CHƯƠNG 3
MƯA
Mưa bao gồm tất cả các dạng thể lỏng và rắn rơi từ bầu khí quyển xuống bề mặt trái
đất. Các dạng thường gặp nhất là mưa, tuyết, mưa tuyết và mưa đá làm cho mưa trở thành
một trong các thành phần dễ nhận biết nhất của chu trình thủy văn. Nhận dạng và hoặc dự
đoán về cường độ, thời gian và tần suất của các hiện tượng mưa là các khía cạnh quan trọng
của hầu hết các ứng dụng kỹ thuật về môi trường .

3.1 Sự hình thành mưa
Ngưng tụ là quá trình chuyển đổi nước từ thể hơi sang thể lỏng. Để quá trình ngưng
tụ xảy ra, không phí phải hạ thấp đến nhiệt độ điểm sương. Các cách thức làm lạnh chính cho
hiện lượng mưa là làm không khí lên thẳng đứng, bao gồm việc giảm nhiệt độ và áp suất đột
ngột. Khi không khí bay lên cao, nó được làm lạnh ở tỷ lệ giảm độ nhiệt đoạn nhiệt khô là
1°C/100m. Khi ngưng tụ bắt đầu, ẩn nhiệt được tạo ra và nhiệt độ sẽ giảm xuống tới tỷ lệ
giảm độ nhiệt là đoạn nhiệt ẩm, nó dao động theo nhiệt độ, áp suất hơi nước và độ cao nhưng
thường là bằng khoảng một nửa của tỷ lệ khô (từ 0.5 - 0.7°C/100 m). Việc làm mát cũng có
thể xảy ra bằng cách kết hợp với một bộ phận làm lạnh không khí bằng cách dẫn nhiệt đến
một bề mặt lạnh hoặc làm giảm áp suất khí quyển.
Thông thường, không khí ẩm trong khí quyển tăng lên và được làm lạnh. Khi không
khí lạnh, khả năng giữ hơi nước sẽ giảm xuống (xem Chương 4 liên quan đến áp suất hơi
nước bão hòa). Sau khi đủ lạnh, lượng không khí trở nên bão hòa nhưng có thể chưa hình
thành mưa. Để hình thành mưa, các phân tử nước phải được hấp dẫn và tích tụ vào bên trong
các phần tử được gọi là các hạt mây ngưng tụ hoặc CCN (Dingman, 1994). Các nguồn CNN
tự nhiên là các phần tử bị gió cuốn như hạt sét, bùn cát, khói từ các đám cháy, các vật liệu từ
núi lửa và muối biển. Việc tạo mây đôi khi được sử dụng khi hạn hán để thêm CNN vào bầu
khí quyển nhằm thúc đẩy quá trình ngưng tụ. Thành phần cuối cùng của hiện tượng mưa là
nguồn cung cấp không khí ẩm lân cận đến các tâm bão. Nếu tất cả độ ẩm trong bầu khí quyển
của trái đất được ngưng tụ và rơi xuống thì trên bề mặt trái đất sẽ có khoảng 25 mm nước
mưa (Dingman, 1994). Để các trận bão tạo ra một lượng mưa đáng kể thì cần phải tạo ra một
dòng không khí ẩm lân cận, chính nó sẽ cung cấp một lượng nước lớn cho các trận mưa. Một
trong những hạn chế lớn nhất để hình thành mây đó là thiếu nguồn không khí ẩm lân cận để


2


chuyển. Ở Mỹ, quá trình này góp phần tạo ra hầu hết các trận mưa chủ yếu cho các dãy núi ở
phía tây (Hình 3-2), bởi vì hướng gió thường thổi trong khu vực là từ Tây sang Đông. Mưa
được tạo ra do sự nâng cao lên phía trên bề mặt địa hình được gọi là mưa địa hình hay mưa
núi. Một khi khối không khí di chuyển qua núi, nó sẽ rất khô gây ra tình trạng khô cằn cho
khu vực theo hướng gió thổi.

Hình 3.2. Lượng mưa trung bình hàng năm và cao độ nước Mỹ dọc theo vĩ tuyến 40.

