Nguyên lý thủy văn ( NXB ĐH Quốc gia Hà Nội ) - Chương 9 pdf

Như đã lưu ý trong chương 1, mỗi một bồn thu nước hoạt dộng như một hệ thống thuỷ văn riêng lẻ nhận đầu vào là số lượng giáng thuỷ cơ bản, lượng giáng thuỷ đó chuyển vào lưu vực và trở t

Chương 9

Lưu vực thu nước và thủy văn toàn cầu

9.1 Giới thiệu chung

Sự đồng nhất của chu kỳ thuỷ văn đã giới thiệu trọng chương 1 và được nhấn mạnh thường xuyên trong các phân tích diễn tả các quá trình riêng rẽ và trong chương chất lượng nước Tuy nhiên từ chương 2 đến chương 8 theo đuổi một cách tiếp tục các chủ đề bản chất nhất, tập trung chủ yếu vào các thành phần tiêu biểu của chu trình thủy văn là sự giáng thuỷ, sự cầm giữ, sự bốc hơi, nước ngầm, nước trong

đất và chất lượng nước Trong chương này đề cập đến các vấn đề có tính chất tiếp cận

đến sự tổng hợp 8 chương trên và cố gắng chứng minh các phản ứng bên trong các quá trình thuỷ văn đi liền với các khung không gian diễn ra chu trình thủy văn

Trong quá khứ, lưu vực thu nước thường được lựa chọn như một đơn vị không gian rõ ràng và tiện lợi cho các nghiêc cứu hợp nhất và tổng thể Như đã lưu ý trong chương 1, mỗi một bồn thu nước hoạt dộng như một hệ thống thuỷ văn riêng lẻ nhận

đầu vào là số lượng giáng thuỷ cơ bản, lượng giáng thuỷ đó chuyển vào lưu vực và trở thành dòng chảy, lượng trữ và đầu ra là bốc hơi và dòng chảy Như vậy, bồn thu nước

là đơn vi được sử dụng thường xuyên nhất trong mô hình hoá các quá trình thuỷ văn, trong nghiên cứu cân bằng nước, tổng lượng hoá học và trong kiểm tra các tác động của con người lên hệ thống thuỷ văn Tiêu biểu, bồn thu nước thí ngiệm nhỏ có đóng góp quan trọng tới thuỷ văn trong hơn 100 năm qua Các ví dụ có ý nghĩa bao gồm các lưu vực thí nghiệm tại Emtal, Switzerland (thành lập trong những năm 1890), Wagon Wheel Crap, USA (1990), Coweeta, USA (1930), Cathedral Peak, RSSA (1940) và Plymlimon, UK (1960) Bồn thu nước cũng là một đơn vị địa mạo tự nhiên cho sự hoạt

động của các quá trình sông có dòng chảy lỏng và cả sông băng, bởi vì sự kiên khép kín giữa sự phát triển của địa mạo động lực và thuỷ văn, điều này sẽ mở rộng hơn vai trò của tiếp cận lưu vực trong thuỷ văn

Cả hai bồn thu nước thuỷ văn và địa mạo đều là các thực thể cụ thể của động lực hơn là các thực thể tĩnh học Các quá trình của địa mạo liên quan đến hình dạng mặt đất và qua đó nước do chuyển trong quá trình đó ảnh hưởng lớn tới các đặc trưng thuỷ văn như mạng lưới sông, trắc diện đất, độ sâu mặt tầng nước ngấm Theo khái niệm này độ nhạy cảm được chỉ ra trong hình 9.1, hoạt động địa mạo tác dụng phản hồi lên thuỷ văn mà hình thành nó (NRC, 1991)

Cộng nhận tự nhiên động lực của sông và các phản hồi giữa các hệ thống bồn thu nước được phần thực về bản chất động lực của hệ thống lưu vực và tương tác giữa chúng được thực hiện sau đó trong sự tiếp cận hệ thống thủy văn sông ngòi (Amoros

và Petts, 1993, Petts và Amoros, 1996) để cố gắng hợp nhất thuỷ văn học, địa mạo học, và sinh thái học bằng cách xem xét hệ thống sông như sự kết hợp phụ thuộc bên trong của cảnh quan dưới nước và mặt đất (Petts cà Bradley, 1997) Một trong các khái niệm chìa koá của tiếp cận hệ thống thuỷ văn sông đó là kích cỡ và bản chất

của các thay đổi bồn thu nước liên tục từ đầu nguồn nước tới cửa ra và nghiên cứu chế

độ dòng chảy, trầm tích trôi nổi, và nhiệt độ nước bị ảnh hưởng bởi sự tăng diện tích

lưu vực, sự giảm gradient độ cao Tương tự, môi trường sống vật lý (PHABSIM)

(Bovee, 1982) tuân theo phương pháp sinh thái học biểu diễn sự liên quan giữa các

điều kiện vật lý thay đổi này với sự thích hợp hơn về môi trường sống của các loài

riêng lẻ

Hình 9.1 Phản hồi trong quan hệ giữc các quá trình thuỷ văn và địa mạo sộng từ một sơ đồ ban đầu

của NRC, 1991

Tuy nhiên, nhận thấy rằng, bồn thu nước không rộng lớn thì quy mô của nó có

thể quá nhỏ cho nghiên cứu ảnh hưởng của nhiều quá trình môi trường Ví dụ, thừa

nhận tác động phạm vi toàn cầu của các biến khí hậu như sự tăng lên của các thông

số khí hậu như nhiệt độ bề mặt biển (SST) kết hợp với sự dao động ở trong lòng biển

và đại dương như hiện tượng El nino (ENSO), những sự kiện này được xem như hiện

tượng mang tính chất vùng hoặc địa phương, chúng được chú ý trong phân tích tính

chất toàn cầu của chu kỳ thuỷ văn (xem phần 2.5.3) Rất nhiều công việc vẫn cần

được thực hiện để làm rõ lý do các thay đổi nhiệt độ như vậy và mối quan hệ giữa

ENSO và các sự kiện khác Các biến thông số dài hơn của SST lấy từ sự thay đổi hoàn

lưu đại dương và quá trình xáo trộn thẳng đứng trên quy mô thời gian 10 năm hoặc

lâu hơn Ví dụ, dị thường SST có thể gây ra cả lũ lụt và mưa ở vùng Sahel, Tây ấn và

hoạt động lốc tố ở phía Đông USA, cho phép dự báo dài hơn những sự thay đổi hàng

cũng đóng góp vào sự chuyển đổi hầu như là rất hiếm và là kết quả từ sự phát triển kinh tế của con người Hoàn lưu bị xáo trộn lớn, rất phức tạp tạo nên sự chuyển đổi với quy mô trung gian (MCCS) Sự phức tạp này có thể bao phủ phần diện tích trên

50000 km2 (xem ví dụ Maddox, 1983) Nhiều vấn đề còn lại trước vô số các hiệu ứng thuỷ văn đầy đủ của MCCS là rõ ràng Cuối cùng, các cánh rừng mở rộng trên lưu vực Amazon chiếm khoảng 50% rừng thưa nhiệt đới của thể giới, đó là do sự đảo lộn của mưa và hàng nghìn kilomét dòng sông mất đi (Michell và nnk, 1990)

Quan tâm tới sự hoạt động quy mô toàn cầu của các quá trình thuỷ văn từ việc tăng sự thay đổi khí hậu toàn cầu, đặc biệt có liên quan tới khả năng nóng lên toàn cầu, nhưng cũng phần nào là do khả năng có sẵn, thông qua số liệu vệ tinh hoặc viễn thám, các thông tin thuỷ văn là chìa khoá để nghiên cứu trên quy mô toàn cầu hoặc quy mô vùng rộng lớn (ví dụ Engman và Gurney, 1991) Các số liệu như vậy là rất tốt

và phù hợp với sự hợp nhất không gian quy mô hệ thống vùng, lục địa và thậm chí dùng trong hệ GIS toàn cầu và là số liệu cơ bản rất tốt (ví dụ Kovar và Nachtnebel, 1996)

Tiếp tục quan tâm tới sự hoạt động của các quá trình thuỷ văn trên quy mô toàn cầu hoặc quy mô vùng nhằm nhấn mạnh tới sự khác thường trên quy mô không gian mà thuỷ văn bao hàm (xem bảng 9.1)

Bảng 9.1 Quy mô không gian trong thuỷ văn (trích từ một bảng trong Dooge, 1988)

hình Hành tinh 10.000.000

Lớn Macro

Lưu vực lớn 1.000.000 Lưu vực nhỏ 10.000 Phụ lưu vực 1.000 Loại vừa Meso

Liên kết Hydro theo quy mô phân tử là nguyên tắc cơ bản và làm cho nước dễ

dàng tồn tại ở 3 trạng thái Nhiều lý thuyết phân loại thuỷ văn (ví dụ có dòng chảy tự

do của nước mặt và dòng chảy sát mặt bão hoà, chưa bão hoà) được phát triển tới mức cao nhất của quy mô nhỏ, chỉ ra trong bảng 9.1 (Dooge, 1998) Phần lớn các nghiên cứu thuỷ văn đều mang quy mô lưu vực hoặc cận lưu vực (Baird, 1997) và do đó rơi vào quy mô trung bình và quy mô thấp nhất của quy mô lớn Thuỷ văn toàn cầu tập trung vào quy mô lớn nhất Nó cúng sẽ làm tăng các vấn đề về quy mô trong chuyển

đổi lý thuyết và số liệu từ một quy mô đặc trưng này sang quy mô đo đặc trưng khác

Nó cũng chứng minh sự khó khăn trong việc áp dụng các mối quan hệ được phát triển tạo quy mô phòng thí nghiệm sang lưu vực mặc dù đó là quy mô nhỏ Một tiếp cận thay đổi là phê chuẩn quy luật điều khiển sự phản ứng lại của lưu vực trên quy mô lớn và sau đó cố gắng không làm tăng kết quả để có thể áp dụng cho quy mô trung

bình (Dooge, 1988) Tại mức đơn giản nhất thậm chí với số liệu cơ bản cũng khó trong phép ngoại suy từ quy mô này sang quy mô khác Điều này được chứng minh rất rõ ràng bằng các đo đạc hệ số dẫn thuỷ lực Hình 9.2 chỉ ra các giá trị về đá Carbonat tại trung tâm Châu Âu, với các chu kỳ mở có nghĩa là khả năng thấm trung bình Các giá trị tăng theo quy mô đo đạc bởi vì sự hợp nhất trong thể tích khe nứt tăng khá lớn và thậm chí hệ thống đứt gãy mở rộng hơn Việc ban hành quy mô được xem như một trong các vấn đề chính chưa được giải quyết trong thuỷ văn nước ngầm (NRC, 1991; Sivapalan và Kalma, 1995)

Các bình luận giới thiệu này đã nhắc tới và các vần đề về mỗi bình luận này

được viết trong toàn bộ quyển sách Do đó, sự thảo luận về các vấn đề còn lại trong chương này cần thiết được lựa chọn và tập trung tóm tắt các mô hình hoá thuỷ văn trên quy mô bồn thu nước, nghiên cứu cân bằng nước cho lưu vực được lựa chọn các vấn đề có tính khẩn cấp cho sự phát triển tương lai của thuỷ văn toàn cầu Theo cách này chúng ta hi vọng củng cố được cách nhìn nhận của chúng ta, thông qua nguồn gốc thuỷ văn có thể dạy và nghiên cứu tiện lợi theo một chủ đề, một cách phân tích, áp dụng chúng vào việc giải quyết các vấn đề nước cơ bản đạt được thông qua các nghiên cứu hợp nhất, tổng hợp trên phạm vi quy mô lớn

Hình 9.2 ảnh hưởng của thang đo hệ số dẫn thuỷ lực đo đạc của đá Carbonat ở trung tâm Châu âu

(từ sơ đồ ban đầu trong Garven, 1985)

9.2 Mô hình bồn thu nước

Các nhà thuỷ văn lưu tâm tới sự phát triển các mô hình mà có diễn tả chính xác thuỷ văn bồn thu nước như là sự kiểm tra quan trọng sự hiểu biết của họ về các quá trình thuỷ văn Toàn bộ các mô hình như vậy thành công trong việc mô tả hơn là trong dự báo Các mô hình này áp dụng cho một lưu vực khác cũng thành công như

áp dung cho các lưu vực thực nghiệm Và từ đó chúng ta có các mô hình số trị Một vài trong số chúng có kết quả hạn chế và có mục đích riêng nhưng quan tâm ít tới

khác Các biến mô hình khác tinh vi hơn và cố gắng giảm độ phức tạp, chỉ ra các biến không gian dự báo và đặc trưng lưu vực Tuy nhiên, chất lượng của số liệu sử dụng và cất trúc mô hình là thành phần thành công quan trọng hơn so với độ phức tạp của mô hình (ví dụ Gan và nnk, 1997) Toàn bộ những cố gắng để đưa ra mô hình cuối cùng

là một điều bí ẩn của chính lưu vực (Beven, 1987)

