùng đo mưa ảnh hưởng như một chướng 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 mưa Kết quả là những hạt giáng thủy

đi vào trong thùng đo có xu hướng bị chệch hướng và bị mang đi xa theo hướng gió thổi (Robinson và Rodda, 1969; Sevruk v.v., 1989) Hiệu ứng này còn dễ thấy hơn nhiều trong trường hợp mưa tuyết Những sai số do chuyển động rối tăng theo tốc độ gió và sự giảm kích thước của các hạt Do đó có thể cho rằng sai số ở những vùng ôn

đới, chẳng hạn nước Anh, sẽ lớn hơn ở những vùng nhiệt đới do kích thước hạt nhỏ hơn, tốc độ gió lớn hơn và sự xuất hiện của giáng thủy dưới dạng tuyết rơi

Những số liệu đo của vũ kế rất dễ bị ảnh hưởng bởi những sự thay đổi đột ngột của môi trường xung quanh nó Những yêu cầu chung cho việc đặt vũ kế được quy

định trong nhiều văn bản như 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 chướng ngại vật ở gần Theo nguyên tắc chung, vũ kết nên để cách các chướng ngại vật ít nhất 2 lần (tốt nhất là 4 lần) chiều cao của chúng Nhưng những hướng 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 hưởng quá mức của gió

Một trong những cách loại bỏ trực tiếp ảnh hưởng 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 được đặt ở vị trí thích hợp và được bao quanh bởi lưới chống bắn tóe thì loại thùng đo mưa này là thiết bị đo mưa chính xác nhất, nhận được cùng một lượng mưa sẽ rơi xuống đất nếu không có thùng đo mưa Tuy nhiên, loại thùng

đo này không được chấp nhận rộng rãi bởi vì cái hố rất dễ bị lấp kín bởi lá cây hoặc tuyết và trên đất tiêu nước kém, nó có thể bị ngập nước Một phương pháp được chấp nhận rộng rãi hơn là gắn thêm một tấm chắn phía dưới 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 được 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 lượng tuyết thu được vẫn mắc phải sai số đáng kể

Những ảnh hưởng của gió đến lượng mưa thu được của máy đo là điều phải tính toán đến khi tiến hành công việc phân tích những số liệu mưa Những vũ kế trước

đây thường được đặt ở trên mái nhà hoặc ở trên tường cao để chắc chắn không bị con người hay loài vật tác động đến do đó tình cờ làm tăng lượng hứng được tiềm năng

Thói quen này vẫn còn rất phổ biến ở nhiều nước đang phát triển và do vậy cần đặc biệt chú ý khi phân tích những số liệu này Ví dụ: số liệu lượng mưa ngày liên tục đầu tiên được thu thập ở nước Anh vào thế kỷ thứ 17 bằng một thùng đo ở trên mái nhà (Biswas, 1970; Craddock, 1976) Tương tự, từ năm 1815 đến 1852, vũ kế chính ở đài quan trắc Radcliffe thuộc trường đại học Oxford được đặt trên nóc lan can ở độ cao 7m

so với mặt đất Lượng mưa hứng được ở những vùng cao trống trải càng thấp hơn ở những thung lũng gần kề càng cho ta cảm giác mưa tăng lên khi nó rơi xuyên qua khí quyển xuống những độ cao thấp hơn Một hệ quả cực đoan của sự tin tưởng này là việc từ bỏ những kế hoạch xây dựng một hồ chứa trên cao để cung cấp nước cho thị trấn Oldham phía Bắc nước Anh năm 1838 (Binnie, 1981)

Legates và Willmort (1990) đã sử dụng số liệu của gần 25.000 vũ kế để tính toán lượng giáng thủy toàn cầu và cố gắng chú ý đến vũ kế đo được giá trị thấp hơn giá trị thực bằng cách sử dụng những phương pháp hiệu chỉnh được phát minh bởi Sevruk (1982) Họ đánh giá giá trị đo được 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 được thiên nhỏ cũng thay đổi theo mùa đạt giá trị lớn nhất vào mùa đông khi kích thước của các hạt nước nhỏ hơn

và tốc độ gió lớn hơn (Rodda, 1968; Green và Helliwell, 1972) (Hình 2.5)

Hình 2.5 So sánh lượng mưa thu được giữa vũ kế mặt đất và vũ kế chuẩn (30 cm) tại 3 địa điểm ở Coalburn

