|
|
|
CAPÍTULO 12: HYDROLOGÍA DE NIEVE |
|
"There are certain plant species which habitually feed on ground water and others which do not. In arid regions, there is a real and conspicuous distinction between the two groups." Oscar E. Meinzer (1927) |
|
This chapter is divided into five sections. Section 12.1 describes the processes leading to snow formation and accumulation; Section 12.2 describes the processes responsible for melting of the snowpack; Section 12.3 deals with snowmelt indexes and their use in snowmelt computations; Section 12.4 discusses the effect of snowpack condition on runoff; and Section 12.5 describes the synthesis of snowmelt hydrographs. See Section 3.2 for a description of snowpack measurements. Este capítulo se divide en cinco secciones. Sección 12.1 describe los procesos que conducen a la formación de la nieve y la acumulación; Sección 12.2 describe los procesos responsables de la fusión de la capa de nieve; Sección 12.3 se refiere a los índices de deshielo y su uso en los cálculos de deshielo; Sección 12.4 analiza el efecto de la condición de la capa de nieve en la escorrentía; y Sección 12.5 describe la síntesis de hidrogramas deshielo. Ver Sección 3.2 para obtener una descripción de las mediciones de la capa de nieve. |
12.1 LA ACUMULACIÓN DE NIEVE
|
|
Snow hydrology studies the properties of snow, its formation, distribution, and measurement, including snowmelt and snowmelt-generated runoff. In many areas of the United States and the world, snow is a major contributor to streamflow, especially in regions of high altitude and/or temperate climate. For these regions, a knowledge of snowfall and snowmelt is necessary for the assessment of the seasonal variability of streamflow. In turn, snowfall and snowmelt are governed by meteorological principles. The atmosphere is the source of moisture for snowfall, and it regulates a basin's energy exchange, which determines snowmelt.
Hidrología Nieve estudia las propiedades de la nieve, su formación, distribución y medición, incluyendo el deshielo y el escurrimiento del deshielo generados. En muchas áreas de los Estados Unidos y el mundo, la nieve es un importante contribuyente al flujo fluvial, especialmente en regiones de gran altitud y / o el clima templado. Para estas regiones, es necesaria para la evaluación de la variabilidad estacional del caudal de un conocimiento de las nevadas y la nieve derretida. A su vez, las nevadas y la nieve derretida se rigen por los principios meteorológicos. La atmósfera es la fuente de humedad para nevadas, y regula el intercambio de energía de una cuenca, que determina deshielo
Principles of snow hydrology are useful in design and operation of engineering projects. Typical problems are the following:
Principios de la nieve hidrología son útiles en el diseño y operación de proyectos de ingeniería. Los problemas típicos son los siguientes:
- The evaluation of the amount of water stored in the snowpack and its relation to the hydrologic balance of a catchment.
La evaluación de la cantidad de agua almacenada en la capa de nieve y su relación con el equilibrio hidrológico de una cuenca.
- The evaluation of snowmelt rates, including the physical causes for snowmelt.
La evaluación de las tasas de deshielo, incluyendo las causas físicas de la nieve derretida.
- The evaluation of the effect of snowpack on runoff, both from snowmelt and rain on snow.
La evaluación del efecto de la capa de nieve en la escorrentía, tanto desde el derretimiento de la nieve y la lluvia en la nieve.
For project design, fixed sequences of meteorologic and hydrologic conditions are selected based ori the overall functional requirements of the project. On the other hand, project operation requires evaluation of specific meteorologic and hydrologic conditions, and associated streamflow forecasts for both short- and long-term periods.
Para el diseño del proyecto, las secuencias fijas de las condiciones meteorológicas e hidrológicas son seleccionados en base ori los requisitos funcionales generales del proyecto. Por otro lado, la operación del proyecto requiere la evaluación de meteorológico específico y las condiciones hidrológicas, y las previsiones de caudales asociados para ambos períodos de corto y largo plazo.
Snow Formation
Formación de nieve
The major atmospheric and environmental factors responsible for snow formation are: (1) surface air temperature, (2) elevation, and (3) terrain features.
Los principales factores atmosféricos y ambientales responsables de la formación de la nieve son: (1) la temperatura del aire en superficie, (2) la elevación, y (3) las características del terreno.
Temperature. Surface air temperature, measured at approximately 4-ft (1.2-m) depth, is considered to be a reliable indicator of the presence or absence of snow. A study of the effect of surface air temperature on snow formation was reported in Snow Hydrology, the U.S. Army Corps of Engineers Summary Report of Snow Investigations [10]. In this study, some 2400 occurrences of precipitation in Donner Summit, California (elevation 7200 ft), ranging from 29°F to 40°F (-2°C to 4°C) were analyzed to determine the effect of surface air temperature on the form of precipitation, either (a) rain, (b) snow, or (c) mixed rain and snow. The results, summarized in Table 12-1, show that precipitation occurs in the form of snow when the surface air temperature is approximately less than 35°F (1°C).
La temperatura. Temperatura del aire de superficie, medida a aproximadamente 4 pies (1,2 m) de profundidad, se considera que es un indicador fiable de la presencia o ausencia de nieve. Un estudio del efecto de la temperatura del aire en superficie en la formación de la nieve se informó en Snow Hidrología , los EE.UU. Cuerpo de Ingenieros del Ejército Informe resumido de nieve Investigaciones [10]. En este estudio, algunos 2.400 apariciones de la precipitación en Donner Summit, California (elevación 7.200 pies), que van desde 29°C a 40°F (-2°C a 4°C) se analizaron para determinar el efecto de la temperatura del aire en superficie en la forma de precipitación, ya sea (a) de lluvia, (b) la nieve, o (c) la lluvia mezclada y nieve. Los resultados, resumidos en la Tabla 12-1, muestran que la precipitación se produce en forma de nieve cuando la temperatura del aire en la superficie es de aproximadamente menos de 35°F (1°C).
| |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
Elevation. The same study concluded that elevation is an important variable in snow formation. Precipitation data indicated that snowstorms accounted for approximately 95 percent of all precipitation events at 7000 ft (2100 m), 50 percent at 4000 ft (1200 m), and 1 percent at 1000 ft (300 m). While these data were obtained in the central Sierra Nevada of California, at 39°N latitude, they are believed to be representative of regions along the windward side of major mountains ranges in the United States and Canada. A tendency for an increase in snowstorms with an increase in latitude was also documented.
Elevación El mismo estudio concluyó que la elevación es una variable importante en la formación de nieve. Datos de precipitación indicaron que las tormentas de nieve representaron aproximadamente el 95 por ciento de todos los eventos de precipitación a 7000 pies (2100 m), 50 por ciento a 4000 pies (1200 m), y el 1 por ciento, a 1.000 pies (300 m). Si bien estos datos se obtuvieron en el centro de Sierra Nevada de California, a los 39° de latitud norte, que se cree que son representativos de las regiones a lo largo del lado de barlovento de las principales gamas de montañas en los Estados Unidos y Canadá. También se documentó una tendencia de un aumento en tormentas de nieve con un aumento de la latitud.
Terrain Features. In leveled (i.e., flat) terrain, the distribution of precipitation is a function solely of atmospheric variables. Conversely, in orographic regions,precipitation is also a function of the character of the terrain. For a satisfactory evaluation of precipitation in orographic regions, the relationship of terrain to meteorologic conditions must be examined.
terreno Características. En nivelado del terreno (es decir, plana), la distribución de precipitación es una función únicamente de las variables atmosféricas. Por el contrario, en las regiones orográficas, la precipitación es también una función del carácter del terreno. Para una evaluación satisfactoria de precipitación en las regiones orográficas, la relación de terreno a las condiciones meteorológicas debe ser examinada.
The effects of terrain on precipitation are classified as either: (a) small scale or (b) large scale. Studies of small-scale orographic effects have shown that the water equivalent of the snowpack (Section 3.2) is a function of: (1) elevation, (2) slope, (3) exposure, and (4) southern aspect. The California data in Snow Hydrology supported the following conclusions regarding water equivalent:
Los efectos del terreno en la precipitación se clasifican en: (a) la escala pequeña o (b) a gran escala. Los estudios sobre los efectos orográficos en pequeña escala han demostrado que el equivalente en agua de la capa de nieve (Sección 3.2) es una función de: (1) elevación, (2) pendiente, (3) la exposición, y (4) aspecto del sur. Los datos de California en Snow Hidrología apoyé las siguientes conclusiones en relación equivalente en agua:
An increase of 1.0-2.5 in. (2.5-6.3 cm) for each 100 ft (30 m) increase in elevation.
Un aumento de 1.0 a 2.5 pulg. (2.5-6.3 cm) por cada 100 pies (30 m) aumento en la elevación.
A decrease of 0.2-0.5 in. (0.5-1.2 cm) for each 1 percent increase in slope.
Una disminución de 0.2 hasta 0.5 pulg. (0.5-1.2 cm) para cada incremento del 1 por ciento en pendiente.
A decrease of 0.5-0.75 in. (0.2-1.8 cm) for each 10° increase in exposure sector. An exposure sector is the sector of a circle of 0.5-mi radius, centered at the snow course, within which there is no land higher than the points in the snow course.
Una disminución de 0.5 a 0.75 en (0.2 a 1.8 cm) por cada 10 y grado.; aumentar en Sector de la exposición . Un sector de la exposición es el sector de un círculo de 0.5-mi radio, centrado en el curso de la nieve, dentro del cual no hay tierra más alta que los puntos en el curso de la nieve.
An increase of 0.25-1.0 in. (0.6-2.5 cm) for each 10° deviation from southern aspect.
Un aumento de 0.25 a 1.0 en (0.6 a 2.5 cm) por cada 10 y grado.; desviación de aspecto del sur.
Spreen [9], using data from western Colorado, correlated average winter precipitation to large scale orographic features. He used elevation, slope, exposure, and orientation as independent variables and concluded that together they account for a high percentage of the precipitation variability in that area. Although general qualitative estimates can be deduced from these studies, values for individual basins or regions are likely to vary widely.
Spreen [9], el uso de los datos desde el oeste de Colorado, correlacionada promedio de precipitaciones de invierno a las características orográficas gran escala. Utilizó elevación, pendiente, exposición, y la orientación como variables independientes y concluyó que en conjunto representan un alto porcentaje de la variabilidad de las precipitaciones en la zona. Aunque las estimaciones cualitativas generales pueden deducirse de estos estudios, los valores para tienden a variar ampliamente cuencas o regiones individuales.
Snow Accumulation
La acumulación de nieve
Snow accumulation is a function of the following atmospheric and environmental conditions: (1) surface air temperature, (2) elevation, (3) slope and aspect of terrain, (4) wind, (5) energy and moisture transfer, and (6) vegetative cover.
La acumulación de nieve es una función de las siguientes condiciones atmosféricas y ambientales: (1) Temperatura de aire de la superficie, (2) elevación, (3) la pendiente y aspecto de terreno, (4) el viento, (5) la transferencia de energía y la humedad, y (6 ) cubierta vegetal.
Temperature. The temperature at the time of snowfall controls the dryness of snow and, therefore, its susceptibility to erosion by wind. On mountain slopes, an increase in snowcover is usually associated with a temperature decrease with an increase in elevation. Wet snow falls where temperatures are close to the melting point, usually in the proximity of large bodies of water. Conversely, dry snow is typical of the continental interiors, where colder temperatures prevail.
La temperatura. La temperatura en el momento de nevadas controla la sequedad de la nieve y, por lo tanto, su susceptibilidad a la erosión por el viento. En las laderas de las montañas, un aumento de la cubierta de nieve por lo general se asocia con una disminución de la temperatura con un aumento en la elevación. Nieve húmeda cae donde las temperaturas están cerca del punto de fusión, por lo general en la proximidad de grandes cuerpos de agua. Por el contrario, nieve seca es típico de los interiores continentales, donde las temperaturas más frías prevalecen.
Elevation. In mountainous regions, elevation is considered to be the most important factor affecting snowcover distribution. Often a linear relationship between snow accumulation and elevation can be found for specific sites and elevation ranges. Since snow accumulation is a function not only of elevation but also of slope, exposure, aspect, and so on, these linear relationships tend to reflect local conditions.
Elevación. En las regiones montañosas, la elevación se considera que es el factor que afecta a la distribución más importante cubierta de nieve. A menudo, una relación lineal entre la acumulación de nieve y la elevación se puede encontrar para los sitios específicos y rangos de elevación. Dado que la acumulación de nieve es una función no sólo de la elevación, sino también de la pendiente, la exposición, aspecto, y así sucesivamente, estas relaciones lineales tienden a reflejar las condiciones locales.
Slope. Orographic precipitation rate is largely a function of terrain slope. If the air is saturated, the rate at which precipitation is produced is proportional to the rate of ascent of the air mass. Rhea and Grant [8] analyzed Colorado winter precipitation data and concluded that the long-term average of orographic precipitation at a point was strongly correlated with the topographic slope computed over the first 20 km upwind of the point.
Cuesta abajo. Tasa de precipitación orográfica es en gran medida una función de la pendiente del terreno. Si el aire está saturado, la velocidad a la cual se produce la precipitación es proporcional a la velocidad de ascenso de la masa de aire. Rhea y Grant [8] analizaron los datos de Colorado precipitaciones de invierno y concluyeron que la media a largo plazo de la precipitación orográfica en un punto fue fuertemente correlacionada con la pendiente topográfica computarizada durante los primeros 20 km contra el viento del punto.
Aspect. The importance of aspect on snow accumulation is shown by the large differences between snowcover amounts found on windward and leeward slopes of coastal mountain ranges. The influence of aspect is related to the direction of snowfall- producing masses, the frequency of snowfall, and the energy exchange processes influencing snowmelt. However, the effect of aspect on snow accumulation tends to be much less than that of elevation [7].
Aspecto. La importancia de los aspectos de la acumulación de nieve se muestra por las grandes diferencias entre las cantidades cubierta de nieve que se encuentran en las laderas de barlovento y sotavento de las cordilleras costeras. La influencia de aspecto está relacionado con la dirección de snowfall- masas productoras, la frecuencia de nevadas, y los procesos de intercambio de energía que influyen en deshielo. Sin embargo, el efecto de aspecto en la acumulación de nieve tiende a ser mucho menor que la de elevación [7].