Trong một hoàn cảnh nào đó, mô hình lưu vực sẽ thực hiện thành công theo thời gian thực, và thực tế, rất nhiều mô hình như vậy đã được phát triển cho mục đích dự báo lũ Một số mô hình loại đó đã được Smith và Ward (1998) giới thiệu Tuy nhiên trong trường hợp các mô hình được xây dựng cho mục đích đặc biệt khác thì hoạt

động của mô hình theo thời gian thực có thể chứa các yếu tố ít quan trọng hơn so với các nhân tố thích hợp khác Thực vậy, một trong các lý do cho sự thay đổi lớn của mô hình lưu vực đó là hầu hết đều được phát triển cho mục đích dự báo hơn là cho các mục đích khảo sát khoa học các quá trình thuỷ văn Một lý do khác là phát triển các mô hình để điều tiết trên một phạm vi rộng mà các số liệu thuỷ văn sẵn có hoặc từ các trạm đo lớn của lưu vực mà không có số liệu giáng thuỷ từ tài liệu cực trị, đến sự

điều hành liên tục các biến thuỷ văn trong một phạm vi nhỏ nhưng có cường độ dòng chảy mạnh đó là lưu vực thí nghiệm

9.2.1 Các loại mô hình lưu vực

Có thể phân loại các mô hình theo một số cách Ví dụ, các mô hình xác định mô phỏng các quá trình vật lý xảy ra trong lưu vực từ sự chuyển đổi giáng thuỷ thành sự bốc hơi và dòng chảy hoặc như là các mô hình xác suất chú ý đến cơ hội sảy ra hoặc phân bố xác suất của các biến thuỷ văn Các mô hình quan niệm dựa trên sự diễn tả giới hạn các quá trình vật lý hoạt động để đưa ta đầu ra thuỷ văn, ví dụ, diễn tả lưu vực bởi sự lưu trữ dưới dạng thác (hình 9.3), trong khi đó các mô hình vật lý cơ bản dựa trên sự hiểu biết hơn về các quá trình vật lý thích hợp Nhiều mô hình cũng có thể là tuyến tính hoặc phi tuyến của một trong hai lý thuyết hệ thống, hoặc là hồi quy thống kê Có lẽ sự khác biệt quan trọng nhất đó là giữa mô hình thông số tập trung

và mô hình phân bố Điều này phụ thuộc vào sự mở rộng theo phân bố không gian của các biến thuỷ văn trong lưu vực được quan tâm hoặc theo hướng xác suất hoặc theo hướng địa hình

Hình 9.3 Cấu trúc của HYROM (mô hình thuỷ văn mưa-dòng chảy) thiết kế để chạy trong máy tính cá

nhân IBM và IBM-compatible (từ một sơ đồ gốc bởi Viện Thuỷ văn Willingforrd, Oxon, OX 108 BB,

UK)

Trong những năm gần đây, mọi người nhấn mạnh đến sự phát triển các mô hình phân bố không gian của các biến thuỷ văn cơ bản Lý do cơ bản đằng sau sự phát triển đó là một mô hình diễn tả lưu vực như một hệ thống vật lý các biến không gian mang bản chất thực tế hơn có khả năng phát triển lý thuyết làm cho nó có ích hơn, phạm vi áp dụng rộng rãi hơn các loại mô hình khác Tuy nhiên, biến không gian trong các mô hình loại này diễn tả đơn giản hơn sự bất đồng nhất của lưu vực thực tế

và thường đạt được bằng việc áp dụng các phương trình toán học của các quá trình thuỷ văn tại từng chỗ giao nhau của mạng lưới trên lưu vực Giả thiết rằng các thông

số của các quá trình này thay đổi tốt nhất giữa các điểm giao nhau và tồi nhất khi áp dụng tại biên diện tích và do đó không có sự tiếp tục tại các mặt lưới biên Cũng có vấn đề về quy mô vật lý (ví dụ, Sivapalan và Kalma, 1995) và cỡ lưới Điều này thay

đổi của ô lưới bề mặt làm tổng cộng của các giá trị ô thêm vào xuất hiện, nhưng khi giải chúng chỉ liên quan tới các điểm chung của mỗi bề mặt (Eeles và nnk, 1990) Trong một vài lưu ý cơ chế phân bố có nghĩa là mô hình phân bố là một mô hình mang bản chất tập trung tại lưới đo ý nghĩa lớn hơn có lẽ là liên quan tới các phương trình, trong nhiều mô hình phân bố được sử dụng để diễn tả thực tế thuỷ văn tại

điểm đo yếu tố lưới là không chính xác, ví dụ việc áp dụng định luật Darcy không

ảnh hưởng tới mô hình phân bố thậm chí cả những mô hình thành công như SHE và IHDM thông qua sự dự báo các biến trạng thái thuỷ văn bên trong Beven (1996) đã diễn tả công trình Jensen cà nnk (1993), trong MIKE-SHE ước lượng hệ số dẫn thuỷ lực như là một trong các nghiên cứu đã công bố ‘ trong đó các dự báo mô hình được

so sánh với các số liệu đo đạc trạng thái bên trong trong vòng phạm vi dòng chảy’ của lưu vực

Mô hình phân bố vật lý cơ bản gồm cả sự phức tạp và các yêu cầu biến cố của số

các con số không gian thực sự của các biến thuỷ văn trên lưu vực, các mô hình dựa trên nguồn gốc phân bố xác suất quan tâm tới tần suất xẩy ra của các biến thuỷ văn

có ý nghĩa trên lưu vực mà không có sự xem xét vị trí địa lý của một sự kiện tiêu biểu Moore (1985) diễn tả mô hình phân bố xác suất dựa trên tổng lượng thấm và dung tích khu trữ

Các mô hình đơn giản hơn (ví dụ, mô hình tập trung, quan niệm, phân bố không gian ) được chỉ ra với sự thích hợp kinh nghiệm đầy đủ tới cách quan trắc lưu vực tiêu biểu (cf Robinson và Sivapalan, 1995) và do đó được sử dụng rộng rãi trong khảo sát thuỷ văn Các mô hình như vậy trội hơn hẳn các mô hình toán PC – based, desk – top Tính phổ biến của nó khá lớn và thực tế phù hợp với thói quen hoạt động và đầu

ra là các đêmô bằng đồ thị dễ sử dụng Tuy nhiên, đặc điểm các mô hình này là các thông số của chúng phải được xác định cỡ từ các số liệu lưu lượng và hầu hết các trường hợp đều bị giới hạn khả năng áp dụng và khả năng chuyển đổi chung (Becker

và Pfuezner, 1990)

HYROM đã đưa ra một ví dụ đáng quan tâm và nổi tiếng (mô hình thuỷ văn Mưa-dòng chảy) (Blackie và Eeles, 1985) Đây là một mô hình quan niệm Mưa-dòng chảy, do viện thuỷ văn Anh phát triển và có khả năng áp dụng rộng rãi Chương trình này dễ sử dụng và yêu cầu sự hiểu biết nhỏ về hệ thống hoạt động máy tính hoặc cầu trúc file số liệu Đầu ra dưới dạng các đồ thị màn hình màu có thể sao chép hoặc in các đồ thị này nếu có yêu cầu

Trong HYROM, dự báo dòng chảy sử dụng diễn tả đơn giản các quá trình vật lý

điều khiển sự chuyển động của nước trong lưu vực (hình 9.4) Mô hình kết hợp sự cầm giữ, nước trong đất, nước ngầm và lượng trữ dòng chảy, và bao gồm một diễn tả nào

đó về tổn thất do bốc hơn Có thể định vỡ bởi người sử dụng hoặc tự động Có thể chỉnh lý 9 thông số mô hình (xem bảng 9.2), phần còn lạu thì được đặt lại,

Bảng 9.2 Các thông số có thể chỉnh lý trong HYROM và phạm vi cho phép

PE Yếu tố bốc hơi Penman hở 0,3 < x < 1

Hệ số trễ theo ngày của dòng chảy

GS Chỉ số dự trữ dòng chảy ngầm x > 1

Yếu tố dự trữ dòng chảy ngầm x > 30

Hình 9.4 Cấu trúc mô hình lưu vực Stanford IV (láy từ sơ đồ ban đầu của Flẹming, 1975)

9.2.2 Mô hình lưu vực Stanford (SWM 4)

Một trong số những hiểu biết sâu sắc nhất về mô hình lưu vực quan niệm là mô

tiết và Viessman và Levis (1966) chỉ dẫn chi tiết hơn để sử dụng tính toán độ ẩm đất

và diễn tả các quá trình thuỷ văn trong lưu vực thông qua hàm lượng trữ và diễn toán (hình 9.5) Một hệ thống các phương trình vật lý được sử dụng để tính toán dòng chảy của toàn bộ lượng nước đi vào lưu vực như giáng thuỷ, lượng trữ trong hệ thống lưu vực thuỷ văn, và lượng nước ra khỏi như dòng chảy hoặc là bốc hơi Mỗi một lượng nước đầu được tích cho tới khi nó bốc hơi, thấm thành nước ngầm tới một vị trí hạ lưu đặc biệt Fleming (1975) là một người khởi xướng mô hình SWM4, đưa ra danh sách số liệu cần thiết cho mô hình hoá dòng chảy ngày cùng với 34 thông số diễn tả các đặc trưng vật lý của lưu vực (nếu không có tuyết tan thì là 25 thông số) Các thông số này có thể thay đổi bằng một sự hiệu chỉnh nhỏ số liệu đầu vào để nghiên cứu ảnh hưởng của các đặc trưng lưu vực khác nhau trên phương diện dòng chảy và các khía cạnh đặc biệt khác của thuỷ văn lưu vực

Hình 9.5 Cấu trúc của hệ thống Châu âu (SHE) ( từ biểu đồ gốc trong Abbott, 1986)

Mặc dù dạng đầu tiên của nó, SWM4 là một mô hình quan niệm nguỵ biện trong đó các quá trình thuỷ văn giữ lại một quan hệ chính xác với từng yếu tố khác và trong đó mặc dù vai trò của hàm kinh nghiệm phi tuyển đơn giản là quan trọng và nó cũng cho phép người làm mô hình diễn tả sự bốc hơi và sự tập trung dòng chảy nhanh trong sự biến đổi theo không gian Không ngạc nhiên, mô hình được sử dụng rộng rãi hiện nay

9.2.3 Mô hình hệ thống Châu âu SHE (Système Hydrologique Européen)

Một ví dụ quan trọng về một mô hình phân bố vật lý cơ bản là Hệ thống thuỷ văn Châu Âu (SHE) Đây thật sự là một khung mô hình hơn là một mô hình, kiến trúc hệ thống mềm dẻo của nó được thiết kế cho phép hợp nhất các phiên bản mới của các mô hình thành phần và cung cấp các tiềm năng cho việc tiếp tục phát triển thành

phần cho hệ thống (Ơ connell, 1991), SHE được phát triển với sự cộng tác của Viện Thuỷ văn Anh (IH), Viện Thuỷ văn Đan Mạch (DHI) và Société Grenoblois d’ Etude

et d’ Apllicatión Hydrauliques (SOGRPAH) IH đã xây dựng các thành phần cầm giữ bốc hơi và tuyết tan, DHI đã xây dựng các thành phần dòng chảy bão hoà và chưa bão hoà và SOGREAH phát triển dòng chảy trên mặt đất và dòng chảy trong kênh Sự thúc đẩy phát triển SHE từ sự lĩnh hội các thất bại của các mô hình đã tồn tại tới sự diễn tả các tác động của hoạt động con người tới chế độ dòng chảy lưu vực, chất lượng nước và vận chuyển trầm tích (Ơ Connell, 1991)

Các quá trình thuỷ văn được mô hình hoá sử dụng hoặc là tiếp cận khác biệt hữu hạn hoặc là các phương trình kinh nghiệm nghiên cứu cơ bản Cấu trúc mô hình, sơ đồ chỉ ra trong hình 9.5, dựa triên việc phân chia lưu vực thành mạng lưới trên

2000 ô vuông, với một cột tại mỗi hình vuông gồm 30 lớp ngang Các giới hạn về số liệu ngăn cản mực cao của sự khác nhau này có được tại thời điểm hiện tại, các thông

số xáp xỉ và số liệu được định rõ riêng rẽ cho từng ô lưới sử dụng, bao gồm các quá trình bề mặt, thảm phủ thực vật, các đặc trưng đất, số liệu khí tượng, số liệu sức cản dòng chảy trong kênh và bề mặt, cao trình đáy cách nước, cao trình bề mặt tiềm năng Dùng mô hình xây dựng các điều kiện dòng chảy mặt và sát mặt cho từng ô lưới, do đó cho phép khảo sát các biến thuỷ văn địa phương Thành phần dòng chảy mặt và ngầm 2 chiều được liên kết với lượng cầm giữ sử dụng phương thức tính toán Rutter nhưng có thể ước lượng sự bốc hơi theo một vài cách, bao gồm phương trình Penman-Monteith và nó phụ thuộc vào số liệu sẵn có Ước lượng dòng chảy trong đới chưa bão hoà bằng phương trình Richards một chiều và trong đới bão hoà bằng phương trình Boussinesq 2 chiều Xác định lượng tuyết tan từ một tiếp cận tổng năng lượng và dòng chảy mặt, dòng chảy trong kênh từ sự đơn giản hoá các phương trình Sant Vernant

