Módulos do J2000 em detalhes

Da ILMS-Wiki
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[[en:Módulos_do_J2000_em_detalhes]]
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[[en:J2000_modules_in_detail]]
 
Este tutorial descreve os processos importantes e algorítimos de diferentes módulos dentro do modelo hidrológico J2000 em detalhes:  
 
Este tutorial descreve os processos importantes e algorítimos de diferentes módulos dentro do modelo hidrológico J2000 em detalhes:  
  
−
= Precipitation distribution module =
+
= Módulo de distribuição de precipitação =
  
−
*Calibration parameters
+
*Parâmetros de calibração
  
 
{| style="text-align:left;"
 
{| style="text-align:left;"
−
! width="5%" | parameter|| width="15%" | description ||width="10%" | Global range || width="50%" | For Dudh Kosi model
+
! width="5%" | Parâmetro|| width="15%" | Descrição||width="10%" | Variação global|| width="50%" | Para o modelo Dudh Kosi  
 
|-
 
|-
−
|Trans || threshold temperature || 0 + 5 || 2
+
|Trans || temperatura limiar || 0 + 5 || 2
 
|-
 
|-
−
|Trs || base temperature for snow and rain || -5 +5 || 0
+
|Trs || temperatura base para a neve e chuva || -5 +5 || 0
 
|-  
 
|-  
 
|}
 
|}
  
−
In the J2000 modelling system, the precipitation is first distributed between rain and snow depending upon the air temperature. Two calibration parameters (''Trans'', and ''Trs'') are used where ''Trs'' is base temperature and ''Trans'' is a temperature range (upper and lower boundary) above and below the base temperature. In order to determine the amount snow and rain, it is assumed that precipitation below a certain threshold temperatures results in total snow precipitation and exceeding a second threshold results in total rainfall as precipitation. In the range (''Trans'') between those threshold temperatures, mixed precipitation occurs. Between those thresholds, rain-snow mixtures with variable percentages for each component are calculated. The acutal amount of snow (P(s)) of daily precipitation subject to air temperature is calculated according to:
+
No sistema de modelagem J2000, a precipitação é primeiramente distribuída entre chuva e neve, dependendo da temperatura do ar. Dois parâmetros de calibração (trans e trs) são utilizados, sendo que trs é a temperatura base e trans é uma gama de temperatura (limite superior e inferior), acima e abaixo da temperatura base. A fim de determinar a quantidade de neve e chuva, presume-se que a precipitação abaixo de certas temperaturas limite resulta em precipitação totalmente de neve e acima de um segundo limite em precipitação totalmente em estado líquido. No intervalo (trans) entre as referidas temperaturas limite, a precipitação ocorre em forma mista. Entre esses limites, misturas de chuva e neve com percentuais variáveis ​​para cada componente são calculadas. A quantidade de neve real (P (s)) da precipitação diária sujeita à temperatura do ar é calculada de acordo com:
  
  
Linha 21: Linha 21:
  
  
−
The daily amount of snow (P<sub>s</sub>) or amount of rain (P<sub>r</sub>) is calcualted according to:
+
A quantidade diária de neve (P<sub>s</sub>) ou a quantidade de chuva (P<sub>r</sub>)são calculadas de acordo com:  
  
  
Linha 30: Linha 30:
  
  
−
These parameters are considered as non-flexible parameters and not necessarily placed in the JAMS framework as tunable parameters.
 
  
−
*'''Relevancies in modelling'''
 
  
−
Putting the Trs values below zero (e.g. 2) will bring more precipitation in the form of 'rain' than 'snow'.
+
Estes parâmetros são considerados como parâmetros não-flexíveis e não são necessariamente colocados no âmbito do JAMS como parâmetros ajustáveis.
  
−
=Interception module=
+
*'''Relevâncias na modelagem'''
  
−
Interception is a process during which the precipitation is stored in leaves, and other open surfaces of vegetation. During precipitation, interception by crop canopy and residue layer occurs. This process is identified as important components of a hydrological cycle that can affect the water balance components. Canopy and residue interception are considered losses to the system, as any rainfall intercepted by either of these components will subsequently be evaporated (Kozak et al. 2007).  
+
Configurar os valores trs abaixo de zero (por exemplo, 2) vai trazer mais precipitação sob a forma de "chuva" do que de "neve".  
−
The interception module in the J2000 modelling system serves the calculation of the net precipitation from the observed precipitation against the particular vegetation covers and its development in the annual cycle. The observed precipitation is reduced by the interception part to calculate the net precipitation. Thus net precipitation only occurs when the maximum interception storage capacity of the vegetation is reached. The surplus is then passed on as throughfall precipitation to the next module. The interception module uses a simple storage approach according to Dickinson (1984), which calculates a maximum interception storage capacity based on the Leaf Area Index (LAI) of the particular type of land cover. The emptying of the interception storage is done exclusively by evapotranspiration. The maximum interception capacity (Int<sub>max</sub>) is calculated according to the following formula:  
+
 