Wind. Wind is responsible for the movement of snow particles, changing their shape and physical properties and depositing them into drifts or banks of greater density than the parent material. A loose snow cover, with particles 1 to 2 mm in diameter is readily entrained by fairly light winds of about 10 km/ h [4] . The formation of a glaze by the freezing of surface melt may inhibit transport by wind; however, very strong winds may move even large sheets of glazed snow. Erosion prevails at locations where the wind accelerates (at the crest of a ridge), and deposition occurs where the wind decelerates (along the edges of forests and cities). The rate of snow transport by wind is greatest over flat, extensive open areas and least in areas exhibiting great resistance to flow (forests and cities).
eólico. El viento es responsable del movimiento de partículas de nieve, cambiando su forma y las propiedades físicas y depositarlos en derivas o bancos de mayor densidad que el material matriz. Una cubierta de nieve suelta, con partículas de 1 a 2 mm de diámetro se arrastradas fácilmente por vientos relativamente ligeros de unos 10 kmh [4]. La formación de un esmalte por la congelación de fusión en la superficie puede inhibir el transporte por el viento; Sin embargo, los vientos muy fuertes pueden mover incluso hojas grandes de nieve acristalada. Erosión prevalece en los lugares donde el viento acelera (en la cresta de una colina), y la deposición se produce cuando las desacelera viento (a lo largo de los bordes de los bosques y ciudades). La tasa de transporte de la nieve por el viento es mayor en extensas áreas planas, abiertas y menos en las zonas que presentan una gran resistencia a fluir (bosques y ciudades).
Energy and Moisture Transfer. During the winter months, energy and moisture transfers to and from the snowcover are responsible for changes in its state. Radiation fluxes are primarily responsible for changes in depth and density of the snowpack. The underlying surface, the physical properties of the snowcover, vegetation, buildings, roads, and other cultural features affect the net radiation flux reaching the snow, changing its erodibility, mass and state. The net radiation is a function of the snowcover's albedo, the ratio of reflected to incident shortwave radiation. Typical values of albedo for different snowcover surfaces vary from 0.8 for exposed surfaces to 0.12 under extensive coniferous forest cover.
Energía y humedad Transferencia. Durante los meses de invierno, las transferencias de energía y humedad hacia y desde la cubierta de nieve son responsables de los cambios en su estado. Flujos de radiación son los principales responsables de los cambios en la profundidad y densidad de la capa de nieve. La superficie subyacente, las propiedades físicas de la cubierta de nieve, la vegetación, edificios, carreteras y otras características culturales afectan el flujo neto de radiación que llegan a la nieve, cambiando su erosionabilidad, la masa y el Estado. La radiación neta es una función de albedo de la cubierta de nieve , la proporción de radiación de onda corta reflejada para incidente. Los valores típicos de albedo para diferentes superficies cubierta de nieve varían de 0,8 para superficies expuestas a 0.12 bajo extensa cubierta de bosques de coníferas.
Vegetative Cover. Vegetation influences the surface roughness and wind velocity, thereby affecting the erosional, transport, and depositional characteristics of the surface. When vegetation extends above the snowcover it affects the process of energy exchange and the amount of snow reaching the ground.
cubierta vegetal. La vegetación influye en la velocidad de rugosidad de la superficie y el viento, lo que afecta las erosivos, el transporte, y las características de deposición de la superficie. Cuando la vegetación se extiende por encima de la cubierta de nieve que afecta el proceso de intercambio de energía y la cantidad de nieve que llega al suelo.
A forest provides a large intercepting and radiating biomass above the snowcover surface. Studies have revealed that more snow is usually found on forest openings than within the forest stands. In addition to modifying wind velocity and providing additional interception, a forest acts to modify the energy exchange processes that affect the snowcover's erodibility, mass, and state.
Un bosque ofrece una gran interceptación y la biomasa de radiación por encima de la superficie cubierta de nieve. Los estudios han revelado que más nieve se encuentra generalmente en los claros del bosque que dentro de las masas forestales. Además de modificar la velocidad del viento y proporcionar interceptación adicional, un bosque actúa para modificar los procesos de intercambio de energía que afectan a la erosionabilidad, la masa y el estado de la cubierta de nieve.
Distribution of Snowcover
Distribución de la cubierta de nieve
The extent of snowcover is directly related to altitude, since temperatures near or below freezing affect both the frequency of snowfall and the probability of snowmelt. On a global basis, the duration of snowcover is longest near the poles and on high mountain ridges.
La extensión de la cubierta de nieve está directamente relacionada con la altitud, ya que las temperaturas cerca o por debajo de la congelación afectan tanto a la frecuencia de nevadas y la probabilidad de deshielo. A nivel global, la duración de la cubierta de nieve es más largo cerca de los polos y en las crestas de alta montaña.
Snowcover may form and disappear several times within a season. At high latitudes, a long period of winter snowcover is virtually assured (exceeding 180 d in continental areas north of 60°N). At lower latitudes, snowcover may form briefly before melting. Due to the ephemeral nature of early and late seasonal snowstorms, it is often difficult to determine the length of the seasonal snowcover period.
Cubierta de nieve puede formar y desaparecer varias veces en una temporada. A altas latitudes, un largo periodo de cubierta de nieve de invierno está prácticamente asegurado (superior a 180 d en zonas continentales del norte de 60°N). En latitudes más bajas, cubierta de nieve puede formar brevemente antes de la fusión. Debido a la naturaleza efímera de tormentas de nieve de temporada temprana y tardía, a menudo es difícil determinar la duración del período de la cubierta de nieve estacional.
Grasslands. Snowcover usually forms on the colder, continental grasslands of the Northern Hemisphere starting in November. In the southern Great Plains of North America, the snowcover becomes permanent in December or January. The characteristics of permanent snow cover are largely a function of air temperature. Seasonal snowcover periods vary from 120 to 160 d in the northern grasslands and 30 to 60 d in Oklahoma, to only a few days in Texas. The mean annual accumulated snowcover depth in grasslands is in the range of 20 to 50 cm, with a density of approximately 20 percent (200 kg/m3) [4].
Praderas. Cubierta de nieve por lo general se forma en las praderas, continentales frías del hemisferio norte a partir de noviembre. En el sur de las Grandes Planicies de América del Norte, la cubierta de nieve se convierte en permanente en diciembre o enero. Las características de la capa de nieve permanente son en gran medida una función de la temperatura del aire. Períodos cubierta de nieve por temporada varían 120-160 d en las praderas del norte y del 30 al 60 d en Oklahoma, a sólo unos días en Texas. La profundidad de la cubierta de nieve medio anual acumulado en pastizales está en el intervalo de 20 a 50 cm, con una densidad de aproximadamente 20 por ciento (200 kg/m3) [4].
Mixed Forests. In the mixed forests of the Northern Hemisphere, snowcover usually forms in late November or December and recedes in two directions: from the south during February and from the north in late March or early April. Predictions of length of snowcover are unreliable because the cover does not remain on the ground for long periods. The average snowcover density is 20 percent, increasing progressively over the winter to 30 percent by late March.
Bosques mixtos. En los bosques mixtos del hemisferio norte, cubierta de nieve por lo general se forma a finales de noviembre o diciembre y retrocede en dos direcciones: desde el sur durante febrero y desde el norte a finales de marzo o principios de abril. Las predicciones de la duración de la cubierta de nieve no son confiables ya que la cubierta no permanece en el suelo durante largos períodos. La densidad media de la cubierta de nieve es de 20 por ciento, aumentando progresivamente durante el invierno y el 30 por ciento a finales de marzo.
Mountain Areas. Snow exists on most high mountain ridges every month of the year at elevations that vary with altitude and climate. The snowcover on rugged mountain terrain is highly variable due to its exposure to slides and wind action. Tundra conditions (i.e., those typical of forest-free arctic and subarctic regions) prevail at the higher elevations, with the snowcover undergoing severe erosion and wind packing resulting in the formation of slabs.
Áreas de Montaña. Existe Nieve en la mayoría de las cordilleras de alta montaña todos los meses del año en altitudes que varían con la altitud y el clima. La cubierta de nieve en el terreno accidentado de la montaña es muy variable debido a su exposición a los toboganes y la acción del viento. Condiciones de tundra (es decir, los que son típicos de las regiones árticas y subárticas forestales gratis) prevalecen en las elevaciones más altas, con la cubierta de nieve de someterse a la erosión y el viento fuerte de embalaje que resulta en la formación de placas.
12.2 EL DESHIELO
|
|
Snowmelt is the product of several heat transfer processes acting on the snowpack. Moreover, the quantity of snowmelt is a function of the condition of the snowpack itself. Therefore, snowmelt determinations are quite complex, and certain simplifying assumptions are necessary for practical applications.
Deshielo es el producto de varios procesos de transferencia de calor que actúan sobre la capa de nieve. Por otra parte, la cantidad de deshielo es una función de la condición de la propia capa de nieve. Por lo tanto, las determinaciones de deshielo son bastante complejos, y ciertas suposiciones de simplificación son necesarias para aplicaciones prácticas.
The heat-transfer processes acting on the snowpack vary with time and location. Solar radiation, for example, is relatively important in the central plains of the United States but not in the Pacific Northwest. Solar radiation is also more important during the spring than during the winter, while its role diminishes with an increase in latitude. No single method for computing snowmelt is applicable for all regions and seasons. A thorough understanding of the snowmelt process is necessary to select the best method for a given location and time of the year.
Los procesos de transferencia de calor que actúan sobre la capa de nieve varían con el tiempo y la ubicación. La radiación solar, por ejemplo, es relativamente importante en las planicies centrales de Estados Unidos, pero no en el noroeste del Pacífico. La radiación solar también es más importante durante la primavera que durante el invierno, mientras que su papel disminuye con un aumento de la latitud. Ningún método sencillo para calcular el deshielo es aplicable para todas las regiones y estaciones. Una comprensión profunda del proceso de deshielo es necesario seleccionar el mejor método para un lugar y momento determinado del año.
Snowpack Energy Balance
Capa de nieve Balance Energético
The principal sources of heat energy involved in the melting of the snowpack are the following [12]:
Las principales fuentes de energía calorífica que participan en la fusión de la capa de nieve son las siguientes [12]:
- Net shortwave (i.e., solar) radiation, Hs,
Onda corta neta (es decir, la energía solar) de radiación, Hs,
- Net long-wave (i.e., terrestrial) radiation, Hl,
De onda larga neta (es decir, terrestre) de radiación, Hl,
- Convective heat transfer from atmosphere to snowpack, Hc,
La transferencia de calor por convección de la atmósfera de la capa de nieve, Hc,
- Heat transfer caused by condensation of water vapor onto snowpack, He,
La transferencia de calor causada por la condensación del vapor de agua en la capa de nieve, He,
- Heat transfer from rainwater to snowpack, Hp, and
La transferencia de calor del agua de lluvia para la capa de nieve, Hp, y
- Heat conduction from underlying ground to snowpack, Hg.
La conducción de calor desde el suelo subyacente a la capa de nieve, Hg.
Each of these items is a function of several factors. For instance, net shortwave radiation is the difference between incident and reflected solar radiation. Net longwave radiation loss is the difference between the radiation emitted by the snowpack and the portion of it reflected back by the atmosphere.
Cada uno de estos elementos es una función de varios factores. Por ejemplo, radiación de onda corta neto es la diferencia entre incidente y la radiación solar reflejada. La radiación neta de onda larga la pérdida es la diferencia entre la radiación emitida por la capa de nieve y la parte de la misma reflejada por la atmósfera.
Radiation melt is the snowmelt due to the combined effect of shortwave and long-wave radiation, i.e., all-wave radiation. Convective melt is the snowmelt caused by convective heat transfer from atmosphere to snowpack. Condensation melt is the snowmelt caused by condensation of water vapor onto snowpack. Rain melt is the snowmelt caused by heat transfer from rainwater to snowpack. Ground melt is the snowmelt caused by heat conduction from the ground to snowpack.
La radiación derretir es el deshielo debido al efecto combinado de la onda corta y la radiación de onda larga, es decir, la radiación toda la onda. convectiva fusión es el deshielo provocado por la transferencia de calor por convección de la atmósfera de la capa de nieve. La condensación fusión es el deshielo provocado por la condensación del vapor de agua en la capa de nieve. La lluvia fusión es el deshielo provocado por la transferencia de calor del agua de lluvia para la capa de nieve. Suelo derretir es el deshielo provocado por la conducción de calor desde el suelo hasta la capa de nieve.
Snowmelt Heat Equivalent. Snowmelt heat equivalent is the total amount of heat energy involved in snowmelt. It is calculated as follows:
Equivalente Snowmelt Heat. Calor equivalente Snowmelt es la cantidad total de energía de calor involucrado en deshielo. Se calcula como sigue:
| Hm = Hs + Hl + Hc + He + Hp + Hq | (12-1) |
in which Hm = snowmelt heat equivalent. In Eq. 12-1, Hs is positive, Hl is usually negative in the open (i.e., long-wave radiation loss), Hc is usually positive, He may be either positive or negative, and Hp and Hg are almost always positive.
en el que H m = deshielo de calor equivalente. En la Ec. 12-1, Hs es positivo, Hl es generalmente negativa en el abierto (es decir, a largo La radiación de ondas pérdida), Hc es generalmente positiva, He puede ser positivo o negativo, y Hp y Hg son casi siempre positivos.
Thermal Quality of the Snowpack. The amount of snowmelt produced by a given amount of heat energy is a function of the thermal quality of the snowpack. Thermal quality is the ratio of the heat necessary to produce a given amount of water from the snowpack to the heat necessary to produce the same amount of water from pure ice, expressed as a percentage.
At temperatures below freezing the thermal quality of snow is greater than 100 percent. Conversely, the thermal quality of snow containing free water is less than 100 percent. A ripe snowpack is one that is at 0°C temperature and holds water only by adsorption and capillarity. The thermal quality of a ripe snowpack is approximately 97 percent [10].
Calidad térmica de la capa de nieve. La cantidad de deshielo producido por una determinada cantidad de energía térmica es una función de la calidad térmica de la capa de nieve. Calidad térmica es la relación entre el calor necesario para producir una cantidad dada de agua de la capa de nieve para el calor necesario para producir la misma cantidad de agua de hielo puro, expresado como un porcentaje.
A temperaturas inferiores a la congelación de la nieve de calidad térmica es mayor que 100 por ciento. Por el contrario, la calidad térmica de nieve que contiene agua libre es menor que 100 por ciento. Un capa de nieve madura es uno que está en 0 y deg; C de temperatura y mantiene el agua sólo por adsorción y capilaridad. La calidad térmica de una capa de nieve madura es de aproximadamente 97 por ciento [10].