Sự phát triển của mô hình đó là sử dụng các thông số mang ý nghĩa vật lý nào

đó và có thể ước lượng từ các đặc trưng lưu vực Cũng như vậy, thông số hoá có nghĩa rằng SHE có thể chuyển đổi theo vùng, thậm chí có thể được áp dụng trong các lưu vực sông không có trạm đo, mặc dù tính toán yêu cầu rất cao (Becker và Rfustzner, 1990)

Do đó, tích chất của mô hình phân bố cho phép định cỡ toàn bộ lưu vực dựa trên

sự so sánh giữa thủy đồ mô hình và thuỷ đồ quan trắc tại một vài điểm trong lưu vực

đó (TH, 1985) áp dụng mô hình cho một phạm vi môi trường rộng lớn, bao gồm Châu

Âu kể cả New Zealand (ví dụ Lumadjeng, 1989; New Zealand Ministry of Words and Development, 1985) Các kiểm tra trên lĩnh vực như vậy đã làm sáng tỏ điểm yếu kém mô hình và đã diến tả theo ngày (ví dụ Abbott và nnk, 1986; Bathurst và nnk, 1995; Refsgaard và Storm, 1995; Jayatilaka và nnk, 1998)

9.2.4 TOPMODEL (mô hình thuỷ văn địa hình cơ bản)

Mặc dù sử dụng thuật ngữ nhưng thất rõ rằng các mô hình như SHE không phải là ‘cơ sở vật lý’ thật sự của các diễn tả đó Ví dụ, các phương trình sử dụng là sự

đơn giản hoá tổng khớp các quá trình thuỷ văn thật sự và tính chất vật lý của không

250 m  250 m? Nó không phải là biến vật lý có độ nhạy mà chúng ta có thể đo đạc Chúng ta có thể so sánh nó với một đo đạc từ máy đo sức căng trong ô vuông lưới, ô vuông lưới là một vùng ảnh hưởng cỡ vài cm, như thế nào? Tiếp tục, Gradient tiềm năng mao dẫn trung bình một ô vuông lưới có nghĩa gì? Khi nào tính toán từ các nốt 0.05m là phần thẳng đứng của một diện tích 62500 m2

Ngoài ra các thảo luận về các quá trình thuỷ văn trong sách này vẫn chưa xác nhận sự tồn tại của các thông số không gian, đặc biệt những điều đó ảnh hưởng tới diện tích nguồn dòng chảy nhanh, dòng chảy tăng chủ yếu từ khả năng thay đổi địa hình và ảnh hưởng của trọng lực tới sự chuyển động của nước sườn dốc; TOMODEL diễn tả một cố gắng để cải thiện các dự báo thuỷ văn bằng cách hợp nhất các thành phần không gian thành một mô hình phân bố quan niệm thông qua cách giới hạn số lượng các thông số

Mô hình kết hợp khả năng thay đổi theo không gian của diện tích nguồn với sự

đáp ứng lại trung bình của trữ lượng nước dưới đất trong lưu vực (Beven và Kirkby, 1979) do đó tối giản số lượng thông số mô hình và trường số liệu đầu vào TOPMODEL sử dụng số liệu địa hình sẵn có cùng với số lượng hữu hạn số liệu đất, và

do đó toàn bộ các thông số mô hình có thể có được bằng cách đo đạc trực tiếp Mô hình

có khả năng áp dụng cho lưu vực không có trạm đo trên 500 km2, chỉ có số liệu mưa

và bốc hơi sẵn có (Beven và nnk, 1984) Sự cải thiện và tinh chế các tham số hợp lý nhằm tính toán ngay lần đầu mô hình được sử dụng(ví dụ, Hornberger và nnk, 1985; Sivapalan và nnl, 1987; Holko và Lepisto, 1997); Saulnier và nnk, 1997)

Bảng 9.3 Tổng kết các thông số mô hình sử dụng trong TOPMODEL (lấy từ một bảng trong Beven và nnk,

1984)

Sc Mức chứa thấm lớn nhất Thấm nhỏ giọt

io Hằng số tỉ lệ thấm Thấm nhỏ giọt

oFv Tham số dòng chảy vượt thấm Thấm nhỏ giọt

M Tham số dòng chảy sát mặt Tiêu chuẩn pha loãng và

phân tích nước trong đất

qo Thông số dòng chảy sát mặt Tiêu chuẩn pha loãng và

phân tích nước trong đất

 Hằng số địa mạo của lưu vực Phân tích địa mạo

CHA Tham số tốc độ dòng chảy

CHB Tham số tốc độ dòng chảy

Một giả thiết cơ bản đó là mặt tầng nước ngầm biến đổi theo địa hình, cho phép

sử dụng địa hình ước lượng dòng chảy ngầm như sự đại diện cho gradient thuỷ lực Theo cách này lưu vực có thể được phân chia thành một vài đơn vị lưu vực tương đối

đồng nhất, mỗi một mô hình được mô hình hoá riêng biệt và lưu lượng tính toán được diễn toán riêng biệt thông qua kênh dẫn tới cửa ra lưu vực Các thông số mô hình

được toán tắt trong bảng 9.3, là cơ sở vật lý trong đó có thể xác định trực tiếp từ trường đo đạc Các đặc trưng chính của TOPMODEL (sơ đồ hình 9.6) là lượng cầm giữ (S1), trữ lượng thấm gần bề mặt (S2) Biến diện tích phân bố thay đổi theo lượng trữ trung bình sát mặt (S3) và là nguồn chính của dòng chảy trên mặt

Hình 9.6 Cấu trúc mô hình cận lưu vực TOPMODEL (từ một sơ đồ gốc trong Beven, 1977)

Một trong các lý do của sự thành công của TOPMODEL đó là một trong các mô hình sử dụng để kiểm tra các bằng chứng của các khái niệm thuỷ văn được sử dụng

Điều này được chứng minh tại một mức đơn giản bằng thực tế mà TOPMODEL có thể

dự báo vị trí địa hình củaa phần diện tích đất bão hoà hoặc gần bão hoà dễ dàng (Beven, 1991)

9.3 Nghiên cứu cân bằng nước của lưu vực được lựa chọn

Giải phương trình cân bằng nước cho một đơn vị xác định (ví dụ điểm, đoạn sườn dốc hoặc lưu vực với kích cỡ bất kỳ) là bài kiểm tra cơ bản Các nhà thuỷ văn có khả năng đưa ra một đánh giá chính xác về mỗi dòng thành phần dòng chảy và lượng trữ trong các lưu vực sông và các vùng lãnh thổ Đó là sự đóng góp tiềm năng của thuỷ văn vào việc giải quyết các vấn đề chính như nguyên nhân và tác động của sự thay đổi khí hậu, tác động của hoạt động con người như phá rừng Sự phát triển thành công và đáng tin cậy nhất là mô hình hoàn lưu chung khí quyển Đưa ra sự hiểu biết thích hợp về các quá trình thuỷ văn để xác định từng khía cạnh của cân bằng nước lưu vực, từ đầu vào ban đầu của bức xạ mặt trời và giáng thuỷ tới đầu ra bốc hơi và dòng chảy

Tuy nhiên, từ các thảo luận theo chủ đề trong quyển sách này, các hiểu biết của chúng ta về các quá trình thuỷ văn vẫn chưa hoàn chỉnh, khả năng của chúng ta về

cũng có thể thay đổi thêm thời gian trong một lưu vực Do đó vẫn không thể hiểu đầy

đủ như Kbmes (1988) đã nói chính xác các thành phần của phương trình cân bằng nước như là một trong các thách thức lớn nhất của tự nhiên, trong đó “các ô vuông” để tính cân bằng thay đổi cảnh quan, hình dạng, kích cỡ khi chúng chuyển động vòng quanh bởi các lực khác nhau, và trong đó cấu trúc thay đổi theo thời gian là đáng chú

ý nhất

Sử dụng nhiều phương pháp trong các điều kiện môi trường có thể xác định số lượng của các biến thành phần trong phương trình cân bằng nước đã được chứng minh qua các kết luận, mặt khác đã được chứng minh bằng nước khí quyển Trong nhiều lưu vực, đặc biệt là lưu vực nhỏ, cân bằng nước có thể được xác định đầy đủ theo các thông số thành phần đất của chu kỳ thuỷ văn, (hình 9.7a) Các đầu vào là giáng thuỷ, dòng chảy ngầm, đầu ra là bốc hơi, dòng chảy mặt, dòng ngầm, sự thay

đổi lượng trữ nước (nước trong đất và nước ngầm nguyên thuỷ ) trong lưu vực Đối với các lưu vực lớn, cần thiết xét đến các dòng hơi nước trong khí quyển phía trên lưu vực (hình 9.7b), bởi vì bốc hơi lưu vực đóng góp một lượng lớn hơi nước vào quá trình giáng thuỷ địa phương, vì hơi nước vào và ra khỏi khí quyển bên trên lưu vực có các chuyển đổi rất khác nhau Sau đó, các thành phần cân bằng nước được liên kết lại trên lưu vực và các khối khí quyển nằm bên trên nó (hình 9.7c)

Hình 9.7 Các thành phần cơ bản nước (a) trong đất; (b); (c); kết hợp đất và khí quyển (trích từ sơ đồ nguyên

thuỷ trong OKIvà nnk 1995)

Sự khác biệt lớn khác trong các thành phần cân bằng nước có thể đơn giản từ số liệu không thích hợp Thật vậy, giải phương trình cân bằng nước chỉ có thể áp dụng cho lưu vực thí nghiệm nhỏ, nơi mà thực hiện đựơc phạm vi đầy đủ các đo đạc thuỷ văn thích hợp Trong các trường hợp như vậy, sai số thường nhỏ Trong các trường hợp khác chỉ có thể giải phương trình cơ bản nước từng phần, thường có sai số lớn, mặc dù có thể có giá trị nếu nó giúp cho việc chứng minh các sự khác nhau lớn, và các

cố gắng cần thiết cho số liệu thêm vào Đối với các lưu vực có diện tích mở rộng, lượng mưa lớn, số liệu chính xác cho toàn bộ các khía cạnh cân bằng rất khó co thể đạt

được Kết quả, sai số rất lớn, và trong các trường hợp này hàm chính của tính toán cân bằng nước có thể nhấn mạnh về sự kém hiểu biết về thuỷ văn lưu vực

Bốn ví dụ được lựa chọn để chứng minh ảnh hưởng sự sẵn có về số liệu, kích cỡ lưu vưc và sự phức tạp cân bằng nước đến đặc trưng, sự hữu ích và khả năng áp dụng các tính toán cân bằng nước

9.3.1 Catchwater Drain, Yorkshire, Uk

Khi lưu vực thí nghiệm nhỏ được đo đạc với cường độ lớn cho các mục đích nghiên cứu thuỷ văn, có thể giải phương trình cân bằng nước đằy đủ Thật vậy, đây là giai đoạn ban đầu để đánh giá giá trị của số liệu cơ bản và tính vẹn toàn thuỷ văn của lưu vực thí nghiệm Trong các trường hợp như vậy, không những có sẵn các chuỗi số liệu ngắn về giáng thuỷ, bốc hơi và dòng chảy, mà còn chi tiết hoá số liệu sẵn có từ đó thay đổi các số ngắn về nước dưới đất và có thể ước lượng chữ nước ngầm

Hình 9.8 Đường cong khối lượng của các thành phần cân bằng nước cho Catchwater Drain, Yorkshire, trong

suốt thời gian mưa măn 1969

Ví dụ: Ban đầu ở Anh là Catchwater Drain ở phía đông Yorkshire Thí nghiệm

về lưu vực nhỏ(16 km2) này được thực hiện vào đầu những năm 1960 bởi trường Đại học Hull để khảo sát các đặc trưng thuỷ văn của sét (Ví dụ Ward, 1967) Giáng thuỷ

và dòng chảy trong sông được đo đạc liên tục, tính toán lượng bốc hơi giờ từ số liệu khí tượng, và ước lượng trữ lượng nước ngầm từ mạng lưới giếng quan trắc trữ lượng nước trong đất, các số liệu thoả mãn, được xác định từ đo đạc sức căng

Tính toán cân bằng nước, trong phạm vi thời gian từ 8 năm đến 10 ngày, sử

Trong đó: P là giáng thuỷ, Q là dòng chảy trong sông, E là bốc hơi, ∆G và ∆S là các thay đổi trữ lượng nước ngầm và nước trong đất Các tính toán này chỉ ra các phần dư nhỏ giải thích như sự xác nhânh sự chính xác của số liệu và sự độc lập thủy văn của lưu vực xác định ( Ví dụ Ward, 1972) Một chứng minh xa hơn được cung cấp bởi số liệu mưa giờ trong một trận mưa Đường cong khối lượng của các thành phần cân bằng nước nguyên thủy trong khoảng thời gian từ 1 - 12/6/1969 trong hình 9.8 chỉ

ra rằng phương trình 9.1 giải không có phần dư

29 – 12 – 25 + 6 + 2 = 0

Đường cong khối lượng giáng thuỷ chỉ ra lượng mưu 29 mm rơi trong khoảng thời gian đêm 2 -2/6 Đường cong khối lượng dòng chảy (12mm) chỉ ra thuỷ đồ đỉnh nhọn với đường cong khối lượng (Q+E) vượt quá đường cong P 8 mm, số lượng có tính toán chính xác là 6 mm giảm trữ lượng nước trong đất