3.2 Các đặc điểm của mưa
Trường hợp thường gặp nhất của hiện tượng mưa là mưa, bởi vì các trận mưa trực
tiếp ảnh hưởng đến xói mòn đất nên người ta thường quan tâm đến đặc điểm của các hạt
mưa. Hạt mưa bao gồm các hạt nước có đường kính lớn 7 mm. Kích thước hạt mưa của bất
kỳ một cơn bão nào cũng bao trùm một chuỗi đáng kể và dao động theo cường độ mưa. Các
trận bão có cường độ mưa lớn hơn thường có các hạt mưa có đường kính lớn và đường kính
các hạt mưa cũng dao động lớn hơn .
Hình dạng các hạt mưa không nhất thiết phải là hình cầu vì khi rơi xuống gặp sức cản
không khí và thay đổi áp suất, chúng có thể bị biến dạng. Các hạt mưa lớn (có đường kính
lớn hơn 5 mm) nhìn chung không ổn định và thường bị phân tán trong không khí. Vận tốc rơi
của hạt mưa phụ thuộc vào kích cỡ, hạt mưa lớn hơn sẽ rơi xuống nhanh hơn. Khi độ cao rơi
xuống tăng thì vận tốc chỉ tăng đến một độ cao khoảng 11 m; các hạt mưa sau đó sẽ tiếp cận
một vận tốc sau cùng, dao động từ khoảng 5 m/s đối với hạt có đường kính 1 mm đến khoảng
9 m/s đối với hạt mưa có đường kính 5 mm. Hiện tượng mưa cũng có thể xảy ra ở dạng các
hạt nước đông kết bao gồm tuyết, mưa tuyết và mưa đá. Tuyết là sự hội tụ của các tinh thể
nước đá. Mưa tuyết hình thành khi các hạt mưa rơi xuyên qua các khối không khí có nhiệt độ
thấp hơn nhiệt độ đóng băng. Mưa đá là một dạng tích lũy của nhiều lớp băng đá mỏng bao
quanh hạt tuyết. Trong các hiện tượng mưa thì mưa và tuyết là những nguồn cung cấp nước


4


Lượng mưa hàng năm phân phối trên khắp nước Mỹ được thể hiện ở Hình 3.4. Lượng
mưa hàng năm dao động từ nhỏ hơn 100 mm ở một số khu vực tây nam đến hơn 2.500 mm ở
một số khu vực miền núi. Lượng mưa hàng năm bản thân nó không phải là các chỉ số cao về
một lượng nước có sẵn cung cấp cho thực vật phát triển, bởi vì bốc hơi, phân phối theo mùa
và khả năng trữ nước của đất khác nhau theo từng vị trí địa lý. Trung tâm Phân tích Khí hậu
Không gian (SPAC) tại trường đại học quốc gia Oregon cung ứng việc truy cập vào một loạt
các thông số khí hậu.
Có một số dấu hiệu cho thấy hiện tượng mưa xảy ra theo chu kỳ, tuy nhiên mối quan
hệ giữa các chu kỳ đó và các hiện tượng tự nhiên khác vẫn chưa được thiết lập. Ảnh hưởng
của tự nhiên như các hiện tượng El Nino Southern Oscillation và hiện tượng trái đất ấm dần
lên tác động lên các chu kỳ mưa như thế nào đang được điều tra. Một số bằng chứng tồn tại
như sự hoạt động của vết đen Mặt Trời có liên quan tới nhiệt độ vào mùa hè và gây ra các
trận hạn hán nghiêm trọng. Thompson (1973) đã chỉ ra nhiệt độ trung bình vào tháng bảy
tháng tám ở vành đai Corn Belt nước Mỹ từ năm 1900 tuân theo một chu kỳ 20 năm các chỉ
số của vết đen Mặt Trời. Các quan sát tương tự cũng được thực hiện tại các quốc gia có cùng
vĩ độ khác.

Hình 3.4. Lượng mưa hàng năm ở nước Mỹ năm 1989 tính theo mm.