Rate of Snowmelt. For a snowpack with a thermal quality of 100 percent, the latent heat of fusion is 80 cal/g. At 0°C, the density of water is approximately equal to 1 g/cm3. Therefore, for a snowpack of a thermal quality of 100 percent, the heat required to produce 1 cm of melt is 80 cal/cm2, or 80 langleys. In general, for a snowpack with a thermal quality of B%, the heat required to produce 1 cm of melt is: 80(B/100) ly = (B/1.25) ly. Therefore, the snowmelt rate can be calculated as follows:
Tasa de deshielo. Para una capa de nieve con una calidad térmica de 100 por ciento, el calor latente de fusión es 80 cal/g. Al 0°C, la densidad del agua es aproximadamente igual a 1 g/cm 3. Por lo tanto, para una capa de nieve de una calidad térmica de 100 por ciento, el calor necesario para producir 1 cm de fusión es de 80 cal/cm2, o 80 langleys. En general, para una capa de nieve con una calidad térmica de B%, el calor necesario para producir 1 cm de masa fundida es: 80(B/100) Ly = (B/1.25) ly. Por lo tanto, la tasa de deshielo se puede calcular como sigue:
|
1.25 Hm M = __________ B | (12-2) |
in which M = snowmelt rate in centimeters per day, Hm = snowmelt heat equivalent in langleys per day (ly/d), and B = thermal quality of the snowpack in percent. Similarly, the snowmelt rate associated with each of the heat energies of Eq. 12-1 can be calculated. For instance, Ms = 1.25(Hs/B), in which Hs is the net shortwave radiation and Ms is the snowmelt rate due to shortwave radiation.
en el que M = tasa de deshielo en centímetros por día, Hm = deshielo equivalente calor en langleys por día (ly/d), y B = calidad térmica de la capa de nieve en porcentaje. Del mismo modo, la tasa de deshielo asociado con cada una de las energías de calor de la ecuación. 12-1 se puede calcular. Por ejemplo, Hs = 1.25(Hs/B), en el que Hs es la radiación de onda corta neta y Hs es la tasa de deshielo debido a la radiación de onda corta.
Solar Radiation
Only an infinitesimally small portion of all the radiant energy emitted by the sun reaches the earth, yet this small portion is the ultimate source of all the Earth's energy. The amount of solar energy intercepted by the Earth varies with the solar output and with the seasons. These variations, however, are quite small.
Sólo un infinitesimalmente pequeña parte de toda la energía radiante emitida por el sol llega a la tierra, sin embargo, esta pequeña parte es la fuente última de toda la energía de la Tierra. La cantidad de energía solar interceptada por la Tierra varía con la salida solar y con las estaciones. Estas variaciones, sin embargo, son bastante pequeñas.
The solar constant is the intensity of solar radiation received on a unit area of a plane normal to the incident radiation at the outer limit of the earth's atmosphere, with the earth at its mean distance from the sun. The value of the solar constant is generally taken to be 1.94 ly/min, although variations in the range of 1.90-2.00 ly/min have been reported [10].
El constante solar es la intensidad de la radiación solar recibida en una unidad de superficie de un plano normal a la radiación incidente en el límite exterior de la atmósfera de la tierra, con la tierra en su distancia media del sol. El valor de la constante solar se toma generalmente para ser 1.94 ly/min, aunque las variaciones en el rango de 1.90 a 2.00 ly/min se ha informado [10].
The amount of solar radiation incident on a horizontal surface is referred to as insolation. Daily insolation amounts received at the outer limit of the earth's atmosphere can be calculated from the solar constant for any given latitude and time of the year, as shown in Fig. 12-1. These insolation amounts are subject to reflection, scattering, and absorption by the atmosphere. In the absence of clouds, and barring unusual atmospheric conditions, the amounts reflected, scattered or absorbed are quite constant and relatively small. Variations in these amounts are caused primarily by variations in the content of water vapor and dust in the atmosphere.
La cantidad de radiación solar incidente sobre una superficie horizontal se conoce como insolación . Cantidades de insolación diarias recibidas en el límite exterior de la atmósfera terrestre se pueden calcular a partir de la constante solar para cualquier latitud y hora determinada del año, como se muestra en la Fig. 12-1. Estas cantidades de insolación están sujetos a la reflexión, la dispersión y la absorción por la atmósfera. En ausencia de nubes y de restricción de las condiciones atmosféricas inusuales, las cantidades reflejadas, dispersado o absorbido es bastante constante y relativamente pequeño. Las variaciones en estas cantidades son causados principalmente por las variaciones en el contenido de vapor de agua y el polvo en la atmósfera.
Figure 12-1 Insolation at the outer limit of the earth's atmosphere as a function of latitude |
The amount of insolation reaching the earth's surface is a function of the atmospheric transmission coefficient:
La cantidad de radiación solar que alcanza la superficie de la tierra es una función del coeficiente de transmisión atmosférica:
|
Ic Ca = _____ Io | (12-3) |
in which Ca = atmospheric transmission coefficient; Ic = insolation reaching the earth's surface under clear sky; and Io = insolation reaching the outer limit of the earth's atmosphere.
en el que C a = coeficiente de transmisión atmosférica; I c = insolación llega a la superficie de la tierra bajo el cielo claro; y I o = insolación alcanzar el límite exterior de la atmósfera terrestre.
Atmospheric transmission coefficients include direct solar radiation and diffuse sky radiation, i.e., the scattered radiation that manages to reach the earth's surface. Therefore, an increase in diffuse sky radiation causes an increase in atmospheric transmission coefficients. The albedo of the earth's surface has a direct bearing on diffuse sky radiation. Other things being equal, the greater the albedo, the greater the diffuse sky radiation. The relatively high albedo of snow surfaces results in increased diffuse sky radiation. During the winter, the higher albedos associated with new-fallen snow (A = 0.8) cause a substantial increase in diffuse sky radiation. During the summer, the increase is attenuated by the lower albedos of the older snow (A = 0.4).
Coeficientes de transmisión atmosférica incluyen la radiación solar directa y la radiación difusa del cielo, es decir, la radiación dispersa que llega la superficie de la tierra. Por lo tanto, un aumento de la radiación difusa del cielo causa un aumento en los coeficientes de transmisión atmosféricas. El albedo de la superficie de la tierra tiene una relación directa con la radiación difusa del cielo. En igualdad de condiciones, mayor será el albedo, mayor es la radiación difusa del cielo. El relativamente alto albedo de superficies de nieve se traduce en aumento de la radiación difusa del cielo. Durante el invierno, los albedos altos asociados con la nieve recién caída (A = 0.8) causo un aumento sustancial de la radiación difusa del cielo. Durante el verano, el aumento es atenuada por los albedos más bajos de la nieve más antigua (A = 0.4).
Effect of Clouds. By far the largest variations in the portion of solar radiation transmitted by the atmosphere are caused by clouds. The transmitted radiation varies with type, height, density, and cloud cover. The cloud cover coefficient is defined as follows:
Efecto de las nubes. Con mucho, las variaciones más grandes en la parte de la radiación solar transmitida por la atmósfera son causados por las nubes. La radiación transmitida varía según el tipo, altura, densidad y cobertura de nubes. El coeficiente de la cubierta de nubes se define como sigue:
|
I Cc = _____ Ic | (12-4) |
in which Cc = cloud cover coefficient; I = insolation reaching the earth's surface under cloud cover; and Ic = insolation reaching the earth's surface under clear sky. The cloud cover coefficient can be related to cloud height and amount of cloud cover as follows [5]:
en el que Cc = Coeficiente de portada nube; I = insolación alcanza la superficie de la tierra bajo la cobertura de nubes; y Ic = insolación llega a la superficie de la tierra bajo el cielo claro. El coeficiente de cobertura de nubes puede estar relacionado con la nube altura y cantidad de la cobertura de nubes de la siguiente [5]:
| Cc = 1 - [ 0.82 - (0.024) Z ] N | (12-5) |
in which Z = cloud height in thousands of feet; and N = amount of cloud cover, the ratio of area of cloud cover to area of sky.
en el que Z = altura de las nubes en miles de pies; y N = cantidad de la cobertura de nubes, la relación del área de cobertura de nubes al área del cielo.
The effect of the reflectivity of the earth's surface on the amount of diffuse sky radiation is more pronounced for a cloudy sky than for a clear sky. Not only is the ratio of diffuse sky radiation to direct solar radiation increased by the presence of clouds, but also the diffuse sky radiation reflected by the snow surface is strongly rereflected by the clouds. Thus, for a given cloud height and amount of cloud cover, the cloud cover coefficient of snow-covered areas is greater than that of snow-free areas.
El efecto de la reflectividad de la superficie terrestre de la cantidad de radiación difusa del cielo es más pronunciada para un cielo nublado que para un cielo despejado. No sólo es la relación entre la radiación difusa del cielo para dirigir la radiación solar incrementada por la presencia de nubes, sino también la radiación difusa del cielo reflejada por la superficie de la nieve está fuertemente rereflected por las nubes. Así, para una altura de las nubes dado y la cantidad de la cobertura de nubes, el coeficiente de cobertura de nubes de las áreas cubiertas de nieve es mayor que la de zonas libres de nieve.
Effect of Slope. In the Northern Hemisphere, the radiation incident on south-facing slopes exceeds that incident on north-facing slopes. During the spring the slope effect is slight, but during the winter it is more pronounced. At any given instant, the radiation on a sloping surface (relative to the radiation on a horizontal surface) may be determined from the geometry of the individual situation (the slope and its aspect, and the solar altitude and azimuth) [10].
Efecto de la pendiente. En el hemisferio norte, la radiación incidente en las laderas orientadas al sur excede ese incidente en laderas orientadas al norte. Durante la primavera el efecto pendiente es ligera, pero durante el invierno es más pronunciada. En cualquier instante dado, la radiación sobre una superficie inclinada (con relación a la radiación sobre una superficie horizontal) puede determinarse a partir de la geometría de la situación individual (la pendiente y su aspecto, y la altitud y el acimut solar) [10].
Effect of Forest Cover. The effect of forest cover on the amount of insolation reaching the ground is a function of density, type, and condition of the forest. To evaluate the effect of forest cover, a forest transmission coefficient is defined as follows:
Efecto de la Cobertura Forestal. El efecto de la cubierta forestal de la cantidad de radiación solar que llega al suelo es una función de la densidad, el tipo y condición del bosque. Para evaluar el efecto de la cobertura forestal, un coeficiente de transmisión de bosque se define como sigue
|
If Cf = _____ Ic | (12-6) |
in which Cf = forest transmission coefficient; If = insolation reaching the earth's surface under forest cover; and Ic = insolation reaching the earth's surface under clear sky.
en el que Cf = bosque coeficiente de transmisión; If = insolación alcanza la superficie de la tierra bajo la cubierta forestal; y Ic = insolación llega a la superficie de la tierra bajo el cielo claro.
For deciduous forests, the insolation amount is affected by the large seasonal variability in forest transmission coefficients. However, for coniferous forests, the variability is quite small throughout the year, and therefore average values are appropriate. For coniferous forests, transmission coefficients are inversely related to the density of forest canopy, i.e. the ratio of area covered by forest canopy to total area.
Para bosques caducifolios, la cantidad de insolación se ve afectada por la gran variabilidad estacional en coeficientes de transmisión forestales. Sin embargo, para los bosques de coníferas, la variabilidad es muy pequeña a lo largo del año, y por lo tanto, los valores promedio son las adecuadas. Para los bosques de coníferas, coeficientes de transmisión son inversamente proporcionales a la densidad del dosel del bosque, es decir, la proporción de área cubierta por dosel del bosque a la superficie total.
Measurement of Insolation. Insolation is measured with a pyranometer, an instrument consisting of a vacuum bulb, in the center of which is a disk having a white center and concentric black and white bands. An electromagnetic force is produced, which is proportional to the temperature difference between the rings and hence to the radiation incident upon them. The electromagnetic force is recorded with a potentiometer calibrated to measure radiation intensity. In the United States, insolation is measured in selected first-order stations operated by the National Weather Service. Insolation data may be available through the National Climatic Data Center, Asheville, North Carolina.
La medición de Insolación. La insolación se mide con un piranómetro , un instrumento que consiste en una bombilla de vacío, en cuyo centro está un disco que tiene un centro blanco y bandas blancas y negras concéntricos. Una fuerza electromagnética que se produce, que es proporcional a la diferencia de temperatura entre los anillos y por lo tanto a la radiación incidente sobre ellos. La fuerza electromagnética se graba con un potenciómetro calibrado para medir la intensidad de la radiación. En los Estados Unidos, la insolación se mide en estaciones de primer orden seleccionadas operados por el Servicio Meteorológico Nacional. Insolación datos pueden estar disponibles a través del Centro Nacional de Datos Climáticos, Asheville, Carolina del Norte.
Albedo of a Snowpack. The albedo of a snowpack may vary widely, ranging from 0.4 for a ripe, granular snowpack, to 0.8 or more for new-fallen snow. The albedo is primarily a function of the condition of the surface layers of the snowpack. It is measured by means of two pyranometers, one measuring the insolation received and the other measuring the shortwave radiation reflected by the snowpack.
El albedo de un Snowpack . El albedo de un manto de nieve puede variar ampliamente, que van desde 0.4 para una capa de nieve granular madura, a 0.8 o más para la nieve recién caída. El albedo es principalmente una función de la condición de las capas superficiales de la capa de nieve. Se mide por medio de dos piranómetros, uno que miden la insolación recibida y el otro que miden la radiación de onda corta reflejada por la capa de nieve.
The variation of albedo with temperature index (summation of daily maximum temperatures since last snowfall) is shown in Fig. 12-2. Also, there is a tendency for a decrease in albedo from the accumulation season (new snow) to the melt season (older snow). Figure 12-3 shows the seasonal reduction in albedo.
La variación del albedo con índice de temperatura (suma de las temperaturas máximas diarias desde última nevada) se muestra en la Fig. 12-2. Además, hay una tendencia a una disminución de albedo de la temporada de acumulación (nieve) para la temporada de fusión (nieve mayores). La figura 12-3 muestra la reducción estacional en el albedo.