Kết quả cân bằng nước thoả mãn này tạo cơ sở cho sự phát triển các mô hình quan niệm cho lưu vực Catchwater Drain Trong những năm đầu thí nghiệm có sự phù hợp giữa dòng chảy tính toán bằng mô hình và quan trắc, nhưng mối quan hệ này thể hiện độ chính xác giảm theo thời gian Các khảo sát xa hơn chỉ ra rằng sự sai khác này là từ các thay đổi trong cách tiếp cận thuỷ văn lưu vực như hệ thống thoát nước mặt đất và bị ảnh hưởng của xây dựng (ví dụ Pobinson và nnk 1985) Do sự hiểu biết, nhận được từ tính toán cân bằng nước ban đầu, toàn bộ các đo đạc đó được thực hiện có tính đặc trưng và chính xác, cho phép sử dụng các mô hình toán tin cậy như một công cụ chuẩn đoán để nhận ra các thay đổi trong thuỷ văn lưu vực

9.3.2 Sông Thame, Anh

Lưu vực sông Thame giới hạn đến trạm đo Kinhston, London có diện tích rất lớn hơn rất nhiều, 9948 km2 Lưu vực gồm có một phạm vi rộng ở Jurassic và có đá trầm tích trẻ hơn và một vài vỉa sét quan trọng Phần lớn trữ lượng nước ngầm trong

đá phấn và đá vôi Colitic đóng vai trò chủ yếu tạo nên dòng chảy cơ bản ở đây có sự

mở rộng đô thị hoá, đặc biệt các phần hạ lưu của lưu vực nên cân bằng nước bị ảnh hưởng lớn bởi hoạt động con người Số lượng nước sử dụng cho mục đích nông nghiệp, dân sinh và công nghiệp là đáng kể và phần sử dụng nước thay đổi Ví dụ, nước công nghiệp ở vùng London đã giảm trong những năm gần đây, kết quả là tăng đáng kể mực nước ngầm (xem phần “các thay đổi lượng trữ trong tần chứa nước” trong chương 5)

Trong hoàn cảnh như vậy giá trị dòng chảy đo đạc, sẵn có từ năm 1883 đã đượcc

sử dụng tính toán cân bằng nước Thay vì cần thiết tính toán dòng chảy tự nhiên, các giá trị này có xét đến toàn bộ các nhân tố nhân tạo ảnh hưởng tới giá trị dòng chảy đo

đạc Trong trường hợp sông Thame có các số liệu bao gồm:

Trữ lượng hồ chứa, lượng này làm giảm bớt dòng chảy trong sông khi các hồ chứa được cung cấp từ lưu vực bên trên các trạm đo tại Kinhston

Điều chỉnh sông, đặc biệt là bằng cách bơm nước từ trữ lượng nước ngầm lên phía trên lưu vực

Tài liệu giả định lượng nước cho việc cung cấp nước công cộng

Tài liệu giả định lượng nước ngầm cung cấp trực tiếp và điều chỉnh sông

Tài liệu giả định nước trong công nghiệp và nông nghiệp làm giảm dòng chảy tự nhiên

Hình 9.9 Lượng dư cân bằng nước tháng (mm) cho cân bằng nươc thành phần của lưu vực Thame, Kingston,

từ tháng 12/1993 đến tháng 12 năm 1995: (a) sử dụng giá trị dòng chảy quan trắc; (b) sử dụng giá trị dòng

chảy tự nhiên (được vẽ từ số liệu IH/BGS, 1994; 1995; 1996; 1998)

Giá trị dòng chảy tự nhiên của lưu vực sông Thame là có sẵn từ cơ quan lưu trữ nước quốc gia (ví dụ IH/BGS, 1996) Trong ví dụ này, giá trị dòng chảy tự nhiên tháng, cùng với nó là dòng chảy đo đạc, lượng mưa và ước lượng giá trị bốc hơi thực trung bình trong khoảng thời gian từ tháng 12/ 1993 đến tháng 12/1995, được sử dụng để giải phương trình cân bằng nước từng phần

P - (Q + E) = 0 (9.3)

Trong đó: P là giáng thuỷ, Q là dòng và E là lượng bốc hơi thực Giáng thuỷ và dòng chảy là các giá trị quan trắc do cơ quan lưu trữ nước quốc gia cung cấp; giá trị bốc hơi thực ước lượng từ chuỗi trung bình tháng dài, dựa trên số liệu của MCRESC

định được giá trị dư tháng của phương trình 9.3 là không bằng không Tuy nhiên, thấy rằng giá trị quan trác là giá trị thực và giá trị ước lượng là hợp lý Thành phần dư tháng luỹ tích được chuyển vào thành phần lượng trữ tổng cộng là thành phần tương đối ổn định từ năm này đến năm khác Thành phân dư cân bằng tháng lữy tích, sử dụng số liệu dòng chảy quan trặc, được vẽ trong hình 9.9 (a) Không hề ngạc nhiên, thành phần này là không ổn định với ưu thế là các giá trị (+) và tăng từ năm này sang năm khác Giá trị cuối cùng trong năm (tháng 12) là 60 mm năm 1993; 139

mm năm 1994; 185 mm năm 1995 Tuy nhiên, khi thay thế giá trị dòng chảy tự nhiên vào phương trình 9.3 (xem hình 9.9 (b)) có sự cân bằng tốt hơn giữa phần dư luỹ tích (+) và (-) và giá trị cuối của năm ổn đinh hơn (55 mm năm 1993; 65 mm năm 1994; 38

mm năm 1995)

Lượng công việc cần giải quyết trong tính toán dòng chảy tự nhiên, nên sử dụng

số liệu thường sẵn có cho một vài sông Do vậy, sử dụng số liệu dòng chảy quan trắc

để thực hiện các tính toán cân bằng nước là thuận lợi Do đó bài toán cân bằng nước không gian có thể giải cho các vấn đề mở rộng, trong đó dòng chảy quan trắc bị ảnh hưởng bởi các nhân tố khác và được xem là nguyên nhân gây ra sự hạn chế sử dụng tiếp theo của chúng

9.3.3 Lưu vực Muray-Darling, Australia

Australia là một lục địa khô, hầu hết tại đó cân bằng hàng năm giữa gián thuỷ

và bốc hơi tiềm năng là thiếu hụt nặng Chỉ có một số vùng không liên tục và đường

bờ biển tương đối hẹp, khoảng một phần ba tổng lục địa, kà lượng mưa hàng năm khá cao diện ngập khá lớn nên để làm tăng sự kết hợp các hệ thống sông và biển Lượng nước của sông đi ra biển Hơn một nửa lục địa nằm sâu bên trong lãnh thổ Còn lại 13,8 % bao gồm lưu vực bán thuỷ văn Muray-Darling, lưu vực có sự hợp nhất hoặc kết hợp hệ thống lưu vực bên trong với một cửa ra chiếm khỏang 40% lưu lượng của nó (Warner, 1997) Dòng chảy trong sông thấp này một phần là do sự đối nghịch cân bằng tự nhiên của bốc hơi và giáng thuỷ Mặt khác một phần là từ thực tế lưu vực Muray-Darling chiếm 75% diện tích tưới của lục địa và có phần trăm nguồn nước mặt

và nước ngầm bị sử dụng cao hơn so với các lưu vực khác ở Australia (Stewart và nnk, 1990)

ở Australia, lưu vực này có tầm quan trọng về kinh tế – xã hội bởi vì vai trò quan trọng của nó trong nông nghiệp Cùng một thời điểm, nước sử dụng cho tưới rất cao, có nghĩa là nó rất tổn hại đến sự thay đổi khí hậu và các biến khí hậu

Do vậy, có thể hiểu các thông tin thật sự về cân bằng nước đã được xem nước như là các giá trị thủy văn cơ bản như giá trị trung bình của sự đánh giá tài nguyên

và cũng như giá trị trung bình ước lượng các tác động thuỷ văn trong quá khứ và các thay đổi khí hậu tương lai Sự phức tạp địa hình của lưu vực Muray-Darling dã gây khó khăn để xác định phần lớn các yếu tố cân bằng nước

Tổng diện tích lưu vực là 1.057.000 km2 đồng bằng, chiền sông Darling dài hơn

2700 km Lưu vực Muray-Darling bao gồm đồng bằng thoai thoải có cấu tạo bởi trầm tích mịn mở rộng, với diện tích lớn các đồng bằng bồi tích nằm dưới sâu do các trận lũ gián đoạn trong khoảng thời gian dài tạo nên Cao trình bề mặt đất trong các vùng dao động trong phạm vi khoảng từ 150 m ở Cao nguyên New England ở phía đông và các dãy núi Snowy cao đến hơn 2000 m của Victoria ở phía nam

Các thông số về địa hình chỉ ra sự phân ứng của sự phân bố giáng thuỷ hàng năm Khoảng 80% lưu vực có lượng giáng thuỷ hàng năm dưới 600 mm Với lượng mưa nhỏ hơn 300 mm trên các vùng mở rộng ở phía Tây và vùng có lượng mưa trên

1600 mm là các vùng giới hạn của đầu nước vùng núi Snowy của sông Murray Mặc

dù giá trị bốc hơi tiềm năng rất cao, trong phạm vi từ trên 200 mm ở phía Tây-Bắc

đến khoảng 1000 mm ở phía Tây Nam, tổn thất bốc hơi thật sự bị khống chế bởi lượng nước sẵn có và do đó nó phản ảnh sự phân bố theo không gian của giáng thuỷ hàng năm Giá trị mưa năm trung bình từ trên 600 mm ở các cao nguyên phía đông tới 200

mm ở vùng đối Broken phía tây Từ sự phân bố của giáng thuỷ và bốc hơi, theo đó dòng chảy hành năm sẽ rất thấp trên hầu hết vùng lưu vực Muray-Darling Các giá trị cao hơn chạy dọc theo các dải phía Đông và phía Nam Thực vậy, một phần hai lưu vực phía Tây có dòng chảy trung bình hàng năm nhỏ hơn 10 mm; vùng đất cao ở phía

Đông và phía Nam nhìn chung cao hơn 100 mm Trong các vùng này có phần diện tích hạn chế nhìn chung có dòng chảy cao hơn 500 mm Chỉ có vùng núi Snowy có giá trị hàng năm vượt quá 1000 mm

Sơ đồ cân bằng nước hàng năm chỉ ra các vị trí khống chế của lưu vực Darling trong hình 9.10 Các sơ đồ này nhấn mạnh rằng, giá trị trung bình trên hầu hết lưu vực, lượng giáng thuỷ hầu như được dùng hoàn toàn cho bốc hơi, một ít nước tạo thanh dòng chảy Thậm chí trong một số vùng đầu nguồn nước ẩm ướt, ví dụ sông Murray (hình 9.10 (a)) hệ số dòng chảy chỉ bằng 0,22, hầu hết hệ số dòng chảy của lưu vực nhỏ hơn 0,05 (USSR IHD Committê, 1979) Tuy nhiên phần 7.7 nhấn mạnh rằng, số liệu trung bình của các vùng bán khô hạn là rất có giá trị và duy nhất Ví dụ,

Muray-hệ số biến dòng chảy năm của Darling (Gorgens và Huges, 1982) Sự thay đổi cao này

có nghĩa trong vài thế kỷ tới vẫn cần số liệu dòng chảy để nhận được các ước lượng thoả mãn về điều kiện dòng chảy trung bình

Tại Menindee, lưu vực sông Darling diện tích 570000km2, dòng chảy tháng thường xuyên bằng 0 Về các phần khác, trên lưu vực Murray-Darling, lưu lượng nước ngầm, dòng chảy nhìn chung bị gián đoạn lúc theo thời gian có lúc không, đặc biệt tập trung ở các vùng cao nguyên phía Đông và phía Nam Trong trường hợp dòng chảy trong các tháng của các sông chính phía dưới như Darling, trong suốt khoảng thời gian đó tổn thất nhiều hơn Do đó, khai thác nguồn nước ảnh hưởng nặng tới trữ lượng nước bề mặt Lượng dự trữ rất lớn nước ngầm của sông này được kết hợp với lưu vực Great Artesian và lưu vực Murray dùng để cấp nước

Cũng nên hiểu sự liên quan lượng nước cân bằng động có thể bị ảnh hưởng bởi

sự thay đổi khí hậu như thế nào Steward và nnk 1990) quan tâm tới 3 phương pháp

đánh giá tác động của sự thay đổi khí hậu tới giáng thuỷ trong lưu vực Murray – Darling và cuối cùng họ kết luận rằng hứa hẹn nhiều nhất là dùng giải mô hình hoàn lưu chung Tuy nhiên, các ông đã nhấn mạnh tới sự cần thiết xác định đầu ra thích hợp với quy mô địa phương (ví dụ lưu vực lớn) Họ đã đánh giá cao số liệuthuỷ văn và thuỷ văn cố sinh, như mực nước hồ, đánh giá lượng nước thay đổi do sựphản ứng lại của thuỷ văn do sự thay đổi khí hậu và do đó phát triển khả năng dự báo sự phản ứng thuỷ văn từ các thay đổi khí hậu có thể xảy ra trong tương lai