âu khác có thể xảy ra mưa tuyết dày, vũ kế có chiều cao 1m hoặc 2m được 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,

1994) Để cung cấp một cơ sở so sánh giáng thủy, WMO đề xuất dụng cụ đo giáng thủy tham khảo tạm thời nhưng nó cũng mắc phải những sai số do ảnh hưởng 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 thước nhỏ hơn thích hợp với những khu vực mà mưa chiếm ưu thế Nhiều quốc gia miễn cưỡng thay đổi những dụng cụ đo truyền thống bởi vì điều này có thể gây ra sự không đồng nhất của số liệu mưa 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 nước 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 nước được 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) đưa 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 được ghi lại trong những quy trình xử lý dữ liệu của cơ quan khí tượng vương quốc Anh sử dụng để đánh giá tổng lượng mưa hàng năm cho nước Anh, Xứ Uên, Scotland trong thời gian dài Khi phân tích xử lý số liệu mưa thường quan tâm đến những vấn đề sau:

Những vấn đề đo đạc cụ thể

ở những địa hình có độ dốc lớn, không chỉ lượng mưa biến đổi theo không gian

mà vũ kế chuẩn với miệng nằm ngang cũng sẽ có xu hướng hứng được ít giáng thủy hơn khi gió thổi lên trên sườn dốc và hứng được nhiều hơn khi gió thổi xuống Giải pháp tốt nhất là sử dụng vũ kế sát mặt đất có miệng nghiêng theo hướng dốc của mặt

đất Diện tích hứng nước hiệu quả sau đó phải được biến đổi sang theo phương ngang bằng cách chia cho cosin của góc nghiêng của đất

Khoảng 1/3 bề mặt Trái đất được bao phủ bởi rừng và không phải lúc nào cũng

có thể đo đạc được 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) Lượng nước hứng được ở trên cây có thể đạt được tương tự như vũ kế mặt đất bởi vì chuyển động nhiễu loạn của dòng khí

ở vũ kế cũng tương tự như độ ghồ ghề của những tán cây trong rừng nhưng 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 lượng nước hứng được trong khi đó nếu quá thấp nó có thể hứng được nhiều hơn thực tế do những giọt nước nhỏ xuống từ những cành cây gần kề hoặc hứng được 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 trưởng của cây

Đối với những nhà thủy văn học, việc đo đạc những trường hợp mưa cực hạn gây ra những trận lũ hiếm thấy với cường độ rất lớn có ý nghĩa đặc biệt quan trọng

Dưới những điều kiện khắc nghiệt như thế, hiệu suất của những thiết bị chứ không phải là những ảnh hưởng của gió mới là vấn đề chủ yếu (Sevruk và Geiger, 1981) Lượng mưa có thể vượt quá thể tích chứa của vũ kế khiến cho nước tràn ra ngoài Trận mưa có cường 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 nước siphon (~10 giây cho 1 máy Dines cứ sau 5 mm mưa) hoặc cho chao hứng nước lật (~0.5 giây) Calder và Kidd (1978) đã đưa ra phương trình hiệu chỉnh động lực cho những chao lật

2.4.2 Đo đạc giáng thủy theo diện

Các nhà thủy văn học thường cần phải ước lượng tổng lượng của một trận mưa trên một diện tích lưu vực và cần một số phép đo để đánh giá sự biến đổi theo không gian Điều này có thể thực hiện được 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 mưa

Một hệ thống vũ kế miêu tả sự biến đổi của mưa trong một không gian có số lượng nhất định Vương quốc Anh có một trong những hệ thống vũ kế dày đặc nhất thế giới với mật độ trung bình 60 km2một máy đo (WMO, 1995); tuy nhiên tổng diện tích hứng nước của tất cả các vũ kế của vương quốc Anh lại nhỏ hơn diện tích của một sân bóng đá tiêu chuẩn ! Có thể so sánh mật độ vũ kế của nước Anh (60 km2/1 vũ kế) với một số nước như Pháp (110 km2/1 vũ kế), Hà Lan (130 km2/1 vũ kế), Trung Quốc (470 km2/1 vũ kế), úc (1010 km2/1 vũ kế), Mỹ (1040 km2/1 vũ kế), Arập Xêút (8140