Figure 12-2 Variation of albedo with temperature index [10]. |
Figure 12-3 Seasonal reduction in albedo from accumulation to melt seasons [10]. |
Shortwave Radiation Melt. Following Eq. 12-2, the shortwave radiation melt is calculated as
|
1.25 Hs Ms = __________ B | (12-7) |
in which Ms = shortwave radiation melt rate in centimeters per day; Hs = net shortwave radiation in langleys per day; and B = thermal quality of the snowpack in percent. The net shortwave radiation is equal to:
en el que Hs = radiación de onda corta derretir en centímetros por día; Hs = radiación de onda corta neta en langleys por día; y B = calidad térmica de la capa de nieve en porcentaje. La radiación de onda corta neta es igual a:
| Hs = I (1 - A) | (12-8) |
in which I = insolation reaching the earth's surface, in langleys per day, after appropriate correction for cloud cover, slope, and forest cover; and A = albedo.
en el que I = insolación llega a la superficie de la Tierra, en langleys por día, después de la corrección apropiada para la cobertura de nubes, la pendiente y la cubierta forestal; y A = albedo.
Snowmelt Computations
Deshielo Cálculos
Snowmelt computations are accomplished by disaggregating the snowmelt process into the following melt components: (1) all-wave radiation melt, (2) convection melt, (3) condensation melt, (4) rain melt, and (5) ground melt.
Cálculos de deshielo se llevan a cabo mediante la desagregación del proceso de deshielo en los siguientes componentes de fusión: (1) la radiación de onda todo derrita, (2) fusión de convección, (3) fusión de condensación, (4) la lluvia fusión, y (5) fusión suelo.
All-wave Radiation Melt. The effects of shortwave and long-wave radiation are usually combined into an all-wave radiation melt. During clear weather, the important variables in radiation melt are: (1) insolation, (2) albedo, and (3) air temperature. The humidity of the air also affects the radiation melt; however, its effect is relatively minor compared to the other three variables. Figure 12-4 illustrates the daily radiation melt (inches per day) for the central Sierra of California as a function of albedo and air temperature, for (a) spring conditions, with insolation of 800 Iy/ d, and (b) winter conditions, with insolation of 400 ly/ d. In Fig. 12-4(b), negative melts are shown as dashed lines.
Todo onda Radiación Melt. Los efectos de onda corta y radiación de onda larga se suelen combinar en una radiación de fusión en toda la ola. Durante buen tiempo, las variables importantes en la fusión de radiación son: (1) la insolación, (2) el albedo, y (3) la temperatura del aire. La humedad del aire también afecta a la radiación de masa fundida; Sin embargo, su efecto es relativamente menor en comparación con las otras tres variables. La figura 12-4 ilustra la radiación diaria derrita (pulgadas por día) para la Sierra central de California en función del albedo y la temperatura del aire, para (a) las condiciones de la primavera, con la insolación de 800 Iy/d, y (b) las condiciones de invierno , con la insolación de 400 ly/d. En la Fig. 12.4 (b), derrite negativos se muestran como líneas discontinuas.
Figure 12-4 Variation of radiation melt with albedo and air temperature: (a) spring; (b) winter [10]. |
Figure 12-5 illustrates the effect of clouds on daily radiation melt during: (a) spring (May 20), and (b) winter (February 15). It should be noted that the effect of cloud height and cloud cover on radiation melt is less during the winter than during the spring. Also, notice the trend of the function representing radiation melt versus cloud cover varying from winter to spring. During the spring, they are inversely related, whereas during the winter they are directly related. The winter reversal is largely due to the increased role of long-wave radiation during this time of the year.
Figura 12-5 ilustra el efecto de las nubes en la radiación diaria derrite durante: (a) la primavera (mayo 20), y (b) de invierno (15 de febrero). Cabe señalar que el efecto de altura de las nubes y la nubosidad en masa fundida de radiación es menor durante el invierno que durante la primavera. También, observe la tendencia de la función que representa la radiación derretir contra la nubosidad variable del invierno a la primavera. Durante la primavera, están inversamente relacionados, mientras que durante el invierno están directamente relacionados. La reversión de invierno se debe principalmente al aumento del papel de la radiación de onda larga durante esta época del año.
Figure 12-5 Variation of radiation melt with cloud height and cloud cover: (a) spring; (b) winter [10]. |
The forest canopy exerts a large influence on the combined radiation exchange between the snowpack and its environment. However, its effect differs from that of clouds, particularly with respect to shortwave radiation. While both clouds and trees restrict the transmission of insolation, clouds are highly reflective, whereas the forest canopy absorbs most of the insolation. This causes the forest canopy to warm up, releasing to the snowpack a portion of the incident shortwave radiation energy. Figure 12-6 illustrates the effect of forest canopy cover on daily radiation melt during (a) spring and (b) winter. The relations shown in this figure represent typical seasonal radiation snowmelt conditions in the middle latitudes under a coniferous forest cover. During the spring the maximum radiation melt occurs in the open (for zero percent canopy cover), while in the winter the maximum radiation melt occurs with 100 percent canopy cover.
El dosel del bosque ejerce una gran influencia en el intercambio de radiación combinada entre la capa de nieve y su entorno. Sin embargo, su efecto difiere de la de las nubes, particularmente con respecto a la radiación de onda corta. Si bien ambas nubes y los árboles restringen la transmisión de la insolación, las nubes son altamente reflectante, mientras que el dosel del bosque absorbe la mayor parte de la insolación. Esto hace que el dosel del bosque para entrar en calor, liberando a la capa de nieve una parte de la energía incidente radiación de onda corta. Figura 12-6 ilustra el efecto de la cobertura del dosel forestal en la radiación diaria derrite durante (a) la primavera y (b) el invierno. Las relaciones que se muestran en esta figura representan típicas condiciones de deshielo radiación estacionales en las latitudes medias bajo una cubierta de bosques de coníferas. Durante la primavera se produce la fusión de radiación máxima en el (cubierta para el cero por ciento de dosel) abierta, mientras que en el invierno se produce la fusión de radiación máxima con cubierta de copas 100 por ciento.
Figure 12-6 Variation of radiation melt with forest canopy cover: (a) spring; (b) winter [10]. |
Convection Melt. Unlike radiative heat transfer, convective heat transfer from atmosphere to snowpack cannot be measured directly. An empirical expression for convection melt rate is
La convección Melt . A diferencia de la transferencia de calor por radiación, la transferencia de calor por convección de la atmósfera de la capa de nieve no se puede medir directamente. Una expresión empírica para la tasa de convección fusión es
| Mc = kc vb (Ta - Ts) | (12-9) |
in which Mc = convection melt rate, Ta = mean air temperature, Ts = snow surface temperature, vb = wind speed, and kc = convective melt coefficient. With temperatures in degrees Celsius, wind speed at 15 m above ground level in kilometers per hour, and Mc in centimeters per day, the value of kc is equal to 0.01137 [1].
en la que Mc = tasa de fusión de convección, Ta = temperatura media del aire, Ts = temperatura de la nieve de la superficie, la velocidad vb = viento, y kc = coeficiente convectivo derrita. Con temperaturas en grados Celsius, la velocidad del viento a 15 m sobre el nivel del suelo en kilómetros por hora, y Mc en centímetros por día, el valor de kc es igual a 0.01137 [1].
Condensation Melt. The rate of condensation of water vapor onto the snow or ice surface may be important, particularly under conditions of rapid melt. At 0°C, the latent heat of vaporization (or condensation) is 597.3 cal/g. Compared with the latent heat of fusion (80 cal/g), this means that the volume of water available for runoff is approximately 7.5 times the volume of water actually condensed.
Condensación Melt. La velocidad de condensación de vapor de agua sobre la nieve o el hielo de superficie puede ser importante, particularmente bajo condiciones de rápida fusión. A 0°C, el calor latente de vaporización (o condensación) es 597.3 cal/g. En comparación con el calor latente de fusión (80 cal / g), esto significa que el volumen de agua disponible para el escurrimiento es de aproximadamente 7.5 veces el volumen de agua condensada en realidad.
The amount of condensate can be related to vapor pressure and wind speed in the following way:
La cantidad de condensado puede estar relacionado con la presión de vapor y la velocidad del viento de la siguiente manera:
| qe = ke vb (ea - es ) | (12-10) |
in which qe = amount of condensate, ea = vapor pressure of the air, es = vapor pressure of the snow surface, vb = wind speed, and ke = a coefficient.
en el que qe = cantidad de condensado,ea = presión de vapor del aire, es = presión de vapor de la superficie de la nieve, la velocidad vb = viento, y ke = un coeficiente.
For every unit of water vapor condensed, the additional heat of vaporization released is capable of melting 7.5 times this amount of snow. Therefore, the condensation melt equation becomes:
Por cada unidad de vapor de agua condensa, el calor de vaporización adicional liberado es capaz de fundir 7.5 veces esta cantidad de nieve. Por lo tanto, la ecuación de condensación en estado fundido se convierte en:
| Me = 8.5 ke vb (ea - es) | (12-11) |
in which Me = condensation melt, which includes melt plus condensate.
en el que Me = fusión de condensación, que incluye fusión, más condensado.
Rain Melt. When rain falls on a snowpack, a certain amount of heat is transferred to the snow. For snowpacks at 0°C, this heat transfer produces snowmelt, whereas for colder snowpacks it causes a rise in snow temperature. The amount of heat released is directly proportional to the quantity of rainwater and to its temperature excess above that of the snowpack. Considering a melting snowpack, 1 cal of heat is available for every gram of rainwater and for every degree in excess of 0°C. This leads to
La lluvia Melt. Cuando la lluvia cae sobre una capa de nieve, una cierta cantidad de calor se transfiere a la nieve. Por acumulación de nieve en 0 & deg; C, esta transferencia de calor produce el deshielo, mientras que para acumulación de nieve más frías que causa un aumento de la temperatura de la nieve.La cantidad de calor liberado es directamente proporcional a la cantidad de agua de lluvia y de su exceso de temperatura por encima de la de la capa de nieve. Considerando una capa de nieve de fusión, 1 cal de calor está disponible para cada gramo de agua de lluvia y por cada grado por encima de 0°C. Esto lleva a
| Hp = ( Tr - Ts ) Pr | (12-12) |
in which Hp = heat released by rainwater in langleys, Tr = rainwater temperature in degrees Celsius, Ts = snowpack temperature in degrees Celsius, and Pr = rainwater depth in centimeters. Therefore. following Eq. 12-7. the rain melt is:
en el que Hp = calor liberado por el agua de lluvia en langleys, Tr = temperatura del agua de lluvia en grados Celsius, Ts = Temperatura capa de nieve en grados Celsius, y Pr = profundidad del agua de lluvia en centímetros. Por Consiguiente. siguiente ecuación. 12-7. la masa fundida lluvia es:
|
1.25 ( Tr - Ts )Pr Mp = _________________ B | (12-13) |
in which Mp = rain melt in centimeters, and B = thermal quality of the snowpack in percent. To illustrate, 1 cm of water at 5°C produces 0.0625 cm of rain melt on a snowpack of 100 percent thermal quality (Ts = 0°C).
en el que Mp = lluvia derretirá en centímetros, y B = calidad térmica de la capa de nieve en porcentaje. Para ilustrar, de 1 cm de agua a 5°C produce 0.0625 cm de lluvia derretir en una capa de nieve de calidad térmica 100 por ciento (Ts = 0°C).
Ground Melt. The conduction of heat from the underlying ground becomes important in snowmelt computations when the melt season as a whole is considered. This source of heat can cause melting during the winter and early spring when melt at the snow surface may be nonexistent. Ground melt is capable of priming the underlying soil prior to the melt season and may also help to ripen the snowpack, readying it for melt.
Derrita la tierra. La conducción de calor desde el suelo subyacente se vuelve importante en los cálculos de deshielo, cuando se considera la temporada de fusión en su conjunto. Esta fuente de calor puede provocar la fusión durante el invierno y principios de primavera, cuando se funden en la superficie de la nieve puede ser inexistente. Planta fusión es capaz de cebar el suelo subyacente antes de la temporada de deshielo y también puede ayudar a madurar la capa de nieve, preparándose para fusión.
Measurements in the central Sierra of California indicate that ground melt rates vary throughout the melt season, with a tendency to increase as the season progresses [10]. The total ground melt during the month of January was measured as 0.28 cm; during May, 2.44 cm. The seasonal ground melt (for a total of 160 d) was measured at 8.28 cm, which translates into an average ground melt rate of 0.05 cm/d. These results, while not universally applicable, are generally indicative of the magnitude and seasonal variation of ground melt.
Mediciones en la sierra central de California indican que las tasas de fusión en tierra varían a lo largo de la temporada de deshielo, con tendencia a aumentar a medida que avanza la temporada [10]. La fusión total del suelo durante el mes de enero se midió como 0.28 cm; durante mayo, 2.44 cm. La masa fundida suelo estacional (para un total de 160 d) se midió a 8.28 cm, que se traduce en una tasa de fusión suelo promedio de 0,05 cm/d. Estos resultados, aunque no es de aplicación universal, son generalmente indicativo de la magnitud y la variación estacional de la fusión suelo.
Total Melt. The various melt components-radiation, convection, condensation, rain and ground melts-can be summed up to obtain the variation of total melt with time of the year, as shown in Fig. 12-7 for the California data included in Snow Hydrology. The following conclusions can be drawn from Fig. 12-7:
fusión total de. La distintos de fusión componentes radiación, convección, la condensación, la lluvia y la tierra se derrite-se pueden resumir para obtener la variación de la fusión total de la época del año, como se muestra en la Fig. 12-7 para los datos de California incluidos en Snow Hidrología. Las siguientes conclusiones se pueden extraer de la figura. 12-7:
- The radiation melt (Mr) is negative during the winter and increasingly positive during the spring.
La radiación se derrita (Mr) es negativo durante el invierno y cada vez más positiva durante la primavera.
- The sum of convection and condensation melts (Mce) is very close to zero during the winter and increasingly positive during the spring.
La suma de convección y condensación se derrite (Mce) es muy cercano a cero durante el invierno y cada vez más positiva durante la primavera.
- The sum of ground melt (Mg) and rain melt (Mp) is very close to zero during both winter and spring.
La suma de la masa fundida suelo (Mg) y de fusión en la lluvia (Mp) está muy cerca de cero durante el invierno y la primavera.
- The total melt (Mr + Mce + Mg + Mp) is close to zero during the winter and increasingly positive during the spring.
La fusión total de (Mr + Mce + Mg + Mp) es cercana a cero durante el invierno y cada vez más positiva durante la primavera.