Hình 9.10 Các sơ đồ cân bằng nước hàng năm cho ba vị trí của lưu vực Muray-Darling, Australia (a) Lưu vực

Murray gần Abury; (b) Lưu vực Maranoa; và (c) Lưu vực Darling gần Menindee (dựa trên số liệu của USSR IHD

committee, 1979)

9.3.4 Amazon

Lực vực sông Amazôn là một sự tập trung chính các quan tâm của các nhà thuỷ văn do kích cỡ khổng lồ của nó 4640000 km2 chiếm 60% diện tích Australia) và lượng mưa trung bình năm cao gần 2000 mm, có nghĩa rằng sự hoạt động các quá trình thuỷ văn tại đây có tính quy mô lục địa Sông đóng góp gần 10% dòng chảy tống cộng của thế giới Thêm vào đó, phần diện tích lớn nhất của thế giới còn lại là rừng mưa Tuy vậy trong những năm gần đây rừng đã bị phá quang, thường là do cháy và mở rộng dễ dàng diện tích nông nghiệp ở đây có sự quan tâm hơn bởi một vài nghiên cứu có ý nghĩa to lớn của chu kỳ giáng thuỷ trong lưu vực sông

Giáng thuỷ trên cùng một vùng một phần nhận được từ hơi nước được tạo thành

từ sự bốc hơi địa phương và một phần là do hơi nước di chuyển trong khí quyển bên trên lưu vực đó theo hướng ngang (xem phần 2.3) Chu kỳ giáng thuỷ được định nghĩa như sự đóng góp của bốc hơi trong một vùng vào giáng thuỷ trong cùng lưu vực đó và

có thể được đặc trưng bằng tỉ số tuần hoàn p, ví dụ phần giáng thuỷ do bốc hơi địa phương đóng góp (Eltahir và Bras, 1994), tỉ số này là hàm liên quan tới kích thước lưu vực Giá trị lớn nhất của p = 1 cho toàn bộ trái đất, và một cực trị nhỏ nhất p=0 tại một số điểm trên bề mặt trái đất, do ảnh hưởng của hướng gió ngang có thể làm cho các phần tử nước bốc hơi từ điểm đó rồi lại bị rơi xuống tại điểm đó Giá trị p phụ thuộc vào kích thước vùng và vị trí địa phương nơi có bốc hơi tăng

Các nhà thủy văn mong đợi một lưu vực, vùng xác định rộng lớn, như Amazon,

sẽ có tỉ số hoàn lưu giáng thuỷ lớn; nó được xác nhận trong các nghiên cứu của Brubaker và nnk (1993) và Eltahir và Bras (1994), nghiên cứu này đã tính toán P=0,25-0,35 và p phụ thuộc vào nguồn số liệu hơi nước Lượng giáng thuỷ rơi trên lưu vực Amazon có nguồn gốc từ bốc hơi địa phương Trong các tình huống như vậy, cân bằng nước mặt đất đơn giản được chỉ ra trên hình 9.11 (a) Tuy vậy hình này không

đưa ta một sự giải thích đầy đủ về thuỷ văn lưu vực Đầu vào giáng thuỷ (1950 mm) nhưng được cân bằng với sự kết hợp với đầu ra bốc hơi (1131 mm) và dòng chảy (818 mm) Nhưng mối quan hệ giữa bốc hơi và giáng thuỷ có sự cân bằng khi có sự kết hợp cân bằng nước mặt đất và khí quyển (hình 9.11 (b)) Sau đó thấy rõ rằng 43% (488 mm) bốc hơi từ lưu vực quay trở lại lưu vực dưới dạng giáng thuỷ, đóng góp 25% hơi nước sử dụng trong các quá trình giáng thuỷ

ý nghĩa thuỷ văn của chu kỳ hơi nước trong phạm vi lưu vực này, đặc biệt là các thông số biểu thị ảnh hưởng của tác động tới các thay đổi bề mặt đất rất cần lưu tâm

Ví dụ, trong một lưu vực, thực tế không có sự giáng thuỷ do bốc hơi địa phương, thậm chí sự sự phá rừng trên quy mô lớn có thể có tác động lớn tới thuỷ văn lưu vực Trong tình huống khác, nơi mà toàn bộ giáng thuỷ nhận được từ bốc hơi địa phương, các thay đổi thảm phủ thực vật hoặc các đặc trưng bề mặt khác sẽ có ảnh hưởng lớn tới thuỷ văn và khí hậu lưu vực Một ước lượng cao về chu kỳ giáng thuỷ như lưu vực Amazon, có thể là bằng chứng kết luận về vai trò đó (Eltahir và Bras, 1994), và được xem như ảnh hưởng của thuỷ văn và khí hậu do sự phá huỷ rừng mưa trên quy mô lớn Liên quan tương tự về tác động của sự thay đổi bề mặt tới thuỷ văn tiềm năng cũng cần đề cập cho các vùng khác, nơi có ước lượng giáng thuỷ cao,như lưu vực sông Sahel ở Châu Phi nơi mà Brubaker và nnk (1998) ước lượng P = 0,85 Hơn nữa, những nơi đó chu kỳ giáng thuỷ được xác định theo chu kỳ tháng và chu kỳ năm mạnh là hiển nhiên Hệ số chu kỳ p được xác định với giá trị trung bình tháng vượt qua giá trị trung bình của Eurasia và Châu Phi và đạt tới ít nhất là 75% giá trị trung bình Bắc Mỹ và Nam Mỹ (Brubaker và nnk, 1993) Đối với các phần khác trong hầu hết các lưu vực đều có chu kỳ với khoảng thời gian năm do các thay đổi bề mặt gần mặt đất gần như có các tác động đến chế độ thủy văn

Hình 9.11 Các thành phần cân bằng nước lưu vực sông Amazon (giá trị năm, đơn vị millimet) (a) cân

bằng nước mặt đất; (b) kết hợp cần bằng nước khí quyển và mặt đất Chứng minh vai trò của chu kỳ

giáng thuỷ (dựa trên số liệu của Eltahir và Bras, 1994)

9.4 Bên ngoài giới hạn lưu vực: Thuỷ văn toàn cầu

Các thảo luận nước trong chương này đã chứng minh rằng nghiên cứu thủy văn rất thích hợp và hiệu quả trong phạm vi lưu vực Tuy nhiên cho các mục đích khác thì lưu vực là một đơn vị nghiên cứu quá nhỏ Các vấn đề thuỷ văn chính đang đối mặt với tích chất vùng, lục địa hoặc toàn cầu thì thủy văn lưu vực bị hạn chế Một chứng minh đơn giản được đưa ra với các hình ảnh về các dòng hơi nước chỉ ra trong hình 9.11 Điều này chỉ ra rằng cần có lưu vực sông lớn như lưu vực Amazon trong đó hơi nước đi vào khí quyển bên trên lưu vực nhiều hơn đi ra Thật vậy, ý nghĩa của sự hội

tụ các dòng hơi trên lưu vực Amazon được Killer (1984) quan trắc nhấn mạnh rằng giáng thuỷ hàng năm trên lưu vực bằng lượng nước khí quyển toàn cầu tại một thời

điểm bất kỳ Bởi vì lưu vực Amazon chỉ là một vùng chứa nguồn hơi nước dồi dào vùng duy nhất, mà theo đó các vùng mở rộng khác của bề mặt trái đất phải hoạt động như là nguồn hơi nước giống như Amazon Ví dụ các vùng xích đạo và cận xích đạo sự phân bố của hơi nước nhìn chung bao gồm sự phân bố của nhiệt độ bề mặt trên đại dương và của các vùng thuỷ văn trên mặt đất Dodd và James (1996) nhận thấy rằng các giá trị cao của hơi nước xảy ra ở các vùng mà tại đó hơi nước được cung cấp bởi các hoàn lưu khí quyển quy mô lớn Các giá trị thấp kết hợp với các vùng mà từ đó hơi nước bị di chuyển bởi sự chuyển hướng của hoàn lưu Tuy nhiên, trong các vùng nhiệt

đới mở rộng, dòng hơi nước bị ảnh hưởng nhiều hơn bởi các xoáy thuận áp thấp kết hợp với các vết bão và bởi sự bốc hơi xảy ra nơi không khí lạnh xuất hiện trên các đại dương ấm

Vị trí, vai trò và các quan hệ bên trong giữa các nguồn hơi nước toàn cầu và các vùng hơi nước trene lưu vực sông lớn tạo thành quá trình thuỷ văn mới quan trọng, ít nhất bởi vì thông tin về sự hội tụ và sự phân rã dòng hơi cung cấp sự đóng góp vào các nghiên cứu cân bằng nước Khả năng sử dụng số liệu hơi nước trong tính toán cân

bằng nước mặt đất được nhận ra từ lâu (ví dụ Starr và Peixoto, 1958) Mặc dù đã có

sự tiến bộ nhưng đã bị chậm lại bởi dữ liệu quan trắc ít ỏi của lớp không khí bên trên Tuy nhiên, số liệu có chất lượng tốt được Trung tâm Châu Âu về các dự báo thời tiết dài hạn (ECMWF) được chuẩn bị trong sự kết hợp với các phương pháp dự báo số trị rất sẵn có sau năm 1980 (Oki và nnk, 1993; Oki và nnk, 1995)

Tuy nhiên sử dụng ECMWF trong tính toán cân bằng nước toàn cầu được diễn tả như một khích lệ khác (Dodd và Jame, 1996) Nó quan tâm tới sự thúc đẩy các tiến

bộ trong các lĩnh vực này bằng các sáng kiến, kinh nghiệm nghiên cứu chu kỳ nước chu kỳ và chu kỳ năng lượng toàn cầu của WMO (GEWEX) và thí nghiệm Pilot thuỷ văn, khí quyển (HAPEX) (ví dụ, ákew, 1991; Shuttleworth, 1998b) Tuy vậy cần tiếp tục giải quyết một số lớn các công việc và phát triển tiếp theo của thủy văn tòan cầu

9.4.1 Cân bằng nước toàn cầu

Mặc dù sự phân bố của hơi nước, bốc hơi, giáng thuỷ thay đổi nhưng dòng chảy

và các thay đổi kết hợp trong nước, trong đất và trữ lượng nước ngầm, cân bằng nước

là một hệ thống khép kín Thật sự, không có sự tổn thất nước từ hệ thống và giải phóng nước ngầm hoá thạch hoặc có thể có sự thêm vào của nước từ các thiên thạch

Xa hơn nữa, trong một khoảng thời gian khá ngắn đầu vào hơi nước đi vào khí quyển

do bốc hơi được tính cho sự ngưng tụ, quá trình giáng thuỷ Do vậy diễn tả cân bằng nước toàn cầu rất đơn giản Tuy nhiên, đó là một nhiệm vụ khó khăn Nhiêu ước lượng đã được thực hiện, toàn bộ những ước lượng khác và những ước lượng đầu tiên

đều dựa trên số liệu rời rạc và không tương xứng Các cố gắng gần đây được chấp nhận rộng rãi nhất có thể đó là của Loovitch (1973), Bâumgrtner và Rêichl (1975) và tiêu biểu là của Shiklomanov (1973; 1977) Các tổng kết có ích về số liệu cân bằng nước thế giới cũng được Speidel và Agnew diễn tả (1988)

Ước lượng dòng chính trong cân bằng nước toàn cầu, dựa trên một số nguồn tư liệu được tổng kết trong bẳng 9.4 và hình 9.12 Các ước lượng này có chứng minh, phản ánh lại khi chúng được thực hiện trong một phạm vi số liệu rộng cho từng thành phần cân bằng Ví dụ, ước lượng giáng thuỷ và bốc hơi do Seidel và Agnew (1988) đưa ra thay đổi khoảng 29% và ước lượng dòng chảy vào các đại dương thay đổi

40 % Sự không chắc chắn như vậy về độ lớn của dòng chảy và nước làm cho khó nhận

ra và giải thích sự thay đổi toàn cầu Trong các hệ thống thuỷ văn, khí quyển và đại dương hoặc về dự báo các tác động của các thay đổi do cun người và các hoạt động của

họ Hy vọng rằng sẽ có kết quả về sự giảm mức độ không chắc chắn từ các sáng kiến như GEWEX Mạng lưới chuyển đổi hơi nước trên mặt đất đã chứng minh trong bảng 9.4 và hình 9.12, bao gồm một vài sự thay thế lẫn nhau phức tạp của hơi nước giữa các vùng đại dương và đất liền Một số lượng lớn hơi nước sinh ra bởi bốc hơi đại dương giáng xuống trên mặt đất

Bù lại phần chênh lệch các phần nước lỏng từ đất liền ra các đai dương cũng có

vẻ có vấn đề bởi vì 2 thành phần (dòng nước ngầm trực tiếp đi vào đại dương và băng tan) rất khó xác định số lượng Mặc dù thành phần chính thứ 3, dòng chảy sông ngòi lớn hơn và dễ tính hơn, nhưng sự phân bố của nó theo không gian và theo mùa phức