km2/1 vũ kế) và Mông Cổ (47 420 km2/1 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, nhưng 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 được xây dựng Tổ chức khí tượng thế giới (Perks, 1996) đã đánh giá sự thích hợp của những mạng lưới thủy văn trên phạm vi toàn cầu cho đề án đánh giá mạng lưới thủy văn cơ bản và đưa ra những nguyên tắc khái quát sau đây về mật độ tối thiểu vũ kế của mạng lưới giáng thủy ở những vùng địa lý khác nhau: một vũ kế trên 25 km2 đối với những hòn đảo ít núi có giáng thủy không đều; một vũ kế trên 250 km2 đối với những khu vực miền núi; 575

km2 đối với những vùng có khí hậu ôn đới, Địa Trung Hải và nhiệt đới và 10.000 km2

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 mưa bằng một mạng lưới vũ kế có thể xảy ra sai số do bản chất ngẫu nhiên của những cơn bão và hướng 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 mưa

địa hình tạo ra hơn mưa front Mật độ của vũ kế này cũng phụ thuộc vào quy mô thời gian mưa; cường độ của những trận mưa thời đoạn ngắn (ví dụ, tính theo giờ) thường biến đổi nhiều hơn so với cường độ toàn bộ ngày hoặc năm

Hình 2.6 Độ lệch chuẩn của những ước lượng về độ sâu mưa lớn nhất hàng năm trung bình một giờ RMED (mm) trên lãnh thổ vương quốc Anh được xây dựng bằng kriging Hình vẽ làm nổi bật những khu vực có những ước lượng ít chính xác nhất và những vũ kế bổ sung thêm là có lợi nhất (Được 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 mưa phụ thuộc đồng thời vào tổng

số vũ kế và phân bố không gian của chúng Những vũ kế có thể được đặt ở một vị thế trong phạm vi những vùng lãnh thổ đại diện cho những loại địa hình địa lý khác nhau - được cho là có khả năng ảnh hưởng đến mưa - chẳng hạn độ cao so với mực biển, khoảng cách đến biển, độ dốc mặt đất và hướng Như một sự lựa chọn, một số lượng lớn vũ kế được sử dụng lúc đầu để xác định đặc điểm mưa phân bố theo vùng và sau đó số lượng các vũ kế được giảm bớt đi Vùng phân bố của các vũ kế có thể cũng phản ánh mục đích sử dụng đối với hệ thống đo mưa Do đó nếu mục đích chính của việc đo đạc giáng thủy là để nghiên cứu dòng chảy thì một phương pháp để xây dựng

hệ thống đo mưa sẽ là đặt những vũ kế trong những khu vực có đóng góp phần lớn dòng chảy (Moore, 1987)

Kriging là một phương pháp thống kê sử dụng biểu đồ biến đổi của trường mưa (ví dụ: sự biến đổi giữa những cặp điểm ở những khoảng cách khác nhau) để tối ưu các trọng số của vũ kế làm giảm đến mức tối thiểu sai số đánh giá Ưu điểm của

phương pháp này là nó có thể được sử dụng để thành lập một bản đồ sai số chuẩn của những ước lượng từ đó chỉ ra những địa điểm có lợi nhất để bố trí thêm vũ kế Bastin nnk (1984) và IH (1999) sử dụng phương pháp kỹ thuật để ước lượng diện tích khống chế của trạm đo mưa, chỉ ra mức độ dư thừa trong mạng lưới 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 mưa theo không gian

và thời gian từ một khu vực tương tự để thiết kế một mạng lưới vũ kế sơ bộ Trường hợp này thường gặp ở những nước đang phát triển Ngược lại, ở những nước phát triển, mạng lưới vũ kế thường có ở khắp nơi nhưng có thể phát triển theo một cách tùy ý Một số lượng lớn những nghiên cứu đã sử dụng nhiều phương pháp kỹ thuật bao gồm bội số hồi quy và kriging để xác định số lượng cấu trúc thống kê của phân bố mưa và để xác định một kiểu mạng lưới phù hợp hơn (Periago và những người khác, 1998) Trong quá trình sử dụng bất kỳ một phương pháp nào dựa trên sự tương 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 được ghi lại có thể khiến tương quan giữa những vũ kế kém đi làm cho mạng lưới 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 lưới 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 được những sự thiếu hụt nghiêm trọng trong quá trình phát triển và quản lý tài nguyên nước ở một quy mô tương xứng với toàn bộ trình độ phát triển kinh tế và những yêu cầu môi trường của một quốc gia (WMO, 1994)

