Nguyên lý thủy văn Chương 2 Giáng thủy

24 Chương 2 Giáng thủy 2.1 Mở đầu và các khái niệm Giáng thủy là một nhân tố quan trọng điều hòa chế độ thủy văn của một vùng. Nó là nguồn cung cấp nước chủ yếu cho bề mặt Trái đất và những kiến thức về sự phân bố mưa theo không gian và thời gian là rất cần thiết để hiểu được sự trao đổi ẩm trong đất, trao đổi nước ngầm và dòng chảy sông ngòi. Số liệu giáng thủy thu thập dễ dàng hơn, tại nhiều vị trí hơn và có thời gian dài hơn các thành phần khác trong vòng tuần hoàn của nước. ở một số nơi trên thế giới, số liệu giáng thủy là những số liệu thủy văn duy nhất trực tiếp đo đạc được. Do đó việc nghiên cứu giáng thủy có tầm quan trọng đặc biệt đối với các nhà thủy văn học và ở chương này tập trung vào sự hình thành và phân bố của nó là những vấn đề liên quan trực tiếp đến các nhà thủy văn học. Những kiến thức chi tiết hơn về cơ cấu hình thành của giáng thủy thuộc lĩnh vực nghiên cứu của các nhà khí tượng và khí hậu học. Người đọc có thể tham khảo thêm các tài liệu chuẩn về khí tượng, khí hậu. Các nhà khí tượng quan tâm đến việc phân tích và giải thích những cơ chế tác động đến sự phân bố của giáng thủy, mà không quan tâm đến các vấn đề khi giáng thủy rơi xuống mặt đất. Còn những nhà thủy văn học thì quan tâm đến nó, đó là sự phân bố, tổng lượng giáng thủy, khi nào và ở đâu giáng thủy sẽ xuất hiện. Do đó, những hướng nghiên cứu giáng thủy của thủy văn học liên quan tới loại giáng thủy, sự biến đổi theo không gian và thời gian của nó, việc hiểu và sử dụng chính xác số liệu đo đạc được. Giáng thủy xuất hiện ở một số dạng và một sự khác biệt tuy đơn giản nhưng cơ bản giữa chúng là dạng rắn và lỏng. Giáng thủy lỏng bao gồm chủ yếu là mưa rào và mưa phùn (có kích thước hạt nhỏ hơn và cường độ yếu hơn mưa rào). Ngược lại với giáng thủy lỏng đóng vai trò trực tiếp trong sự chuyển động của nước trong vòng tuần hoàn, giáng thủy rắn bao gồm chủ yếu là tuyết tồn tại trên bề mặt đất trong một khoảng thời gian đáng kể cho tới khi nhiệt độ tăng đủ lớn làm nó tan ra. Vì lí do này mà giáng thủy rắn, đặc biệt là tuyết, sẽ được trình bày riêng ở mục 2.7. Mưa đá là một dạng giáng thủy khá đặc biệt vì mặc dù rơi xuống mặt đất dưới dạng rắn nhưng nó thường tan nhanh trong những điều kiện nhiệt độ thúc đẩy sự tan chảy do đó nó có xu hướng tác động đến chế độ thủy văn như một trận mưa nặng hạt. Một số dạng khác của giáng thủy có thể quan trọng với từng khu vực. Ví dụ, ở một số khu vực nửa khô hạn, nguồn ẩm chính là sương được tạo thành khi không khí bị lạnh đi về đêm. ở vùng ven biển hoặc vùng núi, những giọt nước nhỏ trong những đám mây thấp hay sương mù có thể đọng lại trên cỏ cây và những bề mặt khác. Trong thực tế, mặc dù không hoàn toàn đúng nhưng thuật ngữ “giáng thủy” và “mưa” 25 thường được dùng tùy tiện và có thể thay thế cho nhau trong bất kỳ hay tất cả các dạng của chúng. 