 +
=Módulo de interceptação=
 +
 
 +
A interceptação é um processo durante o qual a precipitação é armazenada em folhas e outras superfícies abertas da vegetação. Durante a precipitação, ocorre a interceptação pelo dossel da plantas e de camada de resíduos. Este processo é identificado como componente importante de um ciclo hidrológico que pode afetar os componentes do balanço hídrico. A interceptação de copas e de resíduos é considerada uma perda para o sistema, já que qualquer chuva interceptada por qualquer um destes componentes subsequentemente evaporará (Kozak et al. 2007). O módulo de interceptação no sistema de modelagem J2000 serve como cálculo do volume de precipitação a partir da precipitação observada no contexto das coberturas vegetais particulares e do seu desenvolvimento no ciclo anual. A precipitação observada é reduzida pela parte interceptada para calcular-se o volume de precipitação. Assim a precipitação líquida apenas ocorre quando a capacidade máxima de armazenamento de interceptação da vegetação é atingida. O excedente é então repassado como precipitação interceptada para o próximo módulo. O módulo de interceptação utiliza uma abordagem simples de armazenamento de acordo com Dickinson (1984), que calcula a capacidade máxima de armazenamento de interceptação com base no Índice de Área Foliar (LAI), do tipo específico de cobertura do solo. O esvaziamento do armazenamento de interceptação é feito exclusivamente por evapotranspiração. A capacidade máxima de interceptação (Int<sub>max</sub>) é calculada de acordo com a seguinte fórmula:  
  
  
 
<math>Int_{max} = \alpha \cdot{LAI} \, \, \, \mathrm{[mm]}</math>
 
<math>Int_{max} = \alpha \cdot{LAI} \, \, \, \mathrm{[mm]}</math>
  
−
with
+
com
 +
 
 +
&alpha; ... capacidade de armazenamento por m² de área foliar em relação ao tipo de precipitação [mm]
  
−
&alpha; ... storage capacity per m² leaf area against the precipitation type [mm]
+
LAI ... LAI da classe de uso da terra especial previsto no arquivo de parâmetros do uso da terra [-]
  
−
LAI ...  LAI of the particular land-use class provided in land-use parameter file [-]
+
O parâmetro “a” tem um valor diferente, dependendo do tipo da precipitação interceptada (chuva ou neve), visto que a capacidade máxima de interceptação da neve é ​​sensivelmente mais elevada do que a precipitação em estado líquido. O LAI para os tipos de vegetação individuais é fornecido no arquivo de parâmetros de uso da terra ao longo do ano. Porque o LAI muda de acordo com as estações do ano, quatro tipos diferentes de LAI para quatro estações diferentes para cada tipo de vegetação são propostas no arquivo de parâmetro do uso da terra. O valor do LAI pode ser determinado por medição direta de folhas, literatura e conhecimento especializado.
  
−
The parameter a has a different value, depending on the type of the intercepted precipitation (rain or snow), because the maximum interception capacity of snow is noticeably higher than of liquid precipitation. The LAI for individual vegetation types is provided in the land-use parameter file throughout the year. Because the LAI changes according to the seasons, four different LAI types for four different seasons for each vegetation type are proposed in land-use parameter file. The value of LAI can be determined by direct measurement of leaves, literature, and expert knowledge.
 