2) Rada và vệ tinh thời tiết

Dù mật độ của những mạng lưới 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

radio detection and ranging - phát hiện và tính tầm xa bằng sóng vô tuyến) trong việc

theo dõi những mô hình mưa bão đã được ghi lại lần đầu tiên trong thế chiến thứ II

và những công việc phát triển đáng kể đã được tiến hành ở một số nước cụ thể là nước

Mỹ, Liên Xô cũ, Nhật Bản, Thụy Sỹ và vương quốc Anh ưu điểm chính của rada so với những vũ kế riêng lẻ là rada thử và tính lượng mưa trung bình trong một thể tích nhiều triệu m3 của khí quyển (Austin nnk., 1995)

Có một số cách để đo đạc lượng mưa bằng rada, bao gồm rada Doppler và sự suy giảm, nhưng phương pháp được chấp nhận rộng rãi nhất là dựa vào sự dội lại của rada hay hệ số phản xạ Mối tương quan giữa hệ số phản xạ của rada và mức độ mưa không phải là hằng số nhưng phụ thuộc vào một số nhân tố bao gồm mức độ tập trung của các hạt nước, sự phân bố kích thước của chúng và phân bố vận tốc gió theo phương thẳng đứng Marshall và Palmer (1948) đã phân tích nhiều kết quả thí nghiệm trên phạm vi rộng về mức độ mưa và sự phân bố theo kích thước các giọt nước, là cơ sở của sự tương quan theo kinh nghiệm giữa mức độ mưa, R (mm/h) và hệ

số phản xạ của rada, Z (mm6/m3) theo dạng: Z = ARB Những trị số A=200 và B=1.6

được 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

(Battan, 1973) Chính vì sự thay đổi không thể dự báo được của tương quan giữa mức

độ mưa và hệ số phản xạ của rada đã ngăn cản việc sử dụng rada để đo đạc, ước lượng lượng mưa trong nhiều năm

Những lý do chính gây ra sự biến thiên tương quan giữa mưa và hệ số phản xạ của rada (Wilson và Brandes, 1979; Collier, 1987, 1996) bao gồm:

+ Biến thiên sự phân bố theo kích thước những giọt mưa;

+ Sự xuất hiện của mưa đá, mưa tuyết hoặc tuyết tan Tuyết tan có hệ số phản xạ cao hơn nhiều so với mưa, gây ra sự tăng “dải sáng” trong phân bố thẳng đứng của

hệ số phản xạ;

+ Sự lớn lên hay bốc hơi của mưa bên dưới 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 mưa nặng hạt dọc theo chùm sóng

Thông số của tương 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, mưa

đối lưu, mưa địa hình và tuyết (Shepherd nnk., 1989; Austin nnk., 1995) Điều này là

do những sự khác nhau về phân bố kích thước hạt mưa của chúng; do đó các mức độ mưa sẽ bị ước lượng quá cao đối với những trận bão lớn có kích thước giọt nước lớn hơn, và bị ước lượng thấp đối với những tầng mây có kích thước giọt nước nhỏ hơn (Austin và Wickham, 1995) Những bông tuyết và tinh thể băng cũng gây ra những

ước lượng cao giả tạo

Ưu điểm chính cho phép sử dụng rada phục vụ những đánh giá lượng giáng thủy xuất phát từ mục đích của những ước lượng lượng mưa đo đạc được dùng cho sự

điều chỉnh thời gian thực của mối tương 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, tương quan Z:R) và xử lý chúng trong một quy trình riêng rẽ (Collier, 1996) Do vậy, trường giáng thủy rada được hiệu chỉnh hoặc chỉnh lý bằng những quan trắc bằng vũ kế tại từng điểm, trong khi giữ lại trường phân bố mưa theo diện tích được quan trắc bằng rada

Những vũ kế được điều chỉnh có thể được sử dụng trong thời hạn để ứng dụng một nhân tố hiệu chỉnh đối với những thời đoạn ngắn tương đương 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 (nhưng thường nằm trong khoảng 0.1 đến 10) do những thay đổi của phân bố kích thước giọt nước, sự tăng cường dải sáng do tuyết tan và tổn thất bốc hơi hoặc sự lớn lên của những giọt nước mưa bên dưới mực của chùm tia rada (Hình 2.7) Nhân tố điều chỉnh có thể được 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