2.1.1 Hơi nước Dù không khí có khô đến đâu đi chăng nữa, nó cũng luôn chứa hơi ẩm dưới dạng những phân tử hơi nước. Một phân tử hơi nước là một phân tử khí ở dưới “nhiệt độ tới hạn” và do đó dễ dàng ngưng tụ hoặc hóa lỏng khi có một sự thay đổi tương đối nhỏ của nhiệt độ hoặc áp suất. Lượng hơi nước trong không khí luôn luôn biến đổi theo thời gian và có thể được biểu diễn bằng sức trương hơi nước - áp suất riêng phần của hơi nước. Đây là một phần rất nhỏ trong toàn bộ áp suất không khí, thường bằng 2.5 hPa trong khi áp suất khí quyển khoảng 985 hPa (Trenberth, 1992). Không khí có thể giữ được một lượng tối đa hơi nước trước khi nó bão hòa và lượng hơi nước này tăng theo quy luật hàm logarit cùng với sự tăng của nhiệt độ. Nhiệt độ không khí càng cao thì nó càng có khả năng giữ được nhiều hơi nước hơn. Một khi lượng hơi nước vượt quá giới hạn, chẳng hạn bằng cách làm lạnh, thì sự ngưng tụ xuất hiện. Nhiệt độ xảy ra sự ngưng tụ gọi là “nhiệt độ điểm sương”. Độ bão hòa của không khí có thể được biểu diễn bằng “độ ẩm tương đối” của không khí (là tỉ lệ giữa áp suất hơi nước thực tế so với áp suất hơi nước bão hòa). Do áp suất hơi bão hòa phụ thuộc nhiệt độ nên độ ẩm tương đối giảm khi nhiệt độ tăng và ngược lại, khi không khí lạnh đi thì độ ẩm tương đối tăng. ở áp suất hơi dưới áp suất hơi bão hòa, không khí chưa bão hòa và nếu các điều kiện phù hợp (xem chương 4), nó có thể hút thêm hơi ẩm từ quá trình bay hơi. Lượng hơi ẩm của khí quyển, hay độ ẩm, có thể đo bằng một số dụng cụ. ẩm kế điểm sương lần lượt đốt nóng rồi làm lạnh một chiếc gương và đo nhiệt độ điểm sương bằng cách ghi lại sự thay đổi năng suất phát xạ của bề mặt gương do quá trình hình thành sự ngưng tụ. ẩm biểu gồm 2 nhiệt kế, một chiếc đo nhiệt độ không khí còn chiếc thứ hai được giữ ẩm bằng một miếng vải nhúng trong một cốc nước. Bầu ẩm bị làm lạnh bởi nước bay hơi (nên cần ẩn nhiệt bay hơi) và sự giảm nhiệt độ tương ứng với nhiệt kế khô cho biết mức độ bốc hơi, do đó cho biết sự khô ráo của không khí. Tổng lượng hơi nước trong khí quyển chỉ chiếm một phần nhỏ trong kho nước toàn cầu. ở một thời điểm xác định, nước trong khí quyển chiếm không quá 0,001 % tổng lượng nước trong lục địa, đại dương và khí quyển (xem bảng 1.1), song lượng nước nhỏ này lại là nguồn cung cấp một nguồn nước liên tục dưới dạng giáng thủy. Hơi nước trong khí quyển lên tới khoảng 25 mm nước lỏng trong khoảng thời gian trung bình là 9 ngày (cung cấp một lượng mưa trung bình hàng năm khoảng 1000 mm trên toàn cầu). Con số này không được thể hiện trên hình 1.1. Một phần lượng nước bị mang lên tầng bình lưu nơi chúng có thể ở lại trên 10 năm. ở một thái cực khác, một phần nước đã bay hơi vào những tầng thấp của một đám mây dông có thể rơi xuống dưới dạng giáng thủy trong vòng 1 giờ (Lamb, 1972). Mặt cắt thẳng đứng của nhiệt độ và áp suất có ảnh hưởng đặc biệt quan trọng tới giáng thủy. Sự biến đổi của nhiệt độ theo độ cao gọi là tốc độ giảm nhiệt độ của môi trường – gradien nhiệt độ của môi trường (ELR). Tốc độ giảm thường là 6C/km nhưng có thể thay đổi rất lớn giữa các khu vực và theo thời gian và điều này sẽ ảnh hưởng đến sự hoạt động của các khối khí theo một cơ chế nâng lên. Khi một dòng khí đi lên, nó sẽ giảm áp suất và do đó nở ra và lạnh đi. Nếu không có sự xáo trộn thì 26 không có sự trao đổi nhiệt giữa dòng không khí đi lên và môi trường xung quanh nó (quá trình đoạn nhiệt) – đây là một giả thiết có lợi cho nhiều mục đích, tốc độ giảm nhiệt độ khoảng 9,8C/km, gọi là gradien đoạn nhiệt khô (DALR). Tuy nhiên, nếu không khí đủ lạnh để trở thành bão hòa thì ẩn nhiệt của quá trình bay hơi sẽ được giải phóng khi hơi nước ngưng tụ tạo thành