Châu á và Nam Mỹ cũng đóng góp 59% dòng chảy toàn cầu từ đất liền ra đại dương

mà mặc dù diện tích của nó là 181.106 km2 Thái Bình Dương chỉ nhận 31 % lượng nước đi ra từ đất liền trong mỗi năm, trong đó Đại Tây Dương có diện tích (82.106

km2) nhận tới 49%

Bảng 9.4 Ước lượng các dòng chảy năm trong cân bằng nước toàn cầu (dựa trên số liệu từ Speidel và Agnew,

1988; và các nguồn khác, xem chi tiết phần trên)

Yếu tố

Đại dương

km3

Đất

km3

Tổng toàn cầu

km3

Đại dương

mm

Đất

mm

Toàn cầu

mm Mưa 385.000 111.100 496.100 1066 746 913

được đền bù bởi dòng chảy từ biển Arctic và Thái Bình Dương, các đại dương này có

sự thiếu cân bằng trong cân bằng giáng thuỷ – bốc hơi (speidel và Agnew, 1988)

9.4.2 Các thách thức trong thuỷ văn

Không chắc chắn về độ lớn các yếu tố chính trong cân bằng nước toàn cầu là một sự phản ánh lớn một số vấn đề nằm cơ bản, bao gồm sự đo đạc không tương xứng với kỹ thuật ước lượng, sự bất đồng nhất không gian của hệ thống thuỷ văn và các khó khăn kết hợp với sự chuyển đổi cả về đo đạc thuỷ văn và sự hiểu biết của chúng

ta về các quá trình thuỷ văn từ quy mô này sang quy mô khác Sự mở rộng các vấn đề này là các quan hệ bên trong và đã có bằng chứng, bao gồm sự đo đạc và sự bất đồng nhất thuỷ văn có thể được đưa ra như là kết quả của sự cải tiến liên tục trong việc thu thập số liệu bằng viễn thám

Hình 9.12 Cân bằng nước toàn cầu: các dòng trung bình năm Đơn vị giá trị mm tương đương với

đơn vị giáng thuỷ Xem bảng 9.4 trong đó các dòng này nhấn mạnh ở cả thông số giáng thuỷ

tương đương và thể tích (ví dụ, độ sâu lớp giáng thuỷ được xác định bởi tổng diện tích đất hoặc

đại dương) (dựa trên số liệu Speidel và Agnew, 1988 và các nguồn khác)

Tuy nhiên có lẽ tại mức đơn giản nhất, sự tin cậy của số liệu, thực tế thấy rằng

sự khám phá cở bản chúng ta về nước toàn cầu vẫn chưa hoàn chinh Shiklomanov (1997) đưa chúng ta lại gần hơn với độ chính xác tổng nước toàn cầu như thảo luận trước đã chứng minh đã có sự nhất trí về số lượng kết hợp với các yếu tố cân bằng nước toàn cầu riêng rẽ Bây giờ không thể thực hiện các đo đạc tin cậy trong quy mô vùng hoặc lục địa giáng thuỷ, bốc hơi và nước trong đất Hơn nữa, các khám phá mới

về nước vẫn thường được công bố như trường hợp hồ băng Vostok lớn ở Antarctica (Ellis- Evans và Wynn-Williams, 1996)

Do đó, không hề ngạc nhiên rằng, sự tham dự của các nhà thuỷ văn và các nhà khí tượng đang tập trung tìm ra phương pháp đo đạc số liệu trên quy mô lớn và thuỷ văn toàn cầu

Ví dụ, một Symposium IAMS/IAPSO chính trong các chu kỳ năng lượng và nước vùng, toàn cầu tại Meloourne, Australia, năm 1997 đã quan tâm tới bốn công bố về phương pháp hoàn thành chu kỳ năng lượng và nước kinh nghiệm trong các chượng trình quan trắc quốc gia; tác động của bề mặt đất lên khí hậu; hơi nước và khí hậu; bức xạ và khí hậu Và 5 hội thảo công việc IAHS tại General Asembly lần thứ XXII của IUGG tại Birmingham, Anh, năm 1999l; một tổ chức liên quan tới số liệu cơ bản

Một điều khác được đăng ký như một đóng góp thành kinh nghiệm ước lượng thông số mô hình GEWEX ( MOPEX) để kiểm tra thông số vùng của các mô hình khí quyển bề mặt đất trong thuỷ văn

Các thảo luận trước về mô hình hoá thuỷ văn nhấn mạnh về các vấn đề gây ra

sự bất đồng nhất của các hệ thống thuỷ văn và sự đóng góp tiềm năng của kỹ thuật mô hình phân bố để giải vấn đề này Đối với lưu vực lớn, diện tích vùng trong lục

địa,sự phức tạp số liệu kết hợp với sự bất đồng nhất không gian có thể có khả năng giải quyết chỉ thông qua các mô hình phân bố không gian, những mô hình có khả năng lấy số liệu từ vệ tinh và các quá trình thông qua GIS

Tuy nhiên, các vấn đề xa hơn thì cần tăng số liệu thông tin qua sự cần thiết thêm vào số liệu thuỷ văn cho mạng lưới Đây là các số liệu dễ hơn của giáng thuỷ và bốc hơi Trong những trường hợp này, phân bố không gian thường nhận được từ những nơi đầu tiên của mạng quan trắc thông qua sự thay đổi khoảng cách từ các

điểm quan trắc và do đó cấu trúc tương ứng của các thành phần thuỷ văn được hiểu khá tốt Tuy vậy, với trường hợp dòng chảy các giả thiết như vậy có thể hợp lý do sự tương quan phụ thuộc vào các vị trí tuyệt đối của các điểm trong hệ thống sông và không chỉ trên khoảng cách tương đối giữa các điểm Theo đó, Gottschalk và Krasovskaia (1994) đã kiểm tra các tiếp cận khác nhau của sự thêm vào đặc điểm của dòng chảy đến một mạng lưới phân bố có quy luật

Có lẽ sự phiền phức nhất của các vấn đề hiện tại trong thuỷ văn liên quan tới quy mô (ví dụ Feddes, 1995) Đặc biệt, có thể đổi chỗ để tìm ra sự đáng tin cậy từ một quy mô khảo sát thuỷ văn đến một quy mô khác Quy mô mô hình hoá thuỷ văn tập trung vào các công việc mang tính quốc gia (Kalma và Sivapalan, 1995) và là chủ đề chủ đạo trong chủ đề quá trình thuỷ văn toàn cầu Tại hội nghị quốc gia BHS về thuỷ văn các vấn đề chủ yếu là quy mô nghiên cứu trong đó chúng ta phải hiểu để chuyển

đổi từ quy mô nhỏ lên quy mô lớn Tuy nhiên vấn đề này bị xem nhẹ Trong đo đạc quy mô lớn, điều này đã nhận được từ sự sử dụng mô hình khí hậu toàn cầu đặc biệt liên quan tới sự thay đổi khí hậu và các tác động về sự thay đổi khí hậu trong thuỷ văn Các nhà thuỷ văn quan tâm tới sự mở rộng từ đó đầu vào GCM có thể đưa xuống

để sử dụng trong các khảo sát lưu vực Ví dụ, Pilling và nnk (1998) diễn tả phương pháp áp dụng toàn cầu cho việc xác định các giá trị bốc hơi và giáng thuỷ ngày tại quy mô lưu vực từ các thành phần hoàn lưu dòng khí đạt được từ GCM khí quyển-đại dương chung thứ 2 của trung tâm Hadley Kết quả cũng được Beaumant và nnk (1995), người sử dụng số liệu khí tượng Meteosat như đầu vào của mô hình hoá cân bằng nước của vùng biển Ivory trên lưới 25 km:

Đây là một công bố có tính thách thức quan trọng, yêu cầu sự phản ánh lại khẩn cấp và có ảnh hưởng nếu thuỷ văn liên kết với các dòng khí quyển và khí hậu cần thiết toàn cầu, sự thay đổi khí hậu và GCM (ví dụ Wilkinson, 1993) Điểm này

được Watts nhấn mạnh (1997), ông đã tranh luận rằng:

Phạm vi các mô hình thuỷ văn mở rộng để phát triển các mô hình hoàn lưu chung toàn cầu diễn tả toàn bộ thuỷ quyển Các mô hình này sử dụng để dự báo các tác động của sự thay đổi khí hậu nên thời tiết và thuỷ văn của vùng

Wilby (1997) đã đi một bước xa hơn nhận định rằng thuỷ văn đang ở tron tình trạng nguy hiểm được in trong tạp chí ông đã nhấn mạnh thủy văn đã có những hiểu biết và đóng góp quan trọng trong tìm ra các quy luật nhưng cần nghiên cứu cân

bằng nước toàn cầu hoặc trên quy mô lưu vực rất rộng

9.4.3 Thuỷ văn trong làng toàn cầu

Các ví dụ trong chương này, và bất kỳ đâu trong quyển sách, chứng minh rằng thuỷ văn được nghiên cứu, sự hoạt động của các quá trình thuỷ văn trong “global Village” bốc hơi từ một nước này đóng góp giáng thuỷ vào một nước khác Ô nhiễm môi trường trong các vùng đầu nươc của một con sông nội địa có thể tác động lên kinh

tế của các nước khác ở vùng thấp hơn của lưu vực Trong lĩnh vực khác, nó luôn trở nên rõ ràng hơn về các quyết định trong quản lý nước (ví dụ, tưới, sự biến đổi lòng dẫn, hoặc sự lệch hướng dòng sông) hoặc quản lý các tài nguyên khác tác động lên các quá trình thuỷ văn (ví dụ phá rừng), trong tương lai phải được thực hiện với sự hiểu biết sâu sắc nhất của tác động toàn cầu tiềm năng của chúng

Có các đề nghị về sự quản lý nước chính trong vài thập niên trước, nếu được thi hành, nó có thể có ý nghĩa đối lập với các ảnh hưởng trên quy mô quốc gia, Ví dụ các

đề nghị của sự kết hợp năng lượng và nước ở Bắc Mỹ Các diễn tả như là “sự bơm nước trên quy mô lục địa” (Simons, 1969) đương đầu với sự kiểm soát các dòng sông chính phía Tây từ Yuken đến Mexico bằng sử dụng một một đập chính ở rãnh núi Rocky Kế tiếp, Nga đề nghị làm chệch dòng chảy của một vài con sông chảy về phía bắc như Ob-Irtysh, Yenisey, Pechora và phía Bắc Dvina (Mickling, 1981)Trong trường hợp Ob-Irtysh có thể đạt điều này bằng công trình đập lớn ở bên dưới sự ảnh hưởng của 2 dòng sông và dẫn 2600 km nước về phía Nam tới Amu Dar’ga để sử dụng trong các dự án tưới của vùng trong lưu vực Aral-Caspian Kết quả, sự thay đổi độ muối ở Bắc Băng Dương hầu như có ý nghĩa lớn đối với sinh thái học và khí tượng học trên quy mô toàn cầu Nhưng các rào cản kinh tế và chính trị ngăn cản sự phát triển

xa hơn nữa các đề nghị đó Tương tự như vậy, sự liên quan toàn cầu cũng đi kèm với nhiều đề nghị gần đây để xây dựng đập sông Chang (Yangtze) thại Three Gorges, Sanxia, China Mặc dù, xuất hiện sự phê bình mở rộng trên một vài vấn đề cơ bảnbao gồm tổn thất của đất nông nghiệp, sự tụt hậu về sinh thái hoc và địa mạo ở cả thượng lưu và hạ lưu đập nhưng công trình đập vẫn tiến hành tốt, thậm chí tạo ra một hồ chứa dài 600 km Không thể hiểu các liên quan như vậy trong các thay đổi nhỏ về kênh dẫn và địa mạo, các thay đổi theo cấu trúc của đập Aswan Hight trên sông Nilk

và của sự mở rộng và ảnh hưởng có hại tới sinh thái, những ảnh hưởng đã có kết quả

từ một vài sự chuyển hướng dòng sông của USSA Ví dụ hầu hết lượng nước từ các sông Amu Dar’ya và Syr Dar’ya, những sông thu nước trước biển Aral, được chuyển hướng để tưới cho vụ bông và các vụ khác Kết quả là làm khô hạn biển Aral diện tích trên bề mặt trái đất lượng nước bị giảm bớt 40% trong khoảng từ năm 1926 đến năm

1990 và độ muối tăng 30% (Gleick, 1993b) và thiệt hại tiếp theo cho kinh tế của các ngư dân và kinh tế vùng

Trong trường hợp bất kỳ, các dự án quy mô lớn thuộc loại này có thể trở nên ít quan trọng hơn khi tiềm năng nước thực tế trở nên phong phú hơn Tiếp cận này xem nước được xem như các hàng hoá được trao đổi và nhận thấy rằng, trong trường hợp nào đó có thể dễ dàng hơn và thân thiện hơn với môi trường hơn khi chuyển đổi thực phẩm vào vùng tưới trong các dự án phát triển để trao đổi nước

nơi này kạn liệt tài nguyên nước Vào năm 1980, khoảng 20% lượng nước cần thiết của vùng được phân phát như “nước thực tế”, ví dụ nước được gắn vào các yêu cầu nước mở rộng dienẹ tích canh tác lúa mỳ (Allan, 1997)