3.4 Phân bố theo địa lý
Mưa phân bố theo địa lý bị ảnh hưởng chủ yếu do vị trí của các thành phần nước
chính, sự vận chuyển của các khối khí lớn và những thay đổi về cao độ. Hình 3.2 minh họa
những ảnh hưởng của độ cao và sự di chuyển của khác khối khí đến lượng mưa hàng năm
trên khắp nước Mỹ dọc theo vĩ tuyến 40. Di chuyển từ tây sang phía đông ở hình 3-2, người
ta chú ý đến các trận mưa cao nhất xuất hiện khi không khí ban đầu bay qua khu vực miền
núi phía tây (mưa miền núi). Các khối không khí khô cũng cung cấp một vài trận mưa bổ

Thiết bị này có hai ngăn thu nước mưa được giữ cân bằng ở trên một trục bản lề, mỗi
ngăn có thể chứa một số gia lượng mưa được biết. Lượng mưa được dẫn đến một trong ngăn
trên. Khi ngăn chứa đầy nước, nó lật sang vị trí đối diện, đổ nước sang ngăn kia để lấy chỗ
thu nước mưa. Động tác trong giây lát này kích hoạt một công tắc từ tính và gửi một tín hiệu
tới một thiết bị thu dữ liệu.
Thiết bị đo mật độ mây và tỷ lệ mưa bằng rađa hiện nay rất phổ biến. NEXRAD
(Rađa thế hệ mới) hoặc rađa Doppler hoạt động bằng cách phát ra một xung năng lượng và
đo lại các phần năng lượng phát ra phản hồi lại rađa sau khi dò được các hạt mưa trong
đường truyền của nó. Hệ thống máy tính sẽ phân tích cường độ của các xung phát lại và pha
thay đổi của xung để xác định hướng và cường độ của các trận bão. Một hệ thống rađa ở mặt
đất và các vệ tinh theo dõi khí tượng sẽ bao phủ hầu hết các lục địa ở Mỹ. Trung tâm khí
tượng quốc gia (NWS) cung cấp cho công chúng những số liệu có sẵn này cả về hình ảnh
(bản đồ khí hậu) và các dạng mật mã gốc. Các bản đồ khí hậu và các thông tin khác về dữ
liệu mưa từ vệ tinh có thể lấy được từ NWS qua mạng Internet.

3.6 Đo tuyết rơi

6


Bởi vì tuyết có chứa tinh thể nước dao động trong khoảng từ nhỏ hơn 40 mm đến hơn
400 mm nước trên một met tuyết nên việc đo lượng tuyết rơi khó khăn hơn nhiều. Mặc dù có
sự khác biệt lớn về tỷ trọng nên rất khó để đo lượng tuyết bằng các phương pháp đo độ dày
đơn giản, thế nhưng nước có độ dày tương đương bằng 10% độ dày của tuyết thường được
chấp nhận. Tuy nhiên, nước có chứa lượng tuyết đặc thường lại bằng 30 đến 50% độ dày của
tuyết. Các phương pháp đo mưa tuyết thường được tiến hành bằng các máy đo mưa thông
thường nhưng được tháo cái nắp ngăn bốc hơi. Một vài vật liệu chống đông, thân thiện với
môi trường không gây ăn mòn và bốc hơi thường được đặt vào trong các máy đo mưa để làm
cho tuyết tan chảy vào lối vào. Các sai số do gió khi đo mưa tuyết thì nghiêm trọng hơn khi
đo mưa. Tuyết cũng có thể được đo bằng cách lấy mẫu độ dày ở trên bề mặt bằng một ống

phẳng bởi vì hướng gió thổi đến và thổi đi có thể ảnh hưởng dễ dàng đến khả năng thu nước
mưa của mày đo.