được sử dụng để tự động nhận dạng loại mưa Đối với mỗi loại mưa, Collier cùng các cộng sự (1983) xác định một số những phạm vi hiệu chỉnh lượng mưa Những nhân tố hiệu chỉnh dựa trên những tập hợp con khác nhau của những vũ kế điều chỉnh sau đó

được ứng dụng cho dữ liệu của rada cho mỗi vùng lãnh thổ

Mặc dù khái niệm này đã được đề xuất từ nhiều năm (Hitschfield và Bordan, 1954), nhưng nó đòi hỏi một khối lượng lớn công việc để thực hiện được 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

những sai số điển hình khoảng 43-55 % đối với những dữ liệu rada chưa được 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 nước Anh ở trạm rada này, dây anten quay một phút một lần và lần lượt quét một trong bốn mặt phía trên đường nằm ngang Chùm sóng thấp nhất được ưu tiên cho đánh giá lượng mưa, bởi vì có rất ít khả năng những giọt nước mưa lớn lên hoặc bốc hơi trước khi rơi xuống mặt đất Trong thực tế, những chùm sóng cao hơn có thể được thay thế bởi những đường chạy theo hướng 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

được kết hợp lại để đưa ra những đánh giá lượng mưa thời đoạn 15 phút Vì vậy, rada thời tiết đưa 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 được sử dụng để hiệu chỉnh tự động Rada được sản xuất với công suất thiết kế tạo lưới 2 x 2 km trong vòng 75 km và lưới

5 x 5 km đối với khoảng cách 75-210 km từ rada Ngoài 210 km những đánh giá của rada coi như 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 được đề cập lần lượt bởi Collinge (1991) và Van dem Assem (1991) cho trường hợp của vương quốc Anh và Hà Lan

Hình 2.7 Sự biến thiên những nhân tố điều chỉnh lượng mưa quan trắc bằng rada trong quá trình trôi qua của một sự hạ thấp quy mô nhỏ với những ảnh hưởng 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 được sử dụng rộng rãi trong nhiều hệ thống (Collier, 1996) Hiện tại có một mạng lưới 15 rada trên toàn quần đảo Anh, có khả năng đánh giá mưa với độ phân giải cao (lưới 2 km, bước 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 nước Mĩ, có một yêu cầu đưa ra những cảnh báo về những cơn bão lớn thường xảy ra hơn là ở châu âu, và chương 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 trường gió và cấu trúc bên trong của những đám mây dông cũng như những ước lượng

về giáng thủy

Những số liệu của vũ kế hoặc rada là không đủ tại nhiều nơi trên bề mặt của

trái đất bao gồm các đại dương, 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 phương tiện có tính hệ thống duy nhất để theo dõi sự di chuyển của các hệ thống thời tiết và đưa ra những ước lượng về những phân

bố có thể xảy ra của mưa 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

được phát triển đầu tiên để quan trắc mưa đối lưu ở khu vực nhiệt đới và cận nhiệt

đới và đó cũng là nơi nó được ứng dụng rộng rãi nhất (Rango, 1994) Những vệ tinh cung cấp những quan trắc về mây, chứ không phải mưa và do đó không thể đo đạc

được lượng mưa trực tiếp Vì vậy, những công nghệ vệ tinh hiện tại dùng để ước lượng

độ sâu của mưa 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 được suy luận ra từ những loại mây và từ cách chúng biến đổi theo thời gian Mức độ mưa được 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 chương trình đang vận hành và phần lớn những nghiên cứu sử dụng vệ tinh phục vụ việc quan trắc mưa dựa trên bức xạ có bước sóng ở vùng nhìn thấy được và vùng hồng ngoại (Barrett và Martin, 1981; Engman và Gurney, 1991) Những bức xạ nhìn thấy được liên quan chặt chẽ nhất với albedo của những bề mặt có khả năng phản xạ tốt như những đám mây Độ sáng lớn cho thấy đám mây rất dày và có khả năng gây mưa Bức xạ hồng ngoại phụ thuộc khá nhiều vào nhiệt độ Vì nhiệt độ thay đổi theo độ cao, điều này có thể được thể hiện qua chiều cao đỉnh mây Nhiệt độ thấp đưa đến những đám mây có tầng mây dày và