Figure 12-7 Variation of melt components amd total melt with time of the year [10]. |
12.3 LOS ÍNDICES DE DESHIELO
|
|
In hydrologic practice, an index is a readily measured meteorologic or hydrologic varariable that is related to a physical process in need of monitoring and whose variability can be used as a measure of the variability of the physical process. The reliability of an index depends upon: (1) its ability to depict the variability of the physical processes, (2) its spatial and temporal variability, (3) its random variability, and (4) the quality and representativeness of its measurements.
En la práctica hidrológico, un índice es una meteorológicos medidos fácilmente o varariable hidrológico que está relacionada con un proceso físico en necesidad de seguimiento y cuya variabilidad puede ser utilizado como una medida de la variabilidad del proceso físico. La fiabilidad de un índice depende de: (1) su capacidad para representar la variabilidad de los procesos físicos, (2) su variabilidad espacial y temporal, (3) su variabilidad al azar, y (4) la calidad y representatividad de sus mediciones.
Temperature indexes have been widely used to estimate snowmelt runoff. Temperature was used because it was generally regarded as the best index of the heat transfer processes associated with snowmelt and because it was-and in many cases will continue to be-the only reliable and regularly available meteorological data. Substantial improvements in the understanding of snowmelt processes have led to the use of alternative snowmelt indexes.
Índices de temperatura han sido ampliamente utilizados para estimar el escurrimiento del deshielo. Se utilizó Temperatura, ya que era considerado generalmente como el mejor índice de los procesos de transferencia de calor asociados con la fusión de la nieve y porque era -y en muchos casos seguirá siendo-los únicos datos meteorológicos fiables y regularmente disponibles. Mejoras sustanciales en la comprensión de los procesos de deshielo han llevado a la utilización de los índices de deshielo alternativos.
For instance, studies have shown that all-wave radiation is the controlling factor for snowmelt runoff from an open site. When all-wave radiation data is not available, estimates of shortwave and long-wave radiation can be summed up to obtain an estimate of all-wave radiation. Duration-of-sunshine data can be used as an index of shortwave radiation, with the appropriate albedo estimates to determine the net shortwave radiation. Air temperature data can be used as an index of long-wave radiation exchange. However, air temperature alone is generally a poor index of snowmelt runoff from an open site.
Por ejemplo, los estudios han demostrado que toda la radiación de onda es el factor de control para la nieve derretida escorrentía de un sitio abierto. Cuando todos los datos de onda de radiación no está disponible, las estimaciones de onda corta y radiación de onda larga se pueden resumir para obtener una estimación de toda la onda de la radiación. Duración de-sol de datos se puede utilizar como un índice de radiación de onda corta, con las estimaciones de albedo apropiados para determinar la radiación de onda corta neta. Datos de temperatura de aire puede utilizarse como un índice de intercambio de radiación de onda larga. Sin embargo, la temperatura del aire solo es generalmente un pobre índice de escorrentía del deshielo de un sitio abierto.
For forested areas, convection and condensation melts are by far the most important components in snowmelt runoff, largely because of the relation to the longwave radiation exchange in the forest environment. The usual convection parameter is the product of daily maximum temperature and 12-h diurnal wind travel. The usual condensation parameter is the product of vapor pressure and 12-h diurnal wind travel. Therefore, accurate determinations of wind and vapor pressure are necessary for the evaluation of convection and condensation melt.
Para las áreas boscosas, convección y condensación se derrite son, con mucho, los componentes más importantes de la escorrentía del deshielo, en gran parte debido a la relación con el intercambio de radiación de onda larga en el medio forestal. El parámetro habitual de convección es el producto de la temperatura máxima diaria y de 12 horas de viaje viento diurno. El parámetro usual de condensación es el producto de la presión de vapor y 12-h de viajes viento diurna. Por lo tanto, las determinaciones precisas de viento y presión de vapor son necesarias para la evaluación de la convección y la condensación en estado fundido.
In the absence of wind and vapor pressure data, maximum daily air temperature can be used as an index to provide a fair estimate of daily melt for forested areas. Likewise, for heavily forested areas, either maximum daily or mean daily air temperature combined with vapor pressure are about equally effective as indexes of daily melt.
A falta de los datos de presión de vapor de viento y, de temperatura máxima diaria del aire puede ser utilizado como un índice para proporcionar una estimación razonable de fusión diaria de las zonas boscosas. Del mismo modo, para las áreas boscosas, la temperatura del aire todos los días, ya sea diaria máxima o media combinada con presión de vapor son casi igualmente eficaces como los índices de fusión diaria.
General Equation for Snowmelt Runoff in Terms of Indexes
Ecuación General de Snowmelt escorrentía en términos de índices
The general equation for snowmelt runoff in terms of indexes is
La ecuación general para el escurrimiento del deshielo en términos de índices es
|
7
M = a + Σ bi Xi i = 1 | (12-14) |
in which M = snowmelt runoff in centimeters per day (or inches per day), a = regression constant, bi = regression constants, and Xi = snowmelt indexes described in Table 12-2.
en la que M = deshielo escorrentía en centímetros por día (o pulgadas por día), a = regresión constantes, bi = constantes de regresión, y Xi = índices de deshielo describen en la Tabla 12-2.
| ||||||||||||||||||||||||||||||||||||
Not all seven indexes are always significant for a particular basin. Typically, a regional snowmelt runoff equation is based on two or three indexes. For instance, a snowmelt runoff equation for the Boise River above Twin Springs, Idaho, is the following [10]:
No todos los siete índices son siempre importantes para una cuenca en particular. Por lo general, una ecuación de la escorrentía del deshielo regional se basa en dos o tres índices. Por ejemplo, una ecuación de la escorrentía del deshielo del río Boise arriba gemelo Springs, Idaho, es el siguiente [10]:
| M = -1.89 + 0.0245 T + 0.00238 G | (12-15) |
in which M = snowmelt runoff over snow-covered area in inches per day, T = maximum daily temperature at Boise, Idaho, and G = net all-wave radiation exchange in the open in langleys per day.
en la que M = deshielo escorrentía en el área cubierta de nieve en pulgadas por día, T = temperatura máxima diaria en Boise, Idaho, y el intercambio de radiación G = red todo-ola en el abierto en langleys por día.
Temperature Indexes
Los índices de temperatura
In many areas where snowmelt is an important contributor to runoff, air temperature measurements are the only data available from which snowmelt can be computed. Moreover, air temperature is regarded as the best single snowmelt index for forested areas. For these reasons, temperature indexes are the most widely used method of computing snowmelt.
En muchas áreas en las que el deshielo es un importante contribuyente a la segunda vuelta, medidas de la temperatura del aire son los únicos datos disponibles de las cuales el deshielo se puede calcular. Por otra parte, la temperatura del aire es considerado como el mejor índice de deshielo solo para las zonas boscosas. Por estas razones, los índices de temperatura son el método más ampliamente utilizado de cálculo de deshielo.
A commonly used temperature index is degree-days above a chosen temperature base, obtained by counting the number of degrees above the temperature base for each day in which the temperature remains above the temperature base. Usually, mean daily temperature (i.e., the mean of maximum daily and minimum daily temperatures) is used in calculating the number of degree-days. The freezing level (0°C) is normally chosen as the temperature base. For certain applications, however, maximum daily temperature may be used in lieu of mean daily temperature. Moreover, a temperature other than freezing is sometimes used as the temperature base.
Un índice de temperatura comúnmente utilizada es grados-día encima de una base temperatura elegida, que se obtiene contando el número de grados por encima de la base de la temperatura para cada día en el que la temperatura se mantiene por encima de la base de la temperatura. Por lo general, la temperatura media diaria (es decir, la media de las temperaturas diarias máximas diarias y mínimo) se utiliza para calcular el número de grados-día. El nivel de congelación (0°C) es normalmente elegido como la base de la temperatura. Para ciertas aplicaciones, sin embargo, la temperatura máxima diaria puede ser usado en lugar de la temperatura media diaria. Por otra parte, una temperatura que no sea cero se utiliza a veces como la base de la temperatura.
A widely used snowmelt indicator is the degree-day factor, a unit melt rate defined as the number of centimeters (inches) of melt per degree-day. Its units are either centimeters per degree Celsius-day [cm/(0°C-d)] or inches per degree Fahrenheit-day [in./(0°F-d)], with 1 in./(°F-d) = 4.57 cm/(0°C-d).
Un indicador de deshielo ampliamente utilizado es el factor de grado-día, una unidad de tasa definida como el número de centímetros (pulgadas) de masa fundida por grado-día derrita. Sus unidades son o centímetros por grado Celsius días [cm/(0°Cd)] o pulgadas por grado Fahrenheit días [en./(0°F-d)], con 1 en./(°F-d) = 4.57 cm/(0°C-d).
Point Melt Rates. Early investigations of temperature indexes focused on point melt rates. Horton [6] performed experiments wherein cylinders of snow were cut from the snowpack and melted under laboratory-controlled temperature conditions. He found the degree-day factor to be in the range 0.04-0.06 in./(°F-d). Clyde [2] performed similar experiments and determined average degree-day factors in the range 0.05-0.07 in/(0°F-d). Church [3], using actual data from Soda Springs, California, obtained a degree-day factor of 0.051 in./(°F-d). In the Snow Hydrology report, values of degree-day factors ranging from 0.06 to 0.106 in./(°F-d) were obtained from measurements at three sites, with a mean of 0.085 in./(°F-d) [10].
Point Precios derretirse. Las primeras investigaciones de los índices de temperatura se centraron en las tasas de fusión en punto. Horton [6] Los experimentos realizados en el que los cilindros de nieve fueron cortadas de la capa de nieve y se fundieron bajo condiciones de temperatura controladas de laboratorio. Encontró el factor de grado-día para estar en el rango de 0.04 a 0.06 en./(°F-d). Clyde [2] realizó experimentos similares y determinó los factores promedio de grados-día en el rango de 0.05-0.07 en/(0°F-d). Iglesia [3], utilizando datos reales de Soda Springs, California, obtuvo un factor grados-día de 0.051 en./(°F-d). En el informe de la nieve Hidrología, valores de los factores grado-día que van desde 0.06 hasta 0.106 en./(°F-d) se obtuvieron a partir de mediciones en tres sitios, con una media de 0.085 en./(°F-d) [10].
Basinwide Snowmelt. Although point melt rates are usually restricted within a relatively narrow range, their extrapolation to basinwide snowmelt rates is complicated because of the spatial and seasonal variability of snow cover. During the snowmelt season, the progressive retreat of the snow line results in a gradual change in mean elevation of the snow-covered area. Furthermore, only a part of the snow-covered area may be contributing to snowmelt. For instance, in the Northern Hemisphere, the southerly exposed open areas tend to melt first, leaving the more sheltered areas to produce the last of the snowmelt. These complexities contribute to making the basinwide evaluation of snowmelt quite a difficult undertaking.
toda la cuenca Snowmelt. Si bien las tasas punto de fusión suelen limitarse dentro de un rango relativamente estrecho, su extrapolación a las tasas de deshielo toda la cuenca es complicada debido a la variabilidad espacial y estacional de la capa de nieve. Durante la temporada de deshielo, la retirada progresiva de la línea de nieve se traduce en un cambio gradual en la elevación media de la zona cubierta de nieve. Además, sólo una parte de la zona cubierta de nieve puede estar contribuyendo a deshielo. Por ejemplo, en el hemisferio norte, el sur expuesto áreas abiertas tienden a fundirse primero, dejando a las zonas más protegidas de producir el último de la nieve derretida. Estas complejidades contribuyen a hacer la evaluación de toda la cuenca del deshielo bastante una empresa difícil.
A complete water balance is required so that the sources of snowmelt runoff can be properly identified. Moreover, the areal extent of the snowpack needs to be determined. Extensive studies of basinwide snowmelt runoff reported in Snow Hydrology resulted in the basinwide degree-day factors shown in Table 12-3. The values shown are means for the several years of record in the three testing sites. They reflect the general decrease in melt amounts with increasing forest cover, from the central Sierra in California to the Upper Columbia and Willamette basins in the Northwest. They also reflect the general increase in melt as the melt season progresses, from April to May. The April melt is shown to be generally less than the May melt because some of the April heat is consumed in ripening the snowpack rather than in melting it.
Se requiere un balance de agua completa, de modo que las fuentes de la escorrentía del deshielo puedan ser identificados correctamente. Por otra parte, la extensión superficial de la capa de nieve tiene que ser determinado. Amplios estudios de escorrentía del deshielo toda la cuenca reportados en Snow Hidrología como resultado de los factores grado-día toda la cuenca que se muestran en la Tabla 12-3. Los valores mostrados son medios para los varios años de récord en los tres sitios de prueba. Reflejan la disminución general en cantidades de fusión con el aumento de la cubierta forestal, desde la sierra central en California para las cuencas altas de Columbia y Willamette en el Noroeste. También reflejan el aumento general de la fusión como la temporada de deshielo avanza, de abril a mayo. La masa fundida abril se demuestra que es generalmente menor que el de mayo derretir porque una parte del calor abril se consume en la maduración de la capa de nieve en lugar de en la fusión de la misma.
| ||||||||||||||||||||||||||||||||||
Generalized Basin Snowmelt Equations
Generalizadas Cuenca Snowmelt Ecuaciones
A suitable mix of the relevant physical processes and statistical analyses was used in Snow Hydrology to develop generalized basin snowmelt equations. These equations are based on commonly available meteorological data, with appropriate simplifications to enhance their practicality.
Una mezcla adecuada de la correspondiente procesos físicos y análisis estadísticos se utilizó en Snow Hidrología para desarrollar ecuaciones de deshielo cuenca generalizadas. Estas ecuaciones se basan en los datos meteorológicos disponibles comúnmente, con simplificaciones adecuadas para mejorar su funcionalidad.