7


3.8 Hệ thống đo mưa ở Mỹ
Các tài liệu mưa được lưu trữ ỡ nước Mỹ ngay từ khi nước Mỹ được lập, tuy nhiên
các trạm đo cung cấp cả về cường độ mưa chỉ được sử dụng từ năm 1890. Kể từ đó, các trạm
đo tăng lên không ngừng về số lượng, hệ thống các trạm đo mưa ở nước Mỹ hiện nay bao
gồm khoảng 11.000 máy đo không ghi số liệu và 3500 máy đo có thiết bị ghi lại số liệu.
Nhiều tình nguyện viên làm việc tại nhiều máy đo không ghi số liệu. Phần lớn các thiết bị ghi
chép được kết nối với các hệ thống máy tính của địa phương, của bang và liên bang. Kết quả
về các hoạt động của các trạm đo trên diện rộng này được Ủy ban Quản trị Khí quyển và
Biển quốc gia (NOAA) xuất bản qua Internet.

Cột nước mưa
Nhiều hoạt động đòi hỏi cột nước mưa trên một lưu vực lớn phải được đưa vào máy
tính. Các lưu vực có thể có một vài trạm đo mưa được phân bố không đồng đều trên toàn bộ
khu vực. Phương pháp đơn giản là giá trị đại số trung bình của các tổng lượng mưa có thể
được sử dụng để trình bày lượng mưa cho lưu vực, nhưng các phương pháp có kể đến diện
tích trong từng trạm đo mưa sẽ đưa ra một ước tính chính xác hơn. Hai kỹ thuật được chấp
nhận sử dụng rộng rãi để tính toán cột nước mưa trung bình là phương pháp đa giác Thiessen
và phương pháp Isohyetal.

3.9 Phương pháp đa giác Thiessen
Phương pháp Thiessen được minh họa ở hình 3.5. Khi sử dụng phương pháp này, vị
trí của các trạm mưa được chấm trên bản đồ lưu vực và được nối với nhau bằng các đường
thẳng. Sau đó vẽ các đường phân giác vuông góc với các đường thẳng và kéo dài đường phân
giác cho đến khi nó đi qua khu vực thì ta có các đa giác Thiessen. Tất cả các điểm bên trong

Phương pháp Isohyetal bao gồm việc ghi lại độ sâu cột nước mưa tại các địa điểm đặt
các trạm đo mưa khác nhau và đo vẽ các đường isohyet (các đường độ sâu cột nước mưa
bằng nhau) bằng cách sử dụng các phương pháp tương tự để định vị các đường đồng mức
trên bản đồ địa hình. Khu vực giữa các đường isohyet sau đó có thể được đo bởi một thiết bị
điện tử hoặc thiết bị đo diện tích, còn lượng mưa trung bình được xác định bằng cách sử dụng
phương trình 3.1. Việc lựa chọn phương pháp phân tích phụ thuộc một phần vào diện tích lưu
vực, số lượng các trạm đo mưa, việc bố trí các trạm đo, trong một số trường hợp còn kể đến
các đặc điểm của mưa bão.

Bão thiết kế
Dữ liệu các trận mưa lịch sử có thể được dùng để ước lượng các trận bão có khả năng
xảy ra trong tương lai. Cường độ mưa i (L / T) hoặc chiều sâu cột nước mưa là các đặc điểm
của trận mưa rất cần cho các mục đích tính toán thiết kế. Các trận bão cường độ cao thường
có thời gian tồn tại tương đối ngắn và bao phủ các khu vực nhỏ. Các trận bão bao phủ các
khu vực rộng lớn hiếm khi có cường độ cao nhưng lại có thể kéo dài trong vài ngày. Tổ hợp
không thường xuyên của các trận bão có cường độ tương đối lớn và bão tồn tại trong thời
gian dài sẽ tạo ra một lượng mưa tổng cộng rất lớn. Những trận mưa kiểu này thường kết hợp
với một Frông ấm di chuyển chậm hoặc sự phát triển của một Frông cố định gây ra thiệt hại
xói lở rất lớn và lũ lụt nghiêm trọng.
Các phương pháp thống kê được sử dụng để phân tích các tài liệu mưa để tìm ra
cường độ của các trận bão cho các chu kỳ lập lại cụ thể (Haan và cộng sự, 1994). Chu kỳ lập
lại đôi khi được gọi là khoảng thời gian xuất hiện hoặc tần xuất của các trận mưa. Mối quan
hệ giữa chu kỳ lập lại T theo năm và tần suất xuất hiện P được thể hiện qua công thức:

T=100/P

3.2

Tần suất xuất hiện là xác suất của một giá trị phần trăm mà một sự kiện bằng hoặc
vượt quá một sự kiện nhất định sẽ xảy ra trong một năm nhất định.

tỏ mang lại lợi ích cho một số kiểu ứng dụng.
Mặc dù có thể mở rộng sự phân tích dự đoán chu kỳ lập lại lớn hơn độ dài của hồ sơ
ghi chép nhưng việc chọn một hàm phân phối xác suất thích hợp trở nên quan trọng (Haan và
cộng sự, 1994). Một trong những phân bố xác suất linh hoạt nhất là phân phối Weibull bởi vì
nó có thể được sử dụng để phân bố gần đúng theo hàm mũ, bình thường, hoặc phân phối lệch
(Weibull, 1951).
Hàm phân phối lũy tích Weibull P(x):

trong đó P(x) = Hàm phân phối lũy tích Weibull
x = độ sâu cột nước mưa (L),
α = độ sâu đặc trưng
β = thông số hình dạng.
Thông số α và β có thể được xác định bằng cách hồi quy bên. Phương trình 3.3 có thể được
biến đổi đại số thành:

Mặc dù có thể không rõ ràng nhưng phương trình 3.4 có dạng quen thuộc là (γ = mx
+ b) trong đó phần tử lớn ở phía bên trái của phương trình là y và lôgarit tự nhiên của độ sâu
mực nước mưa là x. Hồi qui các giá trị này sẽ xác định được các thông số Weibull.
Bước đầu tiên trong việc phân tích là để sắp xếp lại các dữ liệu theo thứ tự giảm dần
về cường độ. Dữ liệu được quy định xếp hạng thứ m trong khoảng từ 1 đến N, trong đó N là
số lần quan sát. Từ việc xếp hạng, một vị trí vẽ (tần suất) có thể được xác định bởi công thức

với a là tham số phụ thuộc vào phân phối ((Bedient & Huber, 2002).

11


Tham số a thay đổi từ 0 đối với công thức Weibull đến 0,375 cho các phân phối bình thường
hoặc phân phối lôgarit, 0.3 cho các cấp trung bình, và 0,44 cho việc phân phối Gumbel.
Bedient và Huber (2002) đề nghị a bằng 0,4 khi chưa biết hàm phân phối. Khi vị trí vẽ P

Việc thiết kế hầu hết các công trình thủy văn yêu cầu phải có kiến thức về các trận
mưa bão có cường độ và thời gian xảy ra thường xuyên như thế nào tại một địa điểm cụ thể.
Chu kỳ lập lại hoặc tần suất thường được báo cáo là các sự kiện cơn bão dự kiến sẽ xảy ra
trung bình một lần trong khoảng từ 2, 5, 10, 25, 50, hoặc 100 năm. Thời gian cơn bão có thể
là 5, 10, hoặc 15 phút hoặc xảy ra lâu hơn trong 24 giờ, 2 ngày, hoặc hơn thế nữa. Công thức

13


thể hiện mối quan hệ chung giữa cường độ mưa i trong khoảng thời gian nhất định t và chu
kỳ lập lại T là:

trong đó K, x, b, và n là các hằng số ở một vị trí địa lý nhất định và được xác định thống kê từ
việc phân tích dữ liệu mưa. Các đồ thị cường độ và thời lượng mưa bão thường được xây
dựng cho các chu kỳ lập lại khác nhau và được gọi là đường cong cường độ-thời gian-tần
suất (IDF) (hình 3-6). Sau đó độ sâu cột nước mưa đơn giản chỉ là cường độ nhân với khoảng
thời gian, các đường cong độ sâu-thời gian-tần suất (DDF) đôi khi được vẽ. Các ước lượng
hiện tại của các đường cong IDF và DDF cho thấy chúng là các đường không trơn, công thức
3.7 có thể chỉ ra điều này. Trung tâm nghiên cứu Khí tượng thủy văn và thời tiết quốc gia vừa
phát triển một website tương tác dựa trên các tập bản đồ NOAA Atlas 14 để tạo ra các dữ liệu
IDF và DDF (Bonnin và cộng sự, 2003.). Trang web được gọi là Trang thông tin về Dữ liệu
tần suất mưa (PFDS) và cho phép người dùng lựa chọn một địa điểm ở Mỹ để truy hồi dữ
liệu IDF hoặc DDF. Khi một vị trí được lựa chọn (từ bản đồ, trạm đo, hoặc tọa độ) thì một
bảng dữ liệu IDF hoặc DDF sẽ được truy suất (Bảng 3-1). Ngoài bảng dữ liệu này, các bảng
biểu cũng được tạo ra cho biết giới hạn tin cậy của dữ liệu là cao hơn và thấp hơn 90%. Dữ
liệu được hiển thị dạng đồ họa (Hình 3-6).
Trước khi có tập bản đồ Atlas 14, Hershfield (1961) đã hoàn tất việc phân tích các dữ
liệu tần suất mưa và tạo ra các bản đồ isohyetal cung cấp cho nước Mỹ (bản đồ hiển thị các
đường độ sâu mực nước mưa bằng nhau) (Hình 3-7). Các bản đồ này được thường được gọi
là bản đồ TP-40 (có sẵn trên website PFDS). Weiss (1962) đã phát triển một thủ tục sử dụng

điểm có thể được xem là cơn bão có mưa lớn nhất và như vậy lượng mưa trung bình trên lưu
vực sẽ ít hơn lượng mưa lớn nhất. Hiện nay một phần dự án phát triển bản đồ NOAA Atlas
14 về các hệ số giảm diện tích độ sâu đang được phân tích thống kê và cập nhật. Những dữ
liệu này khi hoàn thành sẽ có trên PFDS.

Hình 3.8. Đường cong diện tích-độ sâu liên quan đến điểm mưa. (Hershfield, 1961)

Ví dụ 3.4. Xác định lượng mưa và cường độ cho một cơn bão 6 giờ xảy ra 50 năm một lần
trên một diện tích 400 km² tại Chicago, Illinois.

16


Cách giải. Mưa bão 6 giờ 50 năm xảy ra một lần ở Chicago (trong Ví dụ 3.3) là 122,3 mm.
Từ Hình 3.8, cơn bão xảy ra trên một khu vực có diện tích 400 km², đọc được điểm tỷ lệ phần
trăm của lượng mưa là 87%. Vì vậy, lượng mưa 6 giờ 50 năm trên diện tích 400 km² ở
Chicago có thể được tính xấp xỉ là
0,87 x 122,3 = 106,4 mm.

3.14 Bão tổng hợp
Phần lớn các trận bão đều đại diện cho một tổ hợp của các mô hình cường độ mưa
(Hình 3.9). Khi một cơn bão di chuyển qua một khu vực thì cường độ mưa thay đổi bất
thường. Khi có bão thường kéo theo mưa trong một khoảng thời gian ngắn, cường độ mưa
cao kết hợp với mưa có cường độ thấp hoặc các khoảng thời gian ngắn không có mưa. Để xác
định lượng mưa có cường độ lớn nhất trong một thời gian cụ thể thì phải chọn lựa khoảng
thời gian cơn bão dữ dội nhất. Chu kỳ lập lại của bất kỳ một trận mưa có cường độ như thế
nào trong một khoảng thời gian cụ thể có thể được lấy từ các đường cong IDF cho bất kỳ vị
trí cụ thể nào, ví dụ Hình 3.6 cho khu vực St Louis, Missouri.
Ví dụ 3.5. Xác định chu kỳ lập lại của trận mưa có cường độ lớn nhất xảy ra trong thời đoạn
20 phút và cho 140 phút (2.33giờ) đầu tiên khi cơn bão xảy ra ở khu vực St. Louis, Missouri.