đỉnh mây cao với xác suất cho mưa lớn hơn Trong thực tiễn, cả những đám mây sáng lẫn những đám mây lạnh đều không nhất thiết gây ra mưa và phương pháp tốt nhất

có lẽ là cùng sử dụng các dạng thông tin (Browing, 1987) Mưa có khả năng xảy ra nhiều hơn trong những đám mây vừa lạnh và ẩm

Một số những phương pháp đã được phát triển để quan trắc mây từ vệ tinh (Barrett và Martin, 1981; Engman và Gurney, 1991; Bader nnk., 1995) Những phương pháp kỹ thuật quan trọng nhất bao gồm các phương pháp “chỉ số hóa mấy”,

“lịch sử tiến trình” và phổ kép Cả ba đều là những phương pháp kinh nghiệm và sử dụng những hệ số được hiệu chỉnh theo số liệu thời tiết thường Những phương pháp liệt kê mây đã được áp dụng trên phạm vi rộng nhất của những điều kiện khí hậu khác nhau Những phương pháp này dựa trên sự nhận dạng kiểu mây và diện tích của chúng và áp dụng một xác suất mưa cho mỗi kiểu mây nhất định Trong tất cả các phương pháp kỹ thuật hiện có, phương pháp này phụ thuộc ít nhất vào những máy móc và phần mềm phức tạp và có lẽ là phương pháp nhiều triển vọng nhất đến bây giờ Tuy nhiên, vẫn chưa có sự nhất trí cao về phương pháp này tốt nhất để quan trắc mưa bằng vệ tinh do những yêu cầu đối với số liệu mưa rất khác nhau giữa những người sử dụng

Mặc dù rada có thể sử dụng từ trên vệ tinh nhưng nó không được sử dụng trên các vệ tinh khí tượng 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 chưa được hiểu một cách sâu sắc những nó thay đổi theo một số nhân tố như địa hình, độ ẩm mặt đất và thảm phủ thực vật, trong khi hệ số phản xạ của đại dương biến thiên theo

sóng trên mặt đã được hiểu tốt hơn

Kỹ thuật sóng viba cung cấp tiềm năng to lớn nhất bởi vì chúng tác động trực tiếp tới mưa 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 được 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 được tóm tắt trong Smith (1998)

Để so sánh phương pháp sử dụng rada thời tiết và vệ tinh phục vụ sự phán

đoán lượng mưa từ xa, Collier (1984) kết luận rằng những phương 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 km2 (quy mô điển hình của một hệ thống rada mặt đất riêng rẽ) và nếu không có một mạng lưới những rada như thế, vệ tinh thích hợp hơn cho những khu vực có diện tích lớn hơn (Hình 2.8) Tuy nhiên, trong cả hai trường hợp, những đo đạc về lượng mưa bề mặt cần phải được hiệu chỉnh và tùy theo mục đích

Hình 2.8 So sánh độ chính xác của việc ước lượng lượng mưa giờ bằng rada được 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 trưng thuộc về bản chất của khí hậu Trái Đất Những giá trị giáng thủy tại từng điểm được 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 nước

Ví dụ: bốc hơi phụ thuộc rất nhiều vào lượng 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 được nhờ việc sử dụng phương pháp sự báo số trị

để đưa ra những mô hình số của hệ thống thời tiết phục vụ những mục đích dự báo nhưng trong thực tế, đối với những mục đích của thủy văn học, sự phân tích số liệu mưa thường dựa vào những đặc trưng thống kê của chuỗi số liệu mưa quan trắc được 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

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 như chu kỳ ngày đêm

và chu kỳ năm Cuối cùng, những biến đổi lâu dài hay dài hạn thường được nhắc đến như 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 lượng mưa có thể được giải thích bằng sự phân bố tần suất của mưa, bởi vì chỉ một phần nhỏ của những trận bão hay những ngày mưa trong tiến trình một năm có thể cung cấp một lượng nước không đều từ tổng lượng mưa (Hình 2.9) Sự xuất hiện hay không của một số nhỏ những trận bão

có thể có ảnh hưởng đáng kể đến tổng lượng giáng thủy Sự biến thiên của của lượng mưa hàng năm lớn hơn nhiều ở những vùng có lượng giáng thủy dưới trung bình nơi