Chiến lược nghiên cứu của tổ chức thuỷ văn Anh (Bristíh Hydrological Society) (BHS, 1994) đã xác định môi trường toàn cầu như một trong ba vùng chương trình

được tiến cử của tổ chức Trong vùng đó, có bốn phát hành về “chính sách thuỷ văn toàn cầu” có nghĩa là các vấn đề bao gồm mặt hàng mang tính toàn cầu hơn là tính cách quốc gia riêng lẻ được liệt kê như sau:

+ Các vấn đề chuyển dịch lớp biên, bao gồm sự ô nhiễm khí quyển, ô nhiễm nước và sự phân chia tài nguyên nước

+ Sự cần thiết cho khung công việc của một cơ quan tốt hơn để ủng hộ sự đánh giá và thi hành các chiến lược quản lý nước ban đầu;

+ Khung điều khiển dòng chảy tốt hơn để ủng hộ các hoạt động quốc gia trong

“trung tâm phòng chống hạn hán” rừng và

+ Giảm bớt các vùng khô hạn, những vùng vẫn còn các thách thức nghiêm trọng của nhiều quốc gia

Những ý kiến này đã được thảo luận tại Hội thảo quốc gia BHS về thuỷ văn trong Môi trường đang thay đổi và được hợp tác với “Exeter Statement” (BHS, 1998)

để đưa ra tại hội thảo về thuỷ văn ở Geneva

Sự báo hiệu của một vài phát hành hiện thời về các chính sách thuỷ văn toàn cầu đã được xem xét liên quan tới sự quản lý nước trong những lưu vực sông quốc gia lớn Những vấn đề xung đột đã nổi lên liên quan đến sự tranh cãi giữa Mỹ và Mêxico, việc khai thác nước trong lưu vực sông Colorado Vidal (1995) liệt kê các xung đột khác mà là nguồn gốc của các xung đột tiềm năng, thậm chí là chiến tranh về nước giữa hai hoặc nhiều quốc gia, bao gồm Brahmaputra, Ganges Nhiều trường hợp sự căng thẳng tăng lên như kết quả của các tác động và chính sách gây tổn thương, những hoạt động mà chính nó dựa trên sự hiểu biết không hoàn chỉnh về các quá trình thuỷ văn và vai trò tiềm năng của thuỷ văn trong việc giải quyết những vấn đề như vậy cần tiếp tục tập trung vào sự giải quyết các hoạt động quốc gia lớn (ví dụ Van

Hơn 30 năm kể từ khi xuất bản lần đầu tiên quyển sách này được công bố Trong suốt thời gian đó phát triển lớn nhất trong thuỷ văn là sự lớn mạnh về quy mô

như một môn khoa học Đầu những năm 1960 thuỷ văn vẫn thuộc chuyên môn của các kỹ sư cả về dân sinh lẫn nông nghiệp, nó vẫn tiếp tục cung cấp khung quan trọng

về lý thuyết và phương pháp cho việc giải những vấn đề tiêu biểu Tuy nhiên, chúng

ta tin tưởng rằng tương lai thuỷ văn nằm trong vai trò tiềm năng của chúng như một khoa học điều tra cơ bản có sự kết hợp với khoa học khác Hầu hết sự thúc đẩy cho sự phát triển như vậy được và sẽ tiếp tục được cung cấp bởi sự lưu tâm tới các biến khí hậu và sự thay đổi khí hậu, và bởi sự mở rộng sức mạnh máy tính mà chúng ta không giám nghĩ tới vào 30 năm trước Điều này đã cho phép phát triển nhanh GCMs Nhưng nếu thuỷ văn thực hiện trong tiềm năng khoa học của nó, nó sẽ phải phát triển với khoa học ứng dụng và điểm này được thực hiện bởi Chahine (1992)

Trong không gian đo ngắn khoảng 10 năm, chu kỳ thuỷ văn đã hình thành như phần trung tâm của nghiên cứu khí hậu, nhưng các thay đổi cơ bản vẫn được yêu cầu nghiên cứu trong lĩnh vực này Khoa học thuỷ văn phải điều chỉnh chính nó để tìm ra cácquy luật giống như khoa học khí hậu hoặc hải dương học hơn là nghiên cứu từng mảng trong kỹ thuật, địa chất, khí tượng trong nông nghiệp Chúng ta cần một chương trình hợp nhất về nghiên cứu cơ bản và sự giáo dục trong khoa học thuỷ văn Chúng ta tin tưởng đây là một đánh giá thật sự cho tương lai thuỷ văn và điều

đó như là một sự phát triển kéo dài hơn khả năng của nó với các vấn đề quy mô lớn bao gồm sự thay đổi và khả năng thay đổi khí hậu

Khái quát các vấn đề và bài tập

9.1 Đưa ra các vấn đề chính về mô hình hoá thuỷ văn lưu vực?

9.2 Giải thích ý nghĩa theo các diễn tả mô hình lưu vực: quan niệm, hàm phân

tµi liÖu tham kh¶o

Abbott, MB., J.C Bathurst, J.A Cunge, P.E O'Connell and J Rasmusse:n (1986) An inrroduction to the European Hydrological Sysrem-Systeme Hydrologique Europeen 'SHE' 2 Structure: of the physically based, distributed modelling system,

J Hydrol., 87: 61-77

Abdul, A.S and R W Gillham (1984) Laboratory studies of the effects of the

capillary fringe on streamflow generation, WRR, 20: 691-8

Abrahams, A.D., A.J Parsons and J Wainwright (1994) Resistance to overland flow on semiarid grassland and shrubland hillslopes, Walnut Gulch, southern

Arizona, J Hydrol., 156: 431.-46

Addiscott, T.M (1996) Fertilizers and nitrate leaching, in RE Hester and R M Harrison (eds) Agricultural chemicals and the environmnet, Issues in environmental

science and technology, No 5 Royal SClciety of Chemistry, London

Agassi, M., J Morin and I Shainberg (1985) EiTect of raindrop impact energy Jnd water

salinity on infiltratipn rates of sodic soils, Proc SSSA, 49: 186-90

Alberty, R A (1987) Physical chemistry, 7e, J Wiley and Sons, New York 934

pp

Albrecht, K.A., D.F Fenster and S.G Van Camp (1990) Reducing groundwater

flow model uncertainties at Yucca Mounrain, in Calibration and Reliability in Groundwater Modelling, IAHS Pul No 195: 301-9

Alexander, L and RW Skaggs (l987) Predicting unsaturated hydraulic

conductivity from soil texture J Irrig Drainage Engg., 113: 18-1-97

Allan, J.A (1997) 'Virtual water'; A long tern solution for water short Middle Eastern economies?, Paper presented at the British Association Festival of Science,

Leeds, 9 September

Allen, RG., M Smith, A Perrier and L.S Pereira (1994a) An update for the

definition of reference evapotranspiration, Imenraiional Commission for Imgaliotl and Drainage, 43: 1-34

Allen, RG., M Smith, L.S Pereira and A Perrier (1994b) An update for the

calculation of reference evapotranspiration, International Commission for Irrigation and Drainage, 43: 35-92

Amoros, C and G.E Petts (eds) (1993) Hydrosyslimes Ruviaux, Macon, Paris

Anderson, J.L and J Bouma (1973) Relationships berween saturated hydraulic

conductiviry and morphometric dara of an argillic horizon Proc SSSA, 37: 408-13

An lerson, J.M and T Spencer (1991) Carbon, nutrient and water balances of

tropical rain forest ecosystems subject to disrurbance, MAB Digest, 7, UNESCO,

Anderson, M.G and T.P Bun (1978) The role of topography in controlling

through flow generation, Earth Surf Processes, 3: 331-4

Anderson, M.G and T.P Bun (1982) The contribution ofthroughftow to storm

runoff: an evaluation of a chemical mixing model, Eanh Surf Proc and Landforms, 7: 565-74

Andersson, L and R.J Harding (1991) Soil moisrure deficit simulations with models of varying complexity for forest and grassland sites in Sweden and the UK,

Water Resollrces Management, 5: 25-46

Andrews, E.D and B.W Webb (1987) Emerging issues in surface water quality

research, lASH Publ., 171: 27-33

Andrews, J (1991) Noble gases and radioelements in groundwater, NERC News, January, pp 19-24

Angstrom, A (1920) Applications of heat radiation measurement to the problems of evaporation from lakes and the heat convection at their surfaces,

Geografisca Ann., 2: 237-52

Aranda, J.M and J.R.H Coutts (1963) Micrometeorological observations in an

afforested area in Aberdeenshire: rainfall characteristics J Soil Sci., 14: 124-33

Archer, D and D Stewart (1995) The installation and use of a snow pillow to

monitor snow water equivalent JIWE(M), 9: 221-30

Arnold, G.E and W.J Willems (1996) European groundwater studies,

European Water Pollution Control, 6: 11-18

ASCE-TASK (1980) Characteristics of low flow, Trulls ASCE J Hydralli Div.,

Hydrology and Eanh System Sciences, 2: 211-220

Askew, A.J (1991) Climate and water-a call for international action, Hydrol Sci J., 36: 391-404

Atkinson, B.W and P.A Smithson (1976) Precipitation, in T.J Chandler and S

Gregory (eds), The Climate of the British Isles, Longman Group Ltd, London,

pp.129-82

Atkinson, T.C (1986) Soluble rock terrains, in P.G Fookes and P.R Vaughan

(eds), A Handbook of Engineering Geomorphology, Surrey University Press, pp

241-57

Atkinson, T.C and P.L Smart (1981) Artificial tracers in hydrology, in C.R

Argent and D.J.H Griffin (eds), A survey of British hydrogeology 1980, The Royal

Society, London, pp 173-90

Austin, G.L and P.G Wickham (1995) Rada imagery: basic principles In M.J

Bader, G.S Forbes, J.R Grant, R.B.E lJlley and A.J Waters (eds), Images in Weather Forecasting Cambridge University Press, pp 50-61

Austin, B.N., LD Cluckie, C.G Collier and P.J Hardaker (1995) Rada-based estimazion of Probable Maximum Precipitation and Flood, Meteorological Office,

Bracknell, 124 pp

Bache, B.W (1984) Soil-water interactions, Proc Phil Trans Roy Soc Loudon,

B, 305:393-407

Back, W and J.S Herman (1997) American hydrogeology at the millennium:

An annotated chronology of 100 most influential papers, Hydrogeology J., 5: 37-50 Bader, M.J., G.S Forbes, J.R Grant, RB.E Lilley & A.J Waters (1995) Images

in Weather Forecasting Cambridge University Press, 499 pp

Badon Ghijben, W (1889) Nota in verband met de voorgenomen putboring nabij Amsterdam (Notes on the probable results of the proposed well drilling near

Amsterdam), Tijdschrift van het Koninklijt Inst van Ingenieurs, The Hague, pp 8-22

Quoted by Todd (1980)

Baird, A.J (1997) Continuity in hydrological systems, in RL Wilby (ed),

Gomemporary Hydrology, Wiley, Chichester, pp 25-58

Banks, S and D Banks (1993) Editors' Preface, in Hydrogeology of Hard Rock,

Memoirs of the XXIVth Congress, Int Assoc Hydrogeologists, Oslo, iii-iv

Barker, J.A (1991) Transport in fractured rock, in RA Downing and W.B

Wilkimon (eds), Applied Groundwater Hydrology, Clarendon, Oxford, pp 199-216 Barren, C.F (Chainnan) (1987) Acid deposition in the United Kingdom 1981-

1985, 2nd Report of the UK Review Group on Acid Rain, Warren Spring Laboratory, Stevenage, 104 pp

Barren, E.C and D.W Martin (1981) The use of sarellire dara in rainfall monitoring, Academic Press, London, 340 pp

Barry, R G (1983) Research on snow and ice, in Contributions in hydrology,

US National Report 1979-1982, 18th General Associarion, IUGG, Hamburg,

American Geophysical Union, Washington, D.C., pp 765-76

Barry, RG and RJ Chorley (1998) Atmosphere, weather and climate,

Routledge, London

Bastin, G., B Lovert, C Duque and M Gevers (1984) Optimum estimation of the average areal rainfall and optimal selection of rain gauge location, WRR, 20: 463-

70

Bates, C.G and A.J Henry (1928) Forest and streamflow experiment at Wagon

Wheel Gap, Colorado Momhly Weather Review, Supplement 30, pp 1-79 US Dep

Agriculture Weather Bureau

Bathurst, J.C., J.M Wicks and P.E O'Connell (1995) The SHE/SHESED basin scale water flow and sediment transport modelling system, in V.P Singh (cd)