  
−
=Snow module=
+
=Módulo de neve=
  
  
−
*Calibration parameters
+
*Parâmetros de calibração
  
 
{| style="text-align:left;"
 
{| style="text-align:left;"
−
! width="5%" | parameter|| width="15%" | description ||width="10%" | Global range || width="50%" | For Dudh Kosi model
+
! width="5%" | Parâmetro|| width="15%" | Descrição||width="10%" | Variação global|| width="50%" | Para modelo Dudh Kosi
 
|-
 
|-
−
|snowCritDens|| Critical density of snow|| 0 to 1 || 0.381
+
|snowCritDens|| Densidade crítica de neve || 0 to 1 || 0.381
 
|-
 
|-
−
|snowColdContent|| cold content of snowpack || 0 to 1 || 0.0012
+
|snowColdContent|| conteúdo de frio do bloco de neve || 0 to 1 || 0.0012
 
|-  
 
|-  
−
|baseTemp|| threshold temperature for snowmelt|| -5 to 5 || 0
+
|baseTemp|| temperatura de limite para fusão da neve
 +
|| -5 to 5 || 0
 
|-  
 
|-  
−
|t_factor|| melt factor by sensible heat|| 0 to 5 || 2.84
+
|t_factor|| fator de fusão pelo calor sensível
 +
|| 0 to 5 || 2.84
 
|-  
 
|-  
−
|r_factor|| melt factor by liquid precipitation || 0 to 5 || 0.21
+
|r_factor|| fator de fusão pela precipitação líquida
 +
|| 0 to 5 || 0.21
 
|-  
 
|-  
−
|g_factor|| melt factor by soil heat flow || 0 to 5 || 3.73
+
|g_factor|| fator de fusão em pelo pelo fluxo de calor no solo
 +
  || 0 to 5 || 3.73
 
|-  
 
|-  
 
|}
 
|}
  
−
These parameter are provided in '''''bold and italic''''' letters in the description below:
+
Estes parâmetros são fornecidos em '''''negrito e itálico''''' na descrição abaixo:
  
−
The snow module calculates the different phases of snow accumulation, metamorphosis and snowmelt. The more complex module is adapted in the model from Knauf (1980). The snow module takes into account the changes of state of snow pack during its existence, especially changes of snow density due to melting and subsidence. This process is important because snow pack can store free water, like a sponge, until reaching a certain threshold density and only then a sudden discharge of water occurs. For the model different water capacities of the snow pack are considered: the actual snow water equivalent (SWE<sub>dry</sub>) which corresponds to the amount of water which has actually frozen and the total snow water equivalent (SWE<sub>total</sub>) which in addition considers liquid water stored in the snow pack. The subsidence of the snow pack, which results from the liquid water through the snowmelt to the surface or from precipitation as rainfall, is calculated according to the empirical subsidence (snow-compaction scheme) by Bertle (1966).
+
O módulo de neve calcula as diferentes fases de acumulação de neve, metamorfose e neve derretida. O módulo mais complexo é adaptado no modelo de Knauf (1980). O módulo de neve leva em conta as mudanças de estado do bloco de neve durante a sua existência, especialmente suas mudanças de densidade devido ao degelo e a subsidência. Este processo é importante porque o bloco de neve pode armazenar água livre, como uma esponja, até atingir uma densidade de certo limite e só então uma descarga súbita de água ocorre. Para o modelo, capacidades diferentes de água da camada de neve são considerados: o equivalente real da água da neve (SWEdry) que corresponde à quantidade de água que realmente congelou e o equivalente total de água da neve (SWEtotal) que, além disso, considera a água em estado líquido armazenada no bloco de neve. A subsidência do bloco da neve, que resulta da água líquida através da fusão à superfície ou a partir da precipitação de chuva, é calculada de acordo com subsidência empírica (esquema de compactação da neve) por Bertle (1966).
  
−
The snow pack and its conditions are described in the modell according to the following parameters: snow depth (SD)[mm], dry snow density (dryDens)} [in g/cm³] as the quotient from total water content and snow depth.  
+
A camada de neve e as suas condições estão descritas no modelo de acordo com os seguintes parâmetros: profundidade da neve (SD) [mm], a densidade da neve seca (dryDens)} [em g/cm³] como o quociente do teor total de água e da profundidade da neve.
  
−
If there is minimum, mean or maximum air temperature for a certain time (daily data), the module calculates separate accumulation or melt temperatures. Accumulation and melting can occur within a time step. The accumulation and melt temperatures (T<sub>acc</sub> and T<sub>melt</sub>) can be calculated according to:
+
Se houver uma temperatura do ar mínima, média e máxima para um determinado período de tempo (dados diários), o módulo calcula a acumulação separada ou temperaturas de fusão. A acumulação e fusão pode ocorrer dentro de um intervalo de tempo. As temperaturas de fusão e de acumulação (T<sub>acc</sub> e T<sub>melt</sub>) podem ser calculadas de acordo com:
  
  
Linha 91: Linha 97:
  
  
−
'''Accumulation phase:'''
+
'''Fase de acumulação:'''
  
  
−
The snow module simulates accumulation and compaction of the snow pack caused by snowmelt or rain on snow precipitation.  
+
O módulo de neve simula a acumulação e a compactação da camada de neve causada pelo degelo ou chuva na precipitação de neve.  
  