Equations for Raináfree Periods. The generalized basin snowmelt equations for rain-free periods are as follows [10]:
Las ecuaciones para Raináfree Periodos. Las ecuaciones de deshielo cuenca generalizadas para períodos sin lluvia son las siguientes [10]:
- For heavily forested areas:
Para las áreas boscosas:
M = 0.074 (0.53 T'a + 0.47 T'd) (12-16a) - For forested areas:
Para las áreas boscosas:
M = k (0.0084v ) (0.22 T'a + 0.78 T'd ) + 0.029 T'a (12-16b) - For partly forested areas:
Para las áreas boscosas en parte:
M = k' (1 - F ) (0.004 Ii ) (1 - A) + k (0.0084 v ) (0.22 T'a + 0.78 T'd ) + F (0.029 T'a)
(12-16c) - For open areas:
Por áreas abiertas:
M = k' (0.00508 Ii (1 - A) + (1 - N) (0.0212 T'a - 0.84) + N (0.029 T'c) + k (0.0084 v) (0.22 T'a + 0.78 T'c)
(12-16d)
in which
en el cual
M = snowmelt rate in inches per day,
M = tasa de deshielo en pulgadas por día,
- T'a = difference between the air temperature at a 10-ft height and the snow surface temperature in degrees Fahrenheit,
T'a = diferencia entre la temperatura del aire a una altura de 10 pies y la temperatura de superficie de la nieve en grados Fahrenheit,
T'd = difference between the dew point temperature at a 10-ft height and the snow surface temperature in degrees Fahrenheit,
T'd = diferencia entre la temperatura del punto de rocío a una altura de 10 pies y la temperatura de superficie de la nieve en grados Fahrenheit,
v = wind speed at 50 ft above the snow in miles per hour.
v = velocidad del viento a 50 pies sobre la nieve en millas por hora.
Ii = observed or estimated daily insolation in langleys,
Ii = observado o estimado insolación diaria en langleys,
A = observed or estimated average snow surface albedo, expressed as a decimal fraction,
A = promedio albedo de la superficie de la nieve observado o estimado, expresado como una fracción decimal,
k' = basin shortwave radiation melt factor, which depends on the average exposure of open areas compared to an unshielded horizontal surface; for south slopes, it varies between 1.1 in the summer solstice to 2.4 in the winter solstice,
k' = radiación de onda corta cuenca derretir factor, que depende de la exposición media de áreas abiertas en comparación con una superficie horizontal sin blindaje; por laderas del sur, que varía entre 1.1 en el solsticio de verano a 2.4 en el solsticio de invierno,
F = estimated average basin forest canopy cover, effective in shading the area from solar radiation, expressed as a decimal fraction,
F = cubierta estimada promedio Forestal de la Cuenca del dosel, eficaz en la sombra a la zona de la radiación solar, expresado como una fracción decimal,
T'c = difference between the cloud base temperature and the snow surface temperature in degrees Fahrenheit,
T'c = diferencia entre la temperatura base de la nube y la temperatura de superficie de la nieve en grados Fahrenheit,
N = estimated cloud cover, expressed as a decimal fraction, and
N = cubierta prevista nube, expresado como una fracción decimal y
k = basin factor, a function of basin topographic characteristics and exposure to wind, varying from about 0.2 for densely forested areas to slightly over 1.0 for exposed ridges and mountain passes (for plain areas with no forest cover, k = 1.0).
k = factor de cuenca, en función de la cuenca características topográficas y la exposición al viento, que varía de aproximadamente 0.2 a zonas densamente boscosas a poco más de 1,0 para las crestas expuestas y puertos de montaña (por zonas llanas sin cobertura forestal, k = 1.0).
Equations for Periods with Rainfall.
Ecuaciones para periodos con precipitaciones.
The generalized basin snowmelt equations for periods with rainfall are as follows [10]:
Las ecuaciones de deshielo de las cuencas generalizadas para periodos con precipitaciones son las siguientes [10]:
- For open or partly forested basins:
Para cuencas abiertas o parcialmente arboladas:
M = (0.029 + 0.0084 k v + 0.007 Pr) ( Ta - 32) + 0.09 (12-17a) - For heavily forested areas:
Para las áreas boscosas:
M = (0.074 + 0.007 Pr) ( Ta - 32) + 0.05 (12-17b)
in which Ta = temperature of saturated air at a 10-ft height in degrees Fahrenheit;Pr = rainfall rate in inches per day; and k, v, and M have been previously defined.
en la que Ta = temperatura del aire saturado a una altura de 10 pies en grados Fahrenheit;Pr = tasa de precipitaciones en pulgadas por día; k, v, and M se han definido previamente.
12.4 EL EFECTO DE LA CONDICIÓN DE LA NIEVE
|
|
Character of the Snowpack
Carácter de la capa de nieve
Snow is composed of ice crystals, which are formed in the atmosphere at temperatures below freezing by sublimation of water vapor on hygroscopic nuclei. There are many different types of snow crystals, depending on the shape of the nucleus, the rate of sublimation, and the temperature of the air. Due to the usual dendritic structure of snow crystals, new-fallen snow is generally of low density. With time, however, the snowpack density increases. The change from a loose, dry, subfreezing, low-density snowpack to a coarse, granular, moist, high-density snowpack is referred to as the ripening or conditioning, of the snowpack. A ripe snowpack is said to be primed to produce runoff. Snowpack density can be used to characterize other physical properties of snowpack, including its thermal properties and its affinity for water.
Nieve se compone de cristales de hielo, que se forman en la atmósfera a temperaturas bajo cero por sublimación de vapor de agua en los núcleos higroscópicos. Hay muchos tipos diferentes de cristales de nieve, dependiendo de la forma del núcleo, la tasa de sublimación, y la temperatura del aire. Debido a la estructura dendrítica habitual de cristales de nieve, nieve recién caída es generalmente de baja densidad. Con el tiempo, sin embargo, la densidad aumenta la capa de nieve. El cambio de una, bajo cero, la capa de nieve de baja densidad suelta y seca a una gruesa, granular, la capa de nieve húmeda, de alta densidad se refiere como el maduración o acondicionado, de la capa de nieve. Una capa de nieve madura se dice que está preparado para producir escorrentía. Densidad de la capa de nieve se puede usar para caracterizar otras propiedades físicas de la capa de nieve, incluyendo sus propiedades térmicas y de su afinidad por el agua.
Liquid Water in the Snowpack
El agua líquida en la capa de nieve
Water exists in the snowpack in three forms:
El agua existe en la capa de nieve en tres formas:
-
Hygroscopic water, which is adsorbed as a thin film on the surfaces of snow crystals and is unavailable for runoff until the snow crystals have melted or changed in form.
agua higroscópico, que se adsorbe como una película delgada en las superficies de los cristales de nieve y no está disponible para la segunda vuelta hasta que los cristales de nieve se han fundido o cambiado en la forma.
-
Capillary water, held by surface tension in the capillary spaces around the snow particles, free to move under the influence of capillary forces but unavailable for runoff until the snow melts or the spacing between snow crystals changes.
agua capilar, que tuvo lugar por la tensión superficial en los espacios capilares alrededor de las partículas de nieve, libre para moverse bajo la influencia de fuerzas capilares, pero disponibles para el escurrimiento hasta que la nieve se derrite o la separación entre cristales de nieve cambios.
-
Gravitational water, in transit through the snowpack under the influence of gravity, draining freely from the snowpack, and available for runoff.
agua gravitacional, en tránsito a través de la capa de nieve bajo la influencia de la gravedad, drenar libremente de la capa de nieve, y está disponible para el escurrimiento.
Water moves within the snowpack in both vapor and liquid phases. The amounts of water vapor are usually small compared to the amounts of liquid water. The liquid-water-holding capacity of a snowpack is the sum of hygroscopic and capillary water, expressed in percent of snow by weight. Any water in excess of the liquid-water-holding capacity moves in a generally downward direction driven by the gravitational force.
El agua se mueve dentro de la capa de nieve, tanto en fases de vapor y líquido. Las cantidades de vapor de agua suelen ser pequeñas en comparación con las cantidades de agua líquida. El capacidad de líquido de retención de agua de un manto de nieve es la suma de agua higroscópica y capilar, expresado en tanto por ciento de la nieve en peso. Cualquier cantidad de agua en exceso de la capacidad de líquido de retención de agua se mueve en una dirección generalmente hacia abajo impulsada por la fuerza de la gravedad.
The snowpack is said to be dry when its temperature is below freezing. At °C, the degree of wetness of the snowpack depends on its liquid-water-holding capacity and the availability of free water. Winter rains or melt may bring the snowpack to its liquid-water-holding capacity. Subsequent weather may change the character of the snowpack and, with it, its liquid-water-holding capacity.
La capa de nieve se dice que es seco cuando su temperatura es bajo cero. At °C, el grado de humedad de la capa de nieve depende de su capacidad de líquido de retención de agua y la disponibilidad de agua libre. Las lluvias de invierno o derriten podrá someter la capa de nieve a su capacidad de líquido de retención de agua. Tiempo posterior puede cambiar el carácter de la capa de nieve y, con ello, su capacidad de líquido de retención de agua.
A snow pack at 0°C has a liquid-water-holding capacity of approximately 2 to 5 percent, depending on (1) its density and depth, (2) the size, shape, and spacing of snow crystals, and (3) its structure. The liquid-water-holding capacity of a snowpack can be related to its density, but the relationship is not immediately apparent.
Un paquete de nieve en 0°C tiene una capacidad de líquido de retención de agua de aproximadamente 2 a 5 por ciento, dependiendo de (1) su densidad y la profundidad, (2) el tamaño, forma, y la separación de los cristales de nieve, y (3) su estructura. La capacidad de líquido de retención de agua de un manto de nieve se puede relacionar con su densidad, pero la relación no es inmediatamente evidente
Metamorphism of the Snowpack
El metamorfismo de la capa de nieve
The change in character with time, i.e., the metamorphism of the snowpack, determines to a large extent the amount of snowmelt and runoff. Generally, for equal amounts of melt and hydrologic abstractions (losses), the generated runoff is a function of snowpack condition. For instance, an initially cold (i.e., subfreezing) snow will freeze a certain amount of liquid water entering it, raising the temperature of the snow to the melting point. Before releasing any free-draining water, the liquid-water-holding capacity of the snowpack needs to be satisfied. If, however, the entire snowpack is already conditioned to yield water, all water inflow will pass through the snowpack to the ground without depletion.
El cambio en el carácter con el tiempo, es decir, el metamorfismo de la capa de nieve, determina en gran medida la cantidad de deshielo y la escorrentía. En general, para la misma cantidad de masa fundida y abstracciones hidrológicas (pérdidas), la escorrentía generada es una función de la condición de la capa de nieve. Por ejemplo, una (es decir, temperaturas bajo cero) nieve inicialmente frío se congelarán una cierta cantidad de agua líquida entrar en ella, elevando la temperatura de la nieve para el punto de fusión. Antes de liberar el agua de drenaje libre, la capacidad de líquido de retención de agua de la capa de nieve tiene que ser satisfecho. Si, sin embargo, toda la capa de nieve ya está acondicionado para producir agua, toda entrada de agua pasará a través de la capa de nieve en el suelo y sin agotamiento.
Factors Affecting the Metamorphism of Snow. Time is the principal factor in the metamorphism of snow. The physical processes contributing to the metamorphism of snow are: (1) heat transfer at the snow surface by radiation, convection, and condensation, (2) percolation of melt or rainwater through the snowpack, (3) internal pressure due to the weight of the snow, (4) wind, (5) temperature and water vapor variation within the snowpack, and (6) heat transfer at the ground surface. These physical processes cause changes in the following properties of the snowpack: (1) density, (2) structure, (3) air, water, and heat permeability and diffusivity, (4) liquid- water-holding capacity, and (5) temperature.
Factores que afectan el metamorfismo de nieve . El tiempo es el factor principal en el metamorfismo de nieve. Los procesos físicos que contribuyen a la metamorfismo de nieve son: (1) transferencia de calor en la superficie de la nieve por la radiación, convección, y la condensación, (2) filtración de masa fundida o el agua de lluvia a través de la capa de nieve, (3) la presión interna debido al peso de la nieve, (4) el viento, (5) la variación de temperatura y vapor de agua dentro de la capa de nieve, y (6) la transferencia de calor en la superficie del suelo. Estos procesos físicos causan cambios en las propiedades de la capa de nieve: (1) la densidad, (2) estructura, (3) el aire, el agua y la permeabilidad de calor y la difusividad, (4) la capacidad de liquidez de retención de agua, y (5) la temperatura.
Structure of the Snowpack. As each new layer of snow is deposited, its upper surface is subjected to the weathering effects of radiation, rain, and wind, its undersurface is subjected to ground heat, and its interior to the action of the percolating water and water vapor. This results in the stratification of the snowpack, that is, it becomes a layered structure reflecting individual snowstorm deposits. As the season progresses, the snowpack tends to become homogeneous with respect to temperature, liquid-water content, grain size, and density.
Estructura de la capa de nieve . Como se deposita cada nueva capa de nieve, su superficie superior se somete a los efectos de meteorización de la radiación, la lluvia y el viento, su superficie inferior se somete a tierra de calor, y en su interior a la acción del vapor de agua y agua de percolación. Esto da como resultado la estratificación de la capa de nieve, es decir, se convierte en una estructura en capas que refleja los depósitos individuales tormenta de nieve. A medida que la temporada avanza, la capa de nieve tiende a ser homogénea con respecto a la temperatura, contenido de agua líquida, tamaño de grano, y la densidad.
During the melt season, on clear nights, a relatively shallow surface layer cools considerably below 0°C due to the outgoing long-wave radiation. Below this nocturnal snow crust, the snowpack remains at 0°C, and liquid water continues to drain as long as the snowpack water content remains above its liquid-water-holding capacity. The thickness of the nocturnal crust is approximately 30 cm [10].
Durante la temporada de fusión, en las noches claras, una capa superficial relativamente poco profunda enfría considerablemente por debajo de 0°C debido a la radiación de onda larga saliente. Por debajo de esta corteza de nieve nocturna, la capa de nieve se mantiene en 0°C, y el agua líquida continúa drenando siempre y cuando el contenido de agua la capa de nieve permanece por encima de su capacidad de líquido-de retención de agua. El espesor de la corteza nocturna es de aproximadamente 30 cm [10].
Heat Transfer Within the Snowpack. Heat transfer within the snowpack is among the processes responsible for its ripening or conditioning. During the spring melt season, the snowpack is normally at a temperature of 0°C, except for the nocturnal crust, and any heat reaching the surface is converted to melt. During the winter, however, the snowpack is often at temperatures below 0°C, and a certain amount of heat must be transferred from the surface and ground to the snowpack to meet the thermal deficiency before melting and runoff can occur. In hydrologic applications, the thermal deficiency of the snowpack can be taken as a heat deficit or initial heat loss, which must be satisfied before runoff can take place.