mà thỉnh thoảng mới có mưa, so với khu vực xích đạo có thể có mưa quanh năm Do

đó, những đánh giá tài nguyên nước ở những khu vực khô hạn và nửa khô hạn đặc biệt chịu ảnh hưởng bởi những số liệu giáng thủy có độ dài ngắn (French, 1988) Thêm vào tổng lượng mưa, khoảng thời gian giữa những trận mưa cũng được 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 mưa là nó quyết định khả năng trữ nước và những đặc tính cấp nước của hệ thống thủy văn và hồ chứa Do sự khác nhau giữa các dòng hơi nước đến và phương thức đi lên của không khí khi giữa những hệ thống thời tiết mang tính ngẫu nhiên nên có một xu hướng gộp những ngày mưa hợp lại thành nhóm Xu hướng này cho tính ổn định hay tương quan chuỗi thường được mô tả bằng việc sử dụng phép phân tích chuỗi Markov (Essenwanger, 1986)

Thời gian và độ lớn của những trận mưa riêng lẻ là rất ngẫu nhiên trong tự nhiên, và một số những nghiên cứu đã miêu tả những biến số hay thay đổi như khoảng thời gian giữa những trận mưa, thời gian kéo dài của mưa 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 mưa trong một trận bão nằm trong miền xác định rất rộng bởi vì nó phụ thuộc vào hệ thống thời tiết lớn Mưa đối lưu thường có cường độ lớn và thời gian mưa ngắn hơn mưa từ những hệ thống thời tiết front Nói chung, những trận mưa đối lưu và front có xu hướng có đỉnh mưa ở gần thời gian đầu trong khi đó những trường hợp mưa xoáy thuận cường độ lớn nhất ở gần thời đoạn giữa của trận bão hơn Phân bố mưa theo mặt cắt ngang theo thời gian của lượng mưa hầu như biến đổi vô cùng, phụ thuộc không chỉ vào dạng mưa và trạng thái phát triển hay tan rã của hệ thống mưa khi nó đi qua điểm đo đạc lượng mưa, mà còn phụ thuộc vào tốc độ di chuyển của hệ thống Nếu có một lượng đủ những trận bão được phân tích tại một địa điểm cụ thể thì hình thức của chúng có thể

được tổng kết theo phương pháp thống kê Cơ quan khí tượng vương 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 được lựa chọn để xác định đỉnh của quá trình mưa và những đỉnh mưa vượt quá giá trị cho trước theo một tỷ lệ do những cơn bão

được quan trắc (Keers và Westcott, 1977)

Hình 2.9 Tỷ lệ phần trăm lượng mưa 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 nước 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 ngược với trường hợp bất thường ở Okeechobee ở vùng duyên hải phía nam Florida có mưa 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 lượng mưa tối thiểu và chu kỳ tuần hoàn cực đại sau những khoảng thời gian xấp xỉ bằng nhau Hiện tượng được biết đến nhiều nhất là vòng tuần hoàn hàng ngày và hàng năm cho phần lớn mưa trên đất liền trong những thời điểm nóng nhất trong ngày và trong suốt những mùa nóng nhất - khi lượng hơi nước có trong không khí lớn và sự đối lưu nhiệt mạnh nhất

và ít mưa 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 lượng mưa bắt nguồn từ những cơn dông đối lưu (được hình thành

do sự đốt nóng bề mặt ở địa phương) Kiểu này thường thấy nhất ở những vùng khí hậu lục địa nhiệt đới ấm và đã được ghi lại ở nhiều khu vực khác nhau(Wallace và Hobbs, 1997) Nó được đặc trưng bởi một cực đại vào buổi trưa với mưa thường đi kèm với dông Ví dụ: ở vùng Quetta phía Bắc Pakistan, 80% lượng mưa hàng năm rơi trong vòng 1400 đến 2000 giờ (Rudloff, 1981) Cường độ của những kiểu mưa đối lưu như 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 lưu, thay đổi cùng với sự thay đổi của bốc hơi gây ra

sự thay đổi của lượng hơi nước có trong không khí Phân bố cả cực đại buổi trưa có thể

bị thay đổi bởi sự tương tác giữa đất liền và gió biển ở gần bờ biển và bởi ảnh hưởng của địa hình (Linacre, 1992) ở phần lớn các vùng trên trái đất, không có số liệu về phân bố mưa trong toàn bộ tiến trình ngày Vòng tuần hoàn phổ biến hơn của các kiểu mưa là vòng tuần hoàn gắn với những sự thay đổi của các mùa trong năm