Cách giải. Từ trang web PFDS, xác định ra lương mưa ước tính là 93,1 mm cho bão 6 giờ 25
năm ở Lexington, Kentucky. Khoảng tin cậy chặn dưới là 85,05 mm và chặn trên ước tính là
101,0 mm. Xây dựng một bảng để tính toán độ sâu cột nước mưa theo thời gian như hình
3.11b. Ta có được tỷ lệ phần trăm về lượng mưa tổng cộng và khoảng thời gian trận bão từ
hình 3.11b. Độ sâu cột nước mưa bão tích lũy chính là độ sâu cột nước mưa thiết kế (93,1
mm) nhân với tổng phần trăm lượng mưa (Hình 3-12). Số gia độ sâu khác với độ sâu cột
nước tại các số gia thời gian liên tiếp. Độ sâu cột nước của bão và số gia độ sâu có thể được
tính toán cho các khoảng tin cậy thấp hơn và cao hơn.

Hình 3.9. Các biểu đồ cường độ mưa.

18


Hình 3.10. Phân phối lượng mưa theo thời gian ở lưu vực sông Ohio và các bang lân cận trong
khoảng thời gian: (a) 6 giờ, (b) 12 giờ, (c) 24 giờ, và (d) 96 giờ.

19


Hình 3.11. Các trận bão phân phối theo thời gian trong thời đoạn 6 giờ ở lưu vực sông Ohio và
các bang lân cận: (a) Bão thời đoạn đầu, (b) Bão thời đoạn thứ hai, (c) Bão thời đoạn thứ ba, và
(d) Bão thời đoạn thứ tư.

20


Hình 3.12. Thời gian phân phối mưa được dự đoán từ Ví dụ 3.6 và 3.7.

SCS đã phát triển cho Mỹ một phương pháp bão tổng hợp dựa trên các biểu đồ mưa

Cường độ mưa cho số gia 36 phút là:

•

Cường độ mưa cho số gia 72 phút là:

•

Độ sâu cột nước xảy ra trong 36 phút đầu tiên là:

•

Độ sâu cột nước xảy ra trong 72 phút đầu tiên là:

•

Số gia độ sâu hoặc độ sâu gia tăng là:

Khi độ sâu tăng thêm được xác định thì cơn bão tổng hợp được hình thành (Hình 312). Một cơn bão trung gian được hiển thị ở những nơi xuất hiện cường độ lớn nhất trong
khoảng thời gian từ 180 đến 216 phút (lượng mưa 46,5 mm), cường độ mưa lớn thứ hai trong
khoảng 144-180 phút (12,7 mm), và cường độ mưa lớn thứ ba xảy ra vào khoảng thời gian từ
216 đến 252 phút (7,8 mm), …Mô hình bão trung gian tương đương với kết quả của đường
cong SCS loại II. Một trận bão cấp cao hoặc báo trễ có thể được phát triển bằng các sắp xếp
khác biệt các độ sâu tăng thêm 36 phút. Lưu ý rằng độ sâu cột nước cơn bão tổng cộng giống
với cơn bão 6 giờ chu kỳ 25 năm.

22


3.15 Lượng mưa lớn nhất có thể xảy ra (PMP)

Dingman, S. L. (1994). Physical Hydrologj'. Englewood Cliffs, N): Prentice Hall.

23


-

Haan, C. T, B. |. Barfield, & ). C. Hayes. (1994). Design Hydrologj' and
Sedimentology for Small Catchments. San Diego: Academic Press.

-

Hershfield, D. N. (1961). Rainfall Frequency Atlas of the United States. May
Washington, DC:LI.S. Government Printing Office.

-

Serrano, S. E. (1997). Hydrologj' for Engineers, Geologists and Environmental
Professionals. Lexington, KY: HydroScience.

-

Soil Conservation Service (SCS). (1986). Urban Hydrologj'for Small Watersheds,
Technkil Release No. 55. Washington, DC: Soil Conser\'adon Service, LIS.
Department of Agriculture

-

Thompson, L. M. (1973). Cyclical weather patterns in the middle latitudes, loinnal of
Soil and Water Conservation, 29, 87-89.

3.6. Ở khu vực hiện tại của bạn, tính toán một trận bão tổng hợp xảy ra trong 5 giờ và có chu
kỳ lập lại 50 năm bằng cách sử dụng một số gia thời gian là 30 phút.

24