Transferencia de Calor Dentro de la capa de nieve. La transferencia de calor dentro de la capa de nieve es uno de los procesos responsables de la maduración o el acondicionamiento. Durante la temporada de deshielo de primavera, la capa de nieve es normalmente a una temperatura de 0°C, a excepción de la corteza nocturna, y cualquier calor que llega a la superficie se convierte a derretirse. Durante el invierno, sin embargo, la capa de nieve es a menudo a temperaturas inferiores a 0 y el grado; C, y una cierta cantidad de calor debe ser transferido de la superficie y de tierra a la capa de nieve para cubrir la deficiencia térmica antes de la fusión y la escorrentía puede ocurrir. En aplicaciones hidrológicas, la deficiencia térmica de la capa de nieve puede ser tomado como un déficit de calor o la pérdida de calor inicial, que debe ser satisfecha antes de escorrentía puede tener lugar.
Water Transmission Through the Snowpack. The condition of the snowpack determines the amount of storage and the rate of downward movement of water. The temperature, size, shape, surface area, and spacing of the snow crystals, melt rates, and rainfall intensities control the retention and detention of water as it moves downward through the snowpack.
Transmisión de agua a través de la capa de nieve. El estado de la capa de nieve determina la cantidad de almacenamiento y la velocidad de movimiento hacia abajo del agua. La temperatura, tamaño, forma, superficie, y la separación de los cristales de nieve, derretir tasas y intensidades de lluvia controlar la retención y detención de agua a medida que se mueve hacia abajo a través de la capa de nieve.
The time of travel of unprimed snow may be considerable, particularly when the snow is striated with ice planes that are flat or upwardly concave. If a water course is established within the snowpack, the travel time may be relatively short, being largely a function of the snowpack depth.
El tiempo de desplazamiento de la nieve sin imprimación puede ser considerable, particularmente cuando la nieve es estriada con los planos de hielo que son cóncavas hacia arriba o plana. Si un curso de agua se establece dentro de la capa de nieve, el tiempo de viaje puede ser relativamente corta, siendo en gran medida una función de la profundidad de la capa de nieve.
Energy Required for Ripening the Snowpack. The energy required for ripening the snowpack is [10]:
Energía necesaria para la maduración de la capa de nieve. La energía necesaria para la maduración de la capa de nieve es [10]:
|
Ts
Ec = ______ + fp 1.6 | (12-18) |
in which Ec = equivalent energy required to ripen the snowpack, in percent of melt energy, Ts = average snow temperature below 0°C (positive value), and fp = liquid-water-holding capacity in percent. For instance, for Ts = -8°C, and fp = 2%, the energy required to ripen the snowpack is 7 percent of the energy required to melt it. This energy is normally supplied during the transition between accumulation and melt periods, so that its effect on flows during the active melt season is relatively small. During the winter, however, the energy required for ripening the snowpack may be an appreciable fraction of the available energy.
en el que Ec = energía equivalente requerido para madurar la capa de nieve, en tanto por ciento de la energía de fusión en, Ts = promedio de temperatura de la nieve por debajo de 0 y grado; C (valor positivo), yfp = Capacidad de líquido de retención de agua en porcentaje. Por ejemplo, para Ts = -8 °C, yfp = 2%, que necesita la energía para madurar la capa de nieve es de 7 por ciento de la energía necesaria para que se derrita.Esta energía se suministra normalmente durante la transición entre los períodos de acumulación y fundir, de modo que su efecto sobre los flujos durante la temporada de fusión activo es relativamente pequeño. Durante el invierno, sin embargo, la energía necesaria para la maduración de la capa de nieve puede ser una fracción apreciable de la energía disponible.
12.5 EL HIDROGRAMA DE NIEVE
|
|
The synthesis of snowmelt or rain-on-snow hydrographs differs in several respects from that of rainfall hydrographs. For one thing, only a fraction of the basin may be covered by snow. Furthermore, for rain-on-snow floods, the losses (i.e., the hydrologic abstractions) of snow-covered areas may be quite different from those of snow-free areas.
La síntesis de hidrogramas deshielo o la lluvia sobre nieve difiere en varios aspectos de la de hidrogramas tipo lluvia. Por un lado, sólo una fracción de la cuenca puede ser cubierto por la nieve. Por otra parte, para las inundaciones por lluvia en la nieve, las pérdidas (es decir, las abstracciones hidrológicas) de áreas cubiertas de nieve pueden ser muy diferentes de las de zonas libres de nieve.
Elevation Effects
Efectos de elevación
Elevation is an important factor in snowmelt hydrograph determinations. Both rain and snow amounts tend to increase with elevation, whereas snowfall occurs more frequently at higher elevations. Moreover, melt rates have a tendency to decrease with an increase in elevation.
La elevación es un factor importante en la determinación hidrograma deshielo. Ambas cantidades de lluvia y nieve tienden a aumentar con la altitud, mientras que las nevadas se produce con mayor frecuencia en las elevaciones más altas. Por otra parte, las tasas de fundir tienen una tendencia a disminuir con un aumento en la elevación.
Two approaches are used in taking into account elevation effects in snowmelt computations: (1) the elevation-band method, and (2) the rational method. In the elevation-band method, the limiting (i.e., maximum and minimum) basin elevations are identified. Several elevation bands are chosen within these limits, and the subareas comprised within each elevation band are measured. Elevations limiting each band may be determined either by equal-elevation increments or by equal-area bands. A sufficient number of bands should be chosen to assure a smooth variation in snowmelt, rainfall, and loss amounts. Each elevation band is assumed to be either snowcovered or snow-free, melting or not melting, raining or not raining, and losing water through hydrologic abstractions at a constant rate. Snowmelt, rainfall, and loss amounts are estimated for each elevation band.
Dos enfoques se utilizan en teniendo en cuenta los efectos de elevación en los cálculos de deshielo: (1) el método de elevación en forma de banda, y (2) el método racional. En el método de la elevación de la banda, se identifican las limitantes (es decir, máximo y mínimo) elevaciones de cuenca. Varias bandas de elevación se eligen dentro de estos límites, y las subáreas comprendidas dentro de cada banda de elevación se miden. Las elevaciones que limitan cada banda pueden determinarse ya sea por incrementos de igual elevación o por bandas de igual área. Un número suficiente de bandas debe ser elegido para asegurar una variación suave en cantidades deshielo, lluvia y pérdida. Cada banda de elevación se supone que ser cubierta de nieve o sin nieve, fusión o no fusión, llueve o no llueve, y la pérdida de agua a través de abstracciones hidrológicas a una velocidad constante. Deshielo, lluvia, y la pérdida de las cantidades se calculan para cada banda de elevación.
The rational method treats the drainage basin as a unit, making corrections for snow-free subareas and subareas with snowfall during rain-on-snow storms. In this approach, it is assumed that the snow-cover depletion progresses regularly upwards, from lower to higher elevations. The contribution to snowmelt originates in the area between the snow line, the average elevation of the lower limit of the snow-covered area, and the melt line, the average elevation of the upper limit of snowmelt. In the case of rain on snow, the contributing area for rainfall runoff has an upper limit at the elevation where the rain becomes snow. Typically there are three distinct bands in the rational method: (1) a lower band where rain falls on snow-free ground, (2) a middle band where rain falls on snow-covered ground, and (3) an upper band where snow falls on snow-covered ground.
El método racional trata la cuenca hidrográfica como unidad, haciendo correcciones sobre subáreas y subáreas con nevadas libre de nieve durante las tormentas de lluvia sobre nieve. En este enfoque, se asume que el agotamiento de la capa de nieve progresa regularmente hacia arriba, de menor a elevaciones más altas. La contribución al deshielo se origina en la zona entre el línea de nieve, la elevación media del límite inferior de la zona cubierta de nieve, y la línea de derrito, la elevación media de el límite superior de la nieve derretida. En el caso de la lluvia en la nieve, el área contribuye a la escorrentía de lluvia tiene un límite superior en la elevación donde la lluvia se convierte en nieve. Normalmente hay tres bandas distintas en el método racional: (1) una banda inferior donde la lluvia cae en terreno sin nieve, (2) una banda media, donde la lluvia cae en el suelo cubierto de nieve, y (3) una banda superior donde la nieve cae en el suelo cubierto de nieve.
Effect of Melt Period
Efecto del Periodo Melt
The melt period has an effect on the synthesis of snowmelt hydrographs. Since snowmelt is diurnal in character, the daily snowmelt quantity is usually generated in less than 12 h. For large basins, particularly those for which no regular diurnal pattern of streamflow increase is discernible, daily melt amounts may be considered as daily increments. For smaller basins, especially those with faster response characteristics, the day may be divided into two 12-h or three 8-h increments, with all the melt attributed to one of the increments.
El período de la masa fundida tiene un efecto sobre la síntesis de hidrogramas deshielo. Desde el deshielo es diurna en el carácter, la cantidad diaria deshielo es usualmente generado en menos de 12 h. Para grandes cuencas, en particular aquellos para los que hay un patrón diurno regular de aumento del caudal se puede discernir, las cantidades diarias de fusión pueden ser considerados como los incrementos diarios. Para cuencas pequeñas, especialmente aquellas con características de respuesta más rápidos, el día se puede dividir en dos 12-h o tres incrementos de 8 h, con atribuyó toda la masa fundida a uno de los incrementos.
Rain-on-Snow Hydrographs
Lluvia-en-nieve hidrogramas
In rain-on-snow situations, the effect of the snow pack is twofold: (1) to add an increment of meltwater to rainfall and (2) to store and detain, in varying degrees, the rainwater and generated melt. The latter effect substantially increases the difficulty of calculating rain-on-snow flood hydrographs.
En situaciones de lluvia en la nieve, el efecto de la capa de nieve es doble: (1) para añadir un incremento de agua de deshielo a la lluvia y (2) para almacenar y detener, en diversos grados, el agua de lluvia y generado derrita. Este último efecto aumenta considerablemente la dificultad de calcular hidrogramas inundaciones por lluvia en la nieve.
Depending on the condition of the snowpack, rainwater may be stored by the pack or pass through without depletion. A dry, subfreezing snowpack may be able to store considerable amounts of rainwater. Moreover, a deep snowpack may contribute an additional storage effect because of the increased travel time required for water to pass through it. On the other hand, a thoroughly conditioned snowpack may oppose very little resistance to the flow of water and may actually abet runoff by adding an increment of melt of its own. More importantly, however, a conditioned snowpack may have helped maintain soil moisture at high levels, which may result in the complete conversion of snowmelt into runoff. Between these two extremes lies an array of intermediate cases. Therefore, a knowledge of the initial condition of the snowpack is essential for the proper synthesis of rain-on-snow hydrographs.
Dependiendo de la condición de la capa de nieve, el agua de lluvia puede ser almacenada por el paquete o que atraviesan sin agotamiento. A, la capa de nieve bajo cero seco puede ser capaz de almacenar cantidades considerables de agua de lluvia. Por otra parte, una capa de nieve profunda puede contribuir un efecto de almacenamiento adicional debido al aumento del tiempo de viaje necesario para que el agua pase a través de él. Por otro lado, una capa de nieve bien acondicionado puede oponerse a muy poca resistencia al flujo de agua y de hecho puede ABET escorrentía mediante la adición de un incremento de la masa fundida de su propio. Más importante, sin embargo, una capa de nieve acondicionado puede haber ayudado a mantener la humedad del suelo en niveles altos, lo cual puede dar lugar a la conversión completa de deshielo en escorrentía. Entre estos dos extremos se encuentra una gran variedad de casos intermedios. Por lo tanto, un conocimiento de la condición inicial de la capa de nieve es esencial para la síntesis adecuada de hidrogramas lluvia sobre nieve.
Spring Snowmelt Runoff Hydrographs
Hidrogramas de escorrentía de primavera Snowmelt
Spring snowmelt runoff hydrographs tend to vary with orographic patterns. For instance, in the mountainous areas of the western United States, the annual spring snowmelt flood is caused by the sustained melting of deep snowpacks over a long period of time. On the other hand, in the northern Great Plains of the United States, snowmelt floods occur often in early spring, triggered by the comparatively fast melting of shallow snowpack covering extensive areas.
Primavera hidrogramas de escorrentía del deshielo tienden a variar con patrones orográficas. Por ejemplo, en las zonas montañosas del oeste de Estados Unidos, la inundación anual del deshielo de primavera se debe a la fusión sostenida de acumulación de nieve profunda durante un largo período de tiempo. Por otro lado, en el norte de las Grandes Llanuras de los Estados Unidos, las inundaciones de deshielo se producen a menudo en principios de la primavera, provocada por el derretimiento de la capa de nieve comparativamente rápido superficial que cubre áreas extensas.
Three approaches are used to synthesize spring snowmelt runoff hydrographs. These are: (1) the elevation-band method, (2) the rational method, and (3) the one-step method.
Tres enfoques se utilizan para sintetizar primavera hidrogramas de escorrentía del deshielo. Estos son: (1) el método de elevación en forma de banda, (2) el método racional, y (3) el método de un solo paso.
Elevation-band Method. In this method, the basin is subdivided into several (n) elevation bands, and snowmelt, rainfall, and losses are computed separately for each band. Melt and rain are assumed to be spatially uniform throughout each band, and the entire band is assumed to be either snow-covered or snow-free, and melting or not melting. Snowmelt is computed by using temperature or other appropriate indexes. Excess basin water available for runoff (in centimeters per day, inches per day, or other suitable rate units) is obtained by weighing rainfall, snowmelt, and losses in proportion to the individual band subareas:
Elevación de banda Método. En este método, la cuenca se divide en varias bandas (n) de elevación, y el deshielo, las lluvias, y las pérdidas se calculan por separado para cada banda. Melt y la lluvia se supone que son espacialmente uniforme a lo largo de cada banda, y toda la banda se supone que es uno o cubiertas de nieve o sin nieve, y la fusión no fusión. Deshielo se calcula utilizando la temperatura u otros índices adecuados. El exceso de agua cuenca disponible para la escorrentía (en centímetros por día, pulgadas por día, o de otras unidades de tasas adecuadas) se obtiene pesando tipo lluvia, nieve derretida, y las pérdidas en proporción a las subáreas banda individuales:
|
n
Σ [(Pi + Mi - Li ) Ai ] i = 1 Me = _________________________ n Σ Ai i = 1 | (12-19) |
in which Me = excess basin water available for runoff, Pi = rainfall, Mi = melt, Li = losses, and Ai = band subarea. The summation is for each of n bands.
en el que Me = exceso de agua de la cuenca disponible para la escorrentía, Pi = precipitaciones, Mi = derretir, Li = pérdidas, y Ai = subárea banda. La suma es para cada uno de n bandas.