các giọt nước. ẩn nhiệt góp phần bù lại một phần của quá trình lạnh đi, kết quả là dòng thăng lạnh đi với tốc độ chậm hơn – gradien đoạn nhiệt ẩm (SALR). Gradien đoạn nhiệt ẩm nhỏ hơn gradien đoạn nhiệt khô (thường bằng khoảng 1/2) và tỉ lệ nghịch với nhiệt độ và áp suất. ẩn nhiệt được giải phóng vì thế tăng cường chuyển động theo phương thẳng đứng. Nếu một dòng khí đã bão hòa có nhiệt độ cao hơn (và do đó nhẹ hơn) không khí xung quanh và gradien nhiệt độ của môi trường lớn hơn SALR (hoặc DALR nếu không khí chưa bão hòa), nó sẽ tiếp tục đi lên, khối khí này được gọi là ở trạng thái không ổn định. Cuối cùng khối khí đạt đến điểm mà ở đó nó đủ lạnh để tạo thành mây. Điểm này gọi là “mực ngưng kết”. Sự thay đổi đặc tính của khối khí chuyển động được biểu diễn trên giản đồ nhiệt động và sự ổn định của chúng cũng như bất kỳ mực ngưng kết nào cũng có thể được xác định ( Hình 2.1). Hình 2.1 Giản đồ nhiệt động biểu thị sự biến đổi nhiệt độ theo độ cao (giảm áp suất). Nếu một phần tử khí chưa bão hòa đi lên và lạnh đi theo đường DALR, tới nhiệt độ điểm sương nó trở thành bão hòa và bắt đầu xảy ra sự ngưng tụ (tạo thành mây). Nếu phần tử khí tiếp tục đi lên nó sẽ tiếp tục bị lạnh đi theo đường SALR. A = năng lượng cần cung cấp để phần tử khí đi lên, B = năng lượng được giải phóng từ ẩn nhiệt 2.1.2 Mây Mây là tập hợp của những hạt nước nhỏ hoặc tinh thể băng lơ lửng trong khí quyển và trông như những vật thể trôi lơ lửng màu trắng hoặc xám. Những đám mây riêng biệt có thể biến đổi trong phạm vi từ vài chục mét đến hàng trăm kilomet. ở một thời điểm bất kỳ, có khoảng 1/2 bề mặt Trái đất bị bao phủ bởi những đám mây và chúng ảnh hưởng quan trọng tới cán cân bức xạ (Salby, 1992). Do khả năng phản xạ lớn hay albedo lớn, mây phản xạ ánh sáng mặt trời đi tới và phản xạ lại bức xạ từ bề mặt đất giúp cho trái đất được ấm áp. Đường kính của các hạt mây thường nằm trong khoảng 1-100 m. Lượng nước trong một đơn vị thể tích của mây có thể biến thiên rất lớn, nhưng giá trị trung bình khoảng 0.1-0.2 gm-3 và giá trị lớn nhất theo lý A DALR ELR B SALR Chân mây Trần mây Đ ộ ca o X Nhiệt độ không khí 27 thuyết khoảng 5 gm-3 (Pruppacher và Klett, 1997). Mây được hình thành khi không khí trở thành bão hòa do sự bốc hơi của nước vào không khí hoặc phổ biến hơn là do sự lạnh đi của không khí khi chuyển động lên cao. Các giọt nước ngưng tụ lên trên các hạt bụi khí đóng vai trò như những nhân ngưng kết. ở nhiệt độ dưới nhiệt độ đóng băng, các phân tử hơi nước có thể được biến đổi trực tiếp thành các tinh thể băng nhờ quá trình thăng hoa. Các nhân ngưng kết có đường kính khoảng từ 10-4 đến 1 m và có nguồn gốc rất đa dạng. Chúng bao gồm khói, bụi, phấn hoa, những phân tử muối từ bọt nước biển bắn lên và còn thêm các hạt bụi khí được tạo ra tự những phản ứng hóa học nào đó giữa hơi nước, oxi, nitơ và một lượng nhỏ các khí (SO3, Cl, NH3, O3, NOx) (Preston-Whyte và Tyson, 1988). Mặc dù khối khí có thể đủ lạnh để tạo thành mây nhưng giáng thủy sẽ không xảy ra trừ phi đạt các điều kiện thích hợp cho sự lớn lên của các giọt nước hoặc các tinh thể băng. Vẫn còn nhiều điều không chắc chắn về các chi tiết – ví dụ sự lớn lên của các giọt nước bởi sự ngưng tụ riêng lẻ là quá thiếu để giải thích nguyên nhân xuất hiện các giọt mưa