Computer Models of Watershed Hydrology, Water Resource Publications, Colorado,

563-94

Bator, A ami J.L Collett (1997) Cloud chemistry \'aries with drop size, JGR

Baumganner, A (1967) Energetic bases for differential vaporization from forest

and agricultural lands, in W.E Sopper and H.W Lull (eds), Forest hydrology

Pergamon, Oxford, pp 381-9

Baumgartner, A and E Reichel (1975) The World Water Balance, Elsevier,

Amsterdam Translated by R Lee

Baver, L.D (1956) Soil physics 3e, John Wiley and Sons, New York

Baver, L.D., W.H Gardner and W.R Gardner (1972) Soil physics 4., John Wiley

and Sons, New York, 498 pp

Bear, J and A Verruijt (1987) Modelling groundwarer flow and pollution, D

Reidel Publishing Co., Boston, 414 pp

Beaumont, M.J., A Wilmshurst and E.C Barren (1995) Development of a

surface water balance model for West Africa using Meteosat data inputs, Anmales Geophysicac, 13: C537

Becker, A and B Pfueuner (1990) Larger-scale hydrological modelling for regional transferring of hydrological information, in M.A Beran, M Brilly, A Becker

& O Bonacci (eds), Rcgiona/izarion in Hydrology, IAHS Pub! No 191: 61-68, IAHS

Press, Wallingford

Beckinsale, R P (1969) River regimes, in Water, earth and man, R J Chorley

(ed), Methuen, London, pp 455-71

Beese, F and R R van der Ploeg (1976) Influence of hysteresis on moisture

flow in an indisturbed soil monolith, Proc SSSA, 40: 48Q-4

Begg, J.E and N.C Turner (I976) Crop water deficits, Advances in Agronomy, 28: 161-217

Bell, F.C (1969) Generalized rainfall-duration-frequency relationships, Proc ASCE, J Hydraul, Div., 95 (HY1): 311-27

Bell, F.C (1976) The areal reduction factor in rainfall frequency estimation,

Repon 35, Insritute of Hydrology, Wallingford, 58 pp

Bell, J P (l987) Neurro11 probe practice, Report 19, 3rd edn, InstitUte of

Hydrology, Wallingford, 51 pp

Bell, J P., T J Dean and M G Hodnen (1987) Soil moistUre measurement by

an improved capacitance technique, II Field techniques, evaluation and calibrauon

J Hydrol., 93: 79-90

Bengission L., RK Saxcna and Z Dressie (I987) Soil water movement

estimated from isotope tracers, Hydrol Sci J., 32: 497-520

Ben-Hur M., I Shainberg, R Keren and M Gal (1985) Effect of water quality

and drying on soil crust properties, Proc SSSA, 49: 191-6

Beran, M (1987) Data collection and use for modelling, simulation and

forecasting of rought, Water Supply, 5: 11-21

Beran, M.A and A Gustard (1977) A study into the low-flow characteristics of

British river, J Hydrol/., 35: l47-52

Bergado, D.T., A.S Balasubramanian and W Apaipong (I986) Fluid moniroring

of subsidence effects at AIT campus, Bangkok, Thailand, IAHS Publ., 151: 391-404

Bergstrom, J (1989) Incipient earth science in the Old Norse mythology,

Grtologiska Foreningens i Stockholm Forhandlingar, 111: 187-91

Beven, KJ and M.J Kirkby (1979) A physically-based variable contributing area model

of basin hydrology, Hydrol Sci Bull., 24: 43-69

Beven, K (1987) Towards a new paradigm in hydrology, in Water for the future: hydrology in perspeclive, IAHS Pub! 164: 393-403, IAHS Press, Wallingford

Beven, K (1991) Spatially distributed modeling: ConceptUal approach to runoff

prediction, in D.S Bowles and P.E O'Connell (eds), Recem Advances in the

Modeling of hydrologic Systems, Kluwer, Dordrecht, 373-87

Beven, K.J (I996) A discussion of distributed hydrological modelling, in M.B

Abbon and J.C Refsgaard (eds), Distributed Hydrological Modelli1lg, KIuwer,

Dordrecht, 255-78

Beven, K J and P Gennann (1982) Macropores and water flow in soils, W'RR, 18: 1311-25

Bevero, K and E F Wood (1983) Catchment geomorphology and the dynamics

of runoff contributing areas, J Hydrol., 65: 139-58

Beven, K.J., M.J Kirkby, N Schofield and A.F Tagg (1984) Testing a

physically-based flood forecasting model (fOPMODEL) for three UK catchments, J Hydrol., 69: 119-B

Bezinge, A (1987) Glacial meltwater streams, hydrology and sediment

transpon: the case of the Grande Di.xence hydroelectricity scheme, in Glacio-fluvial sediment transfer, A M Gumell and M J Clark (eds), Chichester, Wiley, pp 473-98 BHS (1994) Susrainabiliry in a Changing World: rhe key role of hydrology, The

National Research Strategy of the British Hydrological Society, The Society, London,

Biswas, A.K (1996) Water for the developing world in the 21st cenrury: Issues

and implications, ICID Journal, 45: 1-12

Blake, G., E Schlichting and U Zimmermann (1973) Water recharge in a soil

with shrinkage cracks Proc SSSA, 37: 669-72

Bloemen, G.W (1980) Calculation of steady state capillary rise from the

groundwater table in multi-layered soil profiles, Zeirschrift fur Pflanzenernahrung amd Bodenkunde., 143: 701-19

Blyth, E.M and A.J Dolman (1994) The effect of forest on mesoscale rainfall:

an example from HAPEX-MOBIU-IY, J Appl Met., 33: 445-54

Bodman, G B and E A Colman (1943) Moisrure and energy conditions during

downward enrry of water into soils Proc SSSA, 8: 116-22

Bogardi, J (1974) Sedimem rransporr in alluvial srreams; Akademiai Kiado,

Budapest, 826 pp

Bonell, M and D.A Gil~our (1978) The development of overland flow in a

tropicalrainforest catchment, J Hydrol., 39: 365-82

Bonell, M and J Williams (1986) The generation and redistribution of overland flow on a massive oxic soil in a eucalypt woodland within the semi-arid tropics of

north Australia, Hydrol Processes, 1: 31-46

Bonell, M., D S Cassells and D A Gilmour (1983) Vertical soil water

movement in a tropical rainforest catchment in nonheast Queensland, Earrh Surf Proc and Landforms, 8: 253-72

Bonell, M., M R Hendriks, A C Imeson and L Hazelhoff (1984) The

generation of storm runoff in a forested clayey drainage basin in Luxembourg, J Hydrol., 71: 53-77

Bormann, F.H and G.E IJkens (1994) Pattern and processes in a fortred ecosystem, Springer, New York, 226 pp

Boucher, K (1997) Hydrological monitoring and measurement methods, in R.L

Wilby (ed), Contemporary Hydrology, Wiley, pp 107-49

Bouchet, R T (1963) Evapotranspiration reelle et potentielle, signification

climatique, JAHS PubL, 62: 134-42

Boughton, W C and D M Freebairn (1985) Hydrograph recession

characteristics of some small agricultural catchments, Ausrralian J Soil Res., 23:

373-82

Bouma, J (1977) Soil survey and the study of water in the unsatUrated soil,

Soil Survey Paper 13, Netherlands Soil Survey Institute, Wageningen, 106 pp

Bouma, J (1981) Soil morphology and preferential flow along macropores,

Agric Water Manag., 8: 235-50

Bouma, J (1986) Using soil survey information to characterize the soil-water

state, J Soil Sci., 37: 1-7

Bovee, KD (1982) A guide to srream habitat alialysis using the lnsrream Flow lncrememal Methodology, Instream Flow Information Paper, 12, FWS/OBS-82/26,

Office of Biological Services, US Fish and Wildlife Service, Fort Collins, CO

Bowen, I.S (1926) The ratio of heat losses by conduction and by evaporation

from any water surface, Physical Review, 2 7: 779-87

Bracq, P and F Delay (1997) Transmissivity and morphological features in a

chalk aquifer: a geostatistical approach of their relationship, J Hydrol., 191: 139-60 Brady, N C (1984) The namre and properties of soils, 9th edn, Macmillan

Publishing Co., New York, 560 pp

Brakensiek, D Land C A Onstad (1977) Parameter estimation of the Green

and Ampt infiltration equation, WRR, 13(6): 1009-12

Brimblecome, P., M Tranter, P.W Abrahams, 1 Blad wood, T.D Davies and C.E Vincent (1985) Relocation and preferential elution of acidic solute through the

snowpack of a small, remote, high altitUde Scottish catchment, Ann Glaciol., 7:

141-7

Brooks, KN., P.E Ffolliot, H.M Gn:gersen and L.F DeBano (1997) Hydrology and the managemelll of watershcds, Iowa State University Press, Ames, 502 pp

Browning, K.A (1987) Towards the more effective use of rada and satellite

imagery in weather forecasting, in V.K Collinge and C Kirby (eds), Weather rada and flood forecasting, John Wiley and Sons, Chichester, pp 239-69

Browning, KA and F.F Hill (1981) Orographic rain, Weather, 36: 326-9

Brubaker, KL., D Entekhabi and P.S Eagleson (1993) Estimation of

continental precipitation recycling, J Climate, 6: 1077-89

Bruijnzeel, LA (1990) Hydrology of Moist Tropical Forms and Effects of Conversion: A state of knowledge review, Free University, Amsterdam, 224 pp

Bruijnzeel, LA and K.F Wiersum (1987) Rainfall interception by a young Acacia auriculiformis plantation forest in west Java, Indonesia: application of Gash's

analytical model Hydrological Processes, 1: 309-319

Brutsaert, W.H (1982) Evaporation inco the atmosphere-theory, history and applicatio, D Reidel Publishing Co., Dordrecht, 299 pp

Brutsaert, W.H and H Stricker (1979) An advection-aridity approach to estimate actual regional evapotranspiration, WRR, IS: 443-50

BSI (1996) Guide to the acquisition and management of meteorological precipitation data: Areal rainfall, British Standard 7843: Section 2.4 British Standards Institution, London

Buchan, S (1963) Geology in relation to groundwater, JlWE, 17: 153-64

Buchan, S (1965) Hydrogeology and its part in the hydrological cycle Informal

discussion of the Hydrological Group, Proc ICE, 31: 428-31

Buchter, B., C Hinz and J Leuenberger (1997) Tracer transport in a stony

hillslope soil under forest, J Hydrol., 192: 314-20

Burgoa, B and RD Wauchope (1995) Pesticides in runoff and surface waters,

in T.R Roberts and P.C Kearney (eds) Environmental behaviour of agrochemicals, J

WiIey and Sons, Chichester, pp 221-55

Burke, W., D Gabriels and J Bouma (eds) (1986) Soil structure assessmem, A

A Balkema, Ronerdam, 92 pp

University Press, Cambridge

Burt, T.P and P.J Johnes (1997) Managing water quality in agricultural

catchments Trans IBG, 22: 61-68

Burt, T.P and Shahgedanova, M (1998) An historical record of evaporation 10sses since 1815 calculated using long-term observations from the Radcliffe

Meteorological Station, Oxford, England J Hydrol., 205: 101-11

Bunle, J.M (1994) Isotope hydrograph separation and rapid delivery of

pre-event water from drainage basins, Progress in Physical Geography, 18, 16-41

Bunle, J.M and D.G Leigh (1997) The influence of artificial macropores on

water and solute transport in laboratory soil columns, J Hydro/., 191: 290-314

Cacas, M.C., E Ledoux, G de Maisily and B Tillie (1990) Modelling fracture flow with a stochastic discrete fracture netWork: Calibration and validation, I The

flow model, WRR, 26: 479-89

Calder, I.R (1976) The measurement of water loss from a forested area using a

'natural' Iysimeter, J Hydrol., 30: 311-25

Calder, I.R (1977) A model of transpiration and interception loss from a spruce

forest in Plynlimon, central Wales J Hydrol., 33: 247-65

Calder, I.R (1979) Do trees use more water than grass?, Warcr Services, 83:

11-14 Calder, I.R (1986) The influence of land use on water yield in upland areas of the

UK, J Hydrol., 88: 201-11

Calder, I.R (1990) Evaporalion in rhe uplands J Wiley, Chichester, pp_ 148

Calder, I.R (1996) Rainfall interception and drop size-development and

calibration of the two layer stochastic interception model, Tree Physiology, 16:

727-32

Calder, I.R (1998) Personal communication, University of Newcastle upon Tyne

Calder, I.R and C.H.R Kidd (1978) A note on the dynamic calibration of tipping

bucket gauges, J Hydrol., 39: 183-6

Calder, I.R and C Neal (1984) Evaporation from saline lakes: a combination

approach, Hydrol Sciences J., 29: 89-97

Calder, I.R and M.D Newson (1979) Land use and upland water resource, in

Britain a strategic look Warer Resources Bull., IS: 1628-39

Calder, I.R and P.T.W Rosier (1976) The design of large plastic sheet net rainfall gauges J Hydrol., 30: 403-5

Calder, I.R and I.R Wright (1986) Gamma ray anenuation studies of interception from Sitka spruce: some evidence for an additional transport

mechanism If'RR, 22: 409-17

Calder, I.R, RL Hall and P.G Adlard (1992) Growrh and wacer use of foresr plal/cario1ls, John Wiley, Chichester, 381 pp

Calder, I.R, R.J Harding and P.T.W Rosier (1983) An objective assessment of

soil water deficit models, J Hydrol., 60: 329-55

Calder, LR., I.R Wright and D Murdiyarso (1986) A study of evaporation from