Rational Method. In this method the basin is treated as a unit, and excess basin water available for runoff (in centimeters per day, inches per day, or other suitable rate units) is calculated as follows:
Método Racional. En este método la cuenca es tratada como una unidad, y el agua en exceso cuenca disponible para la escorrentía (en centímetros por día, pulgadas por día, o de otras unidades de velocidad adecuada) se calcula como sigue:
The melt line is established as the average elevation above which the air temperature is below freezing.
La línea de fusión se estableció como la elevación media por encima del cual la temperatura del aire está por debajo de la congelación.
The snow line is established as the average elevation of the lower limit of the snow-covered area.
La cota de nieve se estableció como la elevación media del límite inferior de la zona cubierta de nieve.
The contributing area, i.e., the fraction of the basin contributing to snowmelt, is the area between melt and snow lines.
El área que contribuye, es decir, la fracción de la cuenca contribuir a deshielo, es el área entre las líneas de fusión y nieve.
Mean basin melt rate is obtained by multiplying the calculated snowmelt rate by the ratio of contributing area to basin area.
Cuenca media derretir tasa se obtiene multiplicando la tasa de deshielo calculada por la relación de contribuir una zona a otra cuenca.
Excess basin water available for runoff is equal to mean basin melt rate plus mean basin precipitation minus mean basin loss rate.
El exceso de agua cuenca disponible para la escorrentía es igual a significar cuenca tasa derretir además significaría menos precipitación cuenca significa tasa de pérdida de cuenca.
One-step Method. This method makes use of a chart showing mean basin melt rate as a function of mean daily air temperature and snowline elevation. An example of this chart for the Boise River Basin above Twin Springs, Idaho, is shown in Fig. 12-8. The chart is site-specific, with the size of contributing area implicit in it. Excess basin water available for runoff is equal to mean basin melt rate plus mean basin precipitation minus mean basin loss rate.
Método de un paso. Este método hace uso de un gráfico que muestra la cuenca media tasa de derretimiento en función de la temperatura media diaria del aire y elevación línea de nieve. Un ejemplo de este cuadro para la Cuenca del Río Boise arriba gemelo Springs, Idaho, se muestra en la Fig. 12-8. La tabla es específica de sitio, con el tamaño del área implícita en ella contribuye. El exceso de agua cuenca disponible para la escorrentía es igual a significar cuenca tasa derretir además significaría menos precipitación cuenca significa tasa de pérdida de cuenca.
Example 12-1.
Given the following rainfall, snowmelt. and losses data for a 950-km2 catchment, calculate the excess basin water available for runoff by the elevation-band method.
The application of Eq. 12-19 leads to: Me = [(1.0 x 250) + (2.0 X 210) + (2.3 X 180) +
(2.4 X 170) + (2.4 X 140)]1(250 + 210 + 180 + 170 + 140) = 1.924 cm/d.
|
Ejemplo 12-1.
Dada la siguiente precipitaciones, deshielo. y los datos de pérdidas para un 950-km2 de captación, calculan el exceso de agua de la cuenca disponible para el escurrimiento por el método de la elevación de la banda.
La aplicación de la ecuación. 12-19 conduce a: Me = [(1.0 x 250) + (2.0 X 210) + (2.3 X 180) +
(2.4 X 170) + (2.4 X 140)]1(250 + 210 + 180 + 170 + 140) = 1.924 cm/d.
|
Figure 12-8 Snowmelt chart for Boise River Basin above Twin Springs, Idaho [10]. |
Example 12-2.
Given the following data, calculate the excess basin water available for runoff by the rational method: basin area 1000 km2; snow line at elevation 3000 m at 14°C mean daily temperature, with subarea below elevation 3000 m equal to 630 km2; melt line at elevation 4000 m at 6°C mean daily temperature, with subarea above elevation 4000 m equal to 150 km2; mean basin precipitation 0.36 cm/d, mean basin losses 0.23 cm/d, and degree-day factor 0.15 cm/(°C-d).
Assume a linear decrease in mean daily temperature with elevation.
The contributing area is 1000 - 630 - 150 = 220 km2.
The mean daily temperature within the contributing area is 10°C.
The snowmelt is: 0.15 × 10 = 1.5 cm/d.
Mean basin melt is: 1.5 × (220/1000) = 0.33 cm/d.
Total basin water is: 0.36 + 0.33 = 0.69 cm/d.
Excess basin water avaiiable for runoff is: 0.69 - 0.23 = 0.46 cm/d.
|
Ejemplo 12-2.
Teniendo en cuenta los siguientes datos, calcular el exceso de agua de la cuenca disponible para el escurrimiento por el método racional: área de la cuenca 1.000 kilometros 2; línea de nieve en la cota 3.000 m en 14°C la temperatura media diaria, con subárea continuación elevación 3.000 m igual a 630 km2; derretir la línea en la cota 4.000 m en 6°C la temperatura media diaria, con subárea sobre la elevación 4.000 m igual a 150 kilometros 2; precipitación media cuenca 0.36 cm/d, significa pérdidas de cuenca 0,23 cm/d, y el factor grados-día de 0.15 cm/(°C-d).
Asumir una disminución lineal de la temperatura media diaria con la elevación.
El área que contribuye es 1000 - 630 - 150 = 220 km2.
La temperatura media diaria en la zona que contribuye es 10°C.
El deshielo es: 0.15 × 10 = 1.5 cm/d.
Cuenca fusión media es: 1.5 × (220/1000) = 0.33 cm/d.
El total de agua cuenca es: 0.36 + 0.33 = 0.69 cm/d.
El exceso de agua de la cuenca avaiiable de escorrentía es: 0.69 - 0.23 = 0.46 cm/d.
|
Time Distribution of Runoff
Tiempo Distribución de escorrentía
Either unit hydrograph techniques (Section 5.3) or catchment routing methods (Section 10.4) are used in the generation of runoff hydrographs from snow-covered areas. Conventional unit hydrographs are used for rain-on-snow events. Special long-tail unit hydrographs may be necessary to synthesize runoff from excess spring snowmelt water [10].
Cualquiera de las técnicas de hidrograma unitario (Sección 5.3) o métodos de enrutamiento de captación (Sección 10.4) se utilizan en la generación de hidrogramas de escorrentía de las zonas cubiertas de nieve. Hidrogramas unitarios convencionales se utilizan para los eventos de lluvia sobre nieve. Hidrogramas unitarios de cola larga especiales pueden ser necesarias para sintetizar la escorrentía de exceso de agua del deshielo de primavera [10].
PREGUNTAS
|
|
What atmospheric and environmental conditions control snow accumulation?
Qué condiciones atmosféricas y ambientales controlan la acumulación de nieve?
What is albedo? What is a typical range of albedo for snow-covered surfaces?
Cuál es el albedo? Qué es un rango típico de albedo para superficies cubiertas de nieve?
What are the principal sources of heat energy involved in melting of the snowpack?
¿Cuáles son las principales fuentes de energía calorífica que participan en la fusión de la capa de nieve
What is the thermal quality of a snowpack? What is a typical value of thermal quality for a ripe snowpack?
¿Cuál es la calidad térmica de una capa de nieve? ¿Qué es un valor típico de calidad térmica de la capa de nieve madura?
What is the solar constant? What is the value of the solar constant?
¿Cuál es la constante solar? ¿Cuál es el valor de la constante solar?
What is insolation? What is the value of daily insolation amount received at the outer limit of the earth's atmosphere for a 30°N latitude at winter solstice?
¿Qué es la insolación? ¿Cuál es el valor de la cantidad de insolación diaria recibida en el límite exterior de la atmósfera de la tierra para un 30°N latitud norte en el solsticio de invierno?
What is convective melt? What is condensation melt?
¿Qué es la fusión de convección? ¿Qué es la condensación fusión?
What is rain melt? What is ground melt?
¿Qué es la lluvia fusión? ¿Qué es la fusión de tierra?
What are the controlling factors in shortwave radiation melt?
¿Cuáles son los factores que controlan en radiación de onda corta se derriten?
What is an index in hydrologic practice?
¿Qué es un índice en la práctica hidrológico?
What is the controlling factor for snowmelt runoff from an open site? What are the most important components in snowmelt runoff from forested areas?
¿Cuál es el factor de control de la escorrentía del deshielo de un sitio abierto? ¿Cuáles son los componentes más importantes de la escorrentía del deshielo de las zonas boscosas?
What is a degree-day? What is the degree-day factor?
¿Qué es un grado-día? ¿Cuál es el factor grados-día?
What is ripening of the snowpack?
Lo que se la maduración de la capa de nieve?
How many types of water exist in the snowpack? Explain.
¿Cuántos tipos de agua existe en la capa de nieve? Explicar.
Describe the elevation-band method for determining spring snowmelt runoff hydrographs.
Describir el método de elevación de banda para determinar hidrogramas de escorrentía de deshielo de primavera.
PROBLEMAS
|
|
Calculate the daily snowmelt rate for a snowpack of 95% thermal quality subject to a snowmelt heat equivalent of 570 ly/d.
Calculate the shortwave radiation snowmelt for a snow-covered site with insolation under clear sky 590 ly/d, cloud cover coefficient 0.8, forest transmission coefficient 0.9, snow surface albedo 0.7, and thermal quality of the snowpack 97%.
The following mean daily temperatures (in degrees Celsius) were measured in a snowcovered forest site during a certain week: Monday, 10°C; Tuesday, 11°C; Wednesday, °C;Thursday, 13°C; Friday, 12°C; Saturday, 14°C, and Sunday, 11°C. Calculate the melt for a degree-day factor of 0.25 cm/(°C;-d). Assume a temperature base of O°C.
The following mean monthly temperatures have been recorded in a snow-covered forest site during the spring: April, 44°F; May, 52°F; and June, 60°F. The snowpack water equivalent at the end of March is 36 in. Assuming a degree-day factor of 0.04 in./(0°F-d), determine the potential snowmelt during the 3-month period. Compare this potential snowmelt value with the water equivalent at the end of the snowfall season (assume end of March) to determine whether there is any melt in Mayor June. Assume a temperature base of 32°F.
Compute basin snowmelt using a generalized snowmelt equation for the following data: forested area; wind speed at 50-ft above the snow surface, v = 30 mph; air temperature at a 10-ft height, 65°F; dew point temperature at 10 ft height, 50°F; snow surface temperature, 32°F; and basin factor k = 0.4.
Compute basin snowmelt using a generalized snowmelt equation applicable for rainfall periods for the following data: heavily forested area; temperature of saturated air at a 10-ft height, Ta = 60°F; and rainfall rate Pr = 1.5 in./d.
Given the following area-elevation data and daily rainfall, snowmelt, and losses for a certain basin, use the elevation-band method to compute the excess basin water available for runoff.
Elevation
Band (m)Subarea
(km2)Rainfall
(cm/d)Snowmelt
(cm/d)Losses
(cm/d)2000 - 2500 150 4 0 3 2500 - 3000 100 5 4 2 3000 - 3500 50 6 2 1 Given the following area-elevation data for a certain basin, use the rational method to compute the excess basin water available for runoff. Assume snow line at elevation 2200 m; melt line at elevation 2600 m; mean basin rainfall, 7 cm/d; snowmelt, 3 cm/d; and mean basin losses, 2 cm/d.
Elevation (m) 2000 2200 2400 2600 2800 3000 Cumulative Area (km2) 0 450 630 730 800 840 Given the following area-elevation data for a certain basin, use the rational method to compute the excess basin water available for runoff. Assume snow line at elevation 5000 ft; melt line at elevation 6000 ft; mean basin rainfall, 2 in./d; mean basin losses, 0.5 in./d; degree-day factor 0.075 in./(0°-d); temperature at the index station at elevation 5500 ft, 42°F; and a temperature gradient of -10°F per 500-ft increase in elevation.
Elevation (ft) 4500 5000 5500 6000 6500 Cumulative Area (mi2) 0 500 900 1200 1400 Using Fig. 12-8, determine the mean basin melt rate for the Boise River Basin above Twin Springs, Idaho, for the following conditions: (a) mean air temperature of 55°F and snow line at elevation 5500 ft; and (b) mean air temperature of 65°F and snow line at elevation 7000 ft.
BIBLIOGRAFÍA
|
|
Bruce, J. P., and R. H. Clark. (1966). Introduction to Meteorology. London: Pergamon Press.
Clyde, G. D. (1931). "Snow Melting Characteristics," Bulletin No. 231, Utah Agricultural Experiment Station, Aug.
Church, J. E. (1941). "The Melting of Snow," Proceedings. Central Snow Conference, Vol. 1, Dec., pp. 21-32.
Gray, D. M., and D. H. Male. (1981). Handbook of Snow. Toronto: Pergamon Press.
Haurwitz, B. (1948). "Insolation in Relation to Cloud Type," Journal of Meteorology. Vol. 5, No.3, June, pp. 110-113.
Horton, R. E. (1915). "The Melting of Snow," Monthly Weather Review. Vol. 43, No. 12, Dec., pp. 599-605.
Meiman, J. R. (1970). "Snow Accumulation Related to Elevation, Aspect and Forest Canopy," Proceedings. Workshop and Seminar in Snow Hydrology. Ottawa: Queen Printers of Canada, pp. 35-47.
Rhea, J. 0., and L. O. Grant. (1974). "Topographic Influences on Snowfall Patterns in Mountainous Terrain," in Advanced Concepts and Techniques in the Study of Snow and Ice Resources. National Academy of Sciences, Washington, DC.
Spreen, W. C. (1947). "A Determination of the Effect of Topography Upon Precipitation," Transactions. American Geophysical Union. Vol. 28, No.2, April, pp. 285-290.
U.S. Army Corps of Engineers, North Pacific Division. (1956). "Snow Hydrology, Summary Report of the Snow Investigations," Portland, Oregon, June.
U.S. Army Engineer, North Pacific Division. (1986). "Program Description and User Manual for SSARR Model, Streamflow Synthesis and Reservoir Regulation," Portland, Oregon, Draft, April.
Wilson, W. T. (1941). "An Outline of the Thermodynamics of Snowmelt," Transactions. American Geophysical Union, Part I, pp. 182-195.
Gray, D. M., and D. H. Male. (1981). Handbook of Snow. Toronto: Pergamon Press.
National Academy of Sciences. (1974). Advanced Concepts and Techniques in the Study of Snow and Ice Resources. Washington, DC.
U.S. Army Corps of Engineers, North Pacific Division. (1956). "Snow Hydrology, Summary Report of the Snow Investigations," Portland, Oregon, June.
| http://engineeringhydrology.sdsu.edu |
|
181023 18:20 |