trong vòng một vài giờ diễn ra sự hình thành mây. Chúng ta đã biết rằng trong các đám mây ấm (nhiệt độ xung quanh lớn hơn nhiệt độ đóng băng), những cơ chế chủ yếu giúp cho sự lớn lên của các giọt nước là sự va chạm và sự liên kết. Trong các đám mây lạnh, các tinh thể băng lớn lên nhanh hơn các giọt nước nhờ vào quá trình thăng hoa (hơi nước ngưng tụ trực tiếp thành băng lên các tinh thể băng) – do sức trương hơi nước bão hòa tác dụng lên băng nhỏ hơn lên nước lỏng – và bởi sự va chạm, kết hợp của các tinh thể băng. 2.2 Những cơ chế hình thành giáng thủy Giáng thủy xảy ra khi một khối không khí ẩm đủ lạnh để trở thành bão hòa và có sự hiện diện của nhân ngưng kết để tạo thành các giọt nước hoặc các tinh thể băng. Các quá trình này đã được đề cập chi tiết trong nhiều tài liệu (ví dụ Mason 1971; Pruppacher và Klett, 1997) và những điều sau đây là một sự tổng kết ngắn gọn. Không khí có thể bị lạnh đi theo một số cách, chẳng hạn do sự gặp nhau giữa những khối không khí có nhiệt độ khác nhau hay là do tiếp xúc với bề mặt lạnh ví dụ mặt đất. Song cơ chế lạnh đi quan trọng nhất là do chuyển động thăng của không khí. Khi đi lên, áp suất của không khí giảm, nó nở ra và lạnh đi. Sự lạnh đi này làm giảm khả năng giữ nước của khối khí cho tới khi đến nhiệt độ điểm sương, khối khí trở thành bão hòa và sự ngưng tụ xuất hiện. Vì đặc điểm của mây (hình dạng, cấu trúc, kiểu, sự trong suốt) biểu diễn sự chuyển động của không khí nên những loại mây khác nhau gắn liền với các điều kiện thời tiết khác nhau. Một số mây gắn liền với thời tiết khô ráo hoặc mưa nhỏ, trong khi số khác gắn với những trận mưa nặng hạt. Hơn nữa trong những hệ thống thời tiết, thông thường có một số loại mây cùng xuất hiện – ở những độ cao khác nhau, thay đổi theo thời gian và ở những vùng khác nhau của một cơn bão. Những thông tin này đã được sử dụng trong công việc dự báo thời tiết hơn 2.000 năm (ví dụ NIH, 1990). Sự phân loại trực quan được phát triển bởi Luke Howard 200 năm trước (mây ti – xếp thành sợi, mây tầng – xếp thành tấm, mây tích – xếp thành đống) đã được kết hợp với độ cao của mây: tầng thấp (< 2.000 m), tầng trung (2.000-6.000 m), và tầng cao (>6.000 m) trong những cách phân loại mây hiện đại như Atlas mây quốc tế (WMO – Tổ chức khí tượng thế giới, 1975; MO – cơ quan khí tượng, 1982 ). 28 Những đám mây tầng thấp có thể được tạo thành do sự lạnh đi của lớp không khí phía dưới khi tiếp xúc với mặt đệm lạnh, tạo thành “sương mù”. Sự hình thành những đám mây không tự nó gây ra giáng thủy vì cần phải có một cơ chế cung cấp nguồn hơi ẩm đi vào. Chỉ khi nào những giọt nước hay những tinh thể băng lớn lên đến một cỡ nào đó, chúng mới có thể rơi xuống xuyên qua những dòng khí đi lên dưới dạng giáng thủy. Tùy thuộc vào nhiệt độ, chúng có thể rơi xuống dưới đất dưới dạng mưa, mưa đá hoặc tuyết. Vì dòng thăng là nguyên nhân chính gây ra sự lạnh đi của không khí và giáng thủy nên 3 cách phân loại giáng thủy sau đây theo những điều kiện khí tượng gây ra chuyển động thẳng đứng của không khí (front/xoáy, đối lưu và địa hình) có thể được sử dụng như một cách chung nhất. 2.2.1 Giáng thủy front và giáng thủy xoáy ở ngoài vùng nhiệt đới, giáng thủy thường là kết quả của những hệ thống thời tiết có quy mô rộng lớn (có chiều ngang >500 km), với giáng thủy xuất hiện dọc theo những đới chuyển tiếp hẹp (hay những front) giữa những khối khí cũng như gắn liền với hệ thống áp thấp nơi có sự hội tụ và đi lên của không khí. Hệ thống áp thấp bao gồm những khối khí quay ngược chiều kim đồng hồ ở Bắc bán cầu và cùng chiều kim đồng hồ ở Nam bán cầu. Trong trường hợp giáng thủy front, khối khí nóng ẩm trượt lên trên nêm khối khí lạnh và nặng hơn. Quá trình này có thể diễn ra ở front nóng hoặc front lạnh và theo những thuật ngữ khái quát, hai loại front có thể được phân biệt dựa vào loại giáng thủy mà chúng sinh ra (Hình 2.2). Front lạnh thường có bề mặt front rất dốc làm cho dòng không khí bốc nhanh lên cao gây ra mưa lớn nhưng thời gian ngắn. Ngược lại, mặt front nóng ít dốc hơn nhiều làm cho dòng khí đi lên và lạnh đi từ từ gây ra những trận mưa có cường độ nhỏ hơn nhưng lâu hơn. Trên khắp khu vực Tây âu, front nóng thịnh hành về mùa đông khi gió Tây thổi qua Đại Tây Dương sang phía Đông ấm hơn không khí ở trong lục địa, trong khi đó về mùa hè tình hình ngược lại, front lạnh lại thịnh hành hơn. ở ngoài vùng nhiệt đới, những hệ thống xoáy thuận là nguyên nhân của hiện tượng trời đầy mây bao phủ và gây ra phần lớn giáng thủy. Chúng thường có chuyển động thẳng đứng tương đối yếu của không khí và gây ra mưa có cường độ vừa phải trong thời gian khá dài. ở vùng nhiệt đới, do có sự đốt nóng rất lớn nên giáng thủy có cường độ mạnh hơn và thời gian ngắn hơn. 2.2.2 Giáng thủy đối lưu Mưa đối lưu sinh ra khi sự đốt nóng bề mặt đất làm không khí nóng lên và xuất hiện những dòng không khí chuyển động mạnh theo phương thẳng đứng. Nếu khối khí ở trạng thái không ổn định về nhiệt (mục 2.1.1), nó sẽ tiếp tục chuyển động lên cao và kết quả là bị lạnh đi, ngưng tụ và tạo thành mây gây ra những trận mưa khu vực có cường độ lớn và thời gian ngắn. Loại mưa này phụ thuộc vào nhiệt và ẩm của không khí từ tầng dưới và phổ biến ở khu vực nhiệt đới đặc biệt là vào mùa hè mặc dù nó cũng xuất hiện thưa thớt ở những khu vực khác. Trong khu vực xoáy thuận nhiệt đới, những mây có thể hình thành những dải xoắn ốc xung quanh tâm xoáy sinh ra dòng thăng gây mưa lớn kéo dài trên diện rộng (Barry và Chorley, 1998). 29 Hình 2.2 Hệ thống bão xoáy thuận ở Bắc bán cầu cho thấy sự xuất hiện của những front và gây ra mưa ở những vùng bên trong lục địa ấm áp và biển nhiệt đới, những hệ thống đối lưu chuyển động chậm ở giữa (hay gần tâm xoáy) có thể sinh ra một lượng mưa đáng kể và là nguyên nhân của sự tăng một phần khá lớn lượng mưa vào mùa hè (Maddox, 1983). Những hệ thống này gồm những đám mây dông bao lấy một vùng rất rộng tới vài nghìn km2. Do kích thước rất rộng và thường tồn tại trong một thời gian dài nên chúng có thể gây ra lũ lụt (Smith và Ward, 1998). Chúng hiếm thấy hơn ở những khu vực gần biển, đặc biệt là ở vùng vĩ độ trung bình chẳng hạn ở các hòn đảo của nước Anh chúng chỉ xuất hiện một năm một lần. Tuy nhiên người ta đưa ra giả thuyết rằng những hệ thống như vậy có thể là nguyên nhân gây ra một số trận lũ trên diện rộng (và cũng hiếm thấy nhất) từng được ghi lại ở nước Anh (Austin v.v, 1995). 2.2.3 Giáng thủy địa hình Mưa địa hình sinh ra do chuyển động đi lên của khối khí ẩm khi gặp vật cản như những dãy núi hay những hòn đảo giữa các đại dương tương tự như khối khí nóng bị trượt lên trên ở front lạnh. Nó có thể không có khả năng sinh ra giáng thủy giống như một hệ thống đối lưu hay xoáy thuận nhưng sự nâng lên có thể gây ra sự đối lưu không ổn định nguyên nhân chủ yếu là do địa hình. Điển hình là mưa rơi nhiều hơn ở sườn đón gió hơn là sườn khuất gió do khi khối khí đi xuống, nhiệt độ của nó tăng lên, mây tan đi và mưa giảm. Hiệu ứng này có thể quan sát thấy dọc theo bờ biển phía Tây của khu vực phía Bắc Scandinavi và ở vùng núi phía Bắc và phía Tây của những hòn đảo của nước Anh. ở một khu vực hơi nhỏ hơn, thỉnh thoảng người ta thấy rằng những ảnh hưởng của địa hình có thể định hướng gió, kết quả là lượng mưa lớn nhất không phải ở trên đỉnh đồi mà ở cách đó một khoảng theo hướng gió (Chater và Sturman, 1998). Cường độ của mưa địa hình có xu hướng tăng theo độ dày của lớp không khí 30 ẩm được nâng lên. Sự tăng thẳng đứng của giáng thủy đang được nghiên cứu để tìm ra tốc độ và hướng gió bằng rada thời tiết và những bản đồ được vẽ cho nước Anh chỉ ra lượng giáng thủy tăng lên theo độ cao. Tuy nhiên lượng giáng thủy chỉ tăng đến một độ cao nào đó thì không tăng nữa (Browning và Hill, 1981). 2.3 Phân bố không gian chung của giáng thủy Trong những trận bão lớn, lượng giáng thủy có thể lớn hơn vài lần lượng nước trung bình trong một cột không khí (mặc dù trong thực tế, nó có thể không bao giờ mưa xuống hết ngay cả trong những trận bão lớn nhất) cho thấy rằng những dòng không khí ẩm đi vào quy mô lớn phải đóng một vai trò then chốt đối với sự phân bố của giáng thủy. Những sự biến đổi lớn của lượng giáng thủy cả theo không gian và thời gian có tầm quan trọng đáng kể đối với những nhà thủy văn học. Thí dụ: có một sự tương phản lớn giữa một số sa mạc khô hạn nhất trên thế giới (khoảng 20 năm mới có một trận mưa) với những khu vực mưa lớn chẳng hạn như Bahia Felix ở Chile (trung bình một năm có 325 ngày mưa) (van der Leeden v.v, 1990). Lượng giáng thủy trung bình hàng năm trên lục địa khoảng 720 mm trái ngược hẳn với những khu vực như núi Waialeale ở đảo Hawai nơi nhận được lượng mưa hàng năm khoảng 12.000 mm hay vùng Cherrapunji ở Assam, ấn Độ nơi có năm đã từng ghi lại được lượng mưa tới trên 26.400 mm và 3.720 mm mưa trong thời đoạn 4 ngày (Dhar và Nandargi, 1996). Cường độ của những trận mưa làm nổi bật vai trò quyết định của những chuyển động quy mô lớn theo phương thẳng đứng và theo phương ngang trong khí quyển trong việc chuyển dịch những khối khí ẩm rộng lớn từ những nơi có sự bốc hơi mạnh tới những nơi có giáng thủy lớn. Khả năng di chuyển rất lớn của khí quyển có nghĩa là những nguồn cung cấp hơi nước có thể cách hàng trăm hoặc hàng nghìn km tới khu vực mà tại đó có giáng thủy. Do đó, sẽ vô cùng khó để tìm một sự liên hệ giữa những thay đổi sử dụng đất với những thay đổi của giáng thủy. Theo thống kê chỉ có khoảng 10% lượng giáng thủy trên toàn lục địa á-âu được rơi xuống địa điểm có nguồn gốc từ quá trình bốc hơi bề mặt đất trong lục địa (Brubaker v.v, 1993), 90% còn lại được đưa đến từ những khu vực xung quanh. Trong khi hoạt động và cấu trúc của những cơn bão riêng lẻ là phức tạp và hay thay đổi trong thời gian ngắn thì những cấu trúc vùng lớn của giáng thủy lại tồn tại trung bình trong một khoảng thời gian dài. Đây là điểm khác biệ