−
The thermal circumstances under the snow cover are taken into account with the cold content in the snow cover in connection with the snowmelt. At the temperature below the freezing point, the snow pack cools down significantly. Because melted water freezes immediately due to negative isothermal circumstances under the snow cover, no runoff occurs. The cold content needs to reach the value zero so that the process of snowmelt begins again. Consequently, negative temperatures raise the cold content whereas the positive temperature reduces it. The calculation of storage of cold content results from the product of air temperature by a calibration parameter ('''''coldContFact''''').
+
As circunstâncias térmicas sob a cobertura de neve são levadas em consideração juntamente com o teor de frio dessa cobertura em conexão com o degelo. Na temperatura abaixo do ponto de congelamento, o bloco de neve arrefece significativamente. Já que a água derretida congela imediatamente devido a circunstâncias isotérmicas negativas sob a cobertura de neve, não ocorre escoamento. O teor de frio tem de atingir o valor zero, de modo que o processo de degelo comece novamente. Consequentemente, as temperaturas negativas elevam o teor de frio enquanto que a temperatura positiva reduz-lo. O cálculo do armazenamento de conteúdo de frio resulta do produto da temperatura do ar por um parâmetro de calibração ('''''coldContFact''''').
  
  
 
<math> CC = coldContFact \cdot T \,\,\,\,\,\,[mm] </math>
 
<math> CC = coldContFact \cdot T \,\,\,\,\,\,[mm] </math>
  
−
In doing so, negative air temperatures are accumulated and decreased only by positive temperature and resulting potential rates of melting. Only when the cold content has reached a value of 0, snowmelt occurs.
+
Ao fazê-lo, temperaturas negativas do ar são acumuladas e diminudídas apenas por temperaturas positivas e pelas potenciais taxas resultantes de fusão. Só quando o teor de frio tiver atingido um valor de 0, ocorre o derretimento da neve.
  
 +
Se a temperatura do ar for inferior a -15 ° C, pressupõe-se que a densidade da neve nova seja 0,02875.
  
−
If the air temperature is below  -15 C, the density of the new snow is assumed to be 0.02875.
+
A mudança de profundidade da neve (SD δ) resultante da precipitação da neve é ​​calculada de acordo com seguinte premissa: a acumulação de neve ocorre no modelo se a precipitação cair sob a forma sólida (NewsNow> 0). Portanto, a densidade de neve nova é determinada sujeita a temperatura do ar. O cálculo é realizado de acordo com (Kuchment 1983, e Vehvilaeinen 1992), se a temperatura do ar for superior a -15 oC.
−
 
+
−
 
+
−
The change of snow depth (δ SD) resulting from snow precipitation is calculated according to :
+
−
Snow accumulation occurs in the model if precipitation falls in solid form (newSnow > 0). Therefore the density of new snow is determined subject to air temperature. The calculation is carried out according to (Kuchment 1983, and Vehvilaeinen 1992), if the air temperature is higher than -15 oC.
+
  
 
<math> newSnowDens = 0.13 + 0.0135 \cdot T_{acc} + 0.000045 \cdot T^{2}_{acc}\,\,\,\, [g/cm^3] </math>
 
<math> newSnowDens = 0.13 + 0.0135 \cdot T_{acc} + 0.000045 \cdot T^{2}_{acc}\,\,\,\, [g/cm^3] </math>
  
−
If the air temperature is below  -15 oC, the density of the new snow is assumed to be 0.02875.
+
Se a temperatura do ar for inferior a -15 ° C, pressupõe-se que a densidade da neve nova seja 0,02875.
−
 
+
  
−
The change of snow depth (δ SD) resulting from snow precipitation is calculated according to :
+
A mudança de profundidade da neve (SD δ) resultante de sua precipitação e é ​​calculada da seguinte forma:
  
 
<math>  δ SD = \frac{netSnow}{newSnowDens} \,\,\,\,\,\,[mm]</math>
 
<math>  δ SD = \frac{netSnow}{newSnowDens} \,\,\,\,\,\,[mm]</math>
  
−
The snow water equivalent of the previous day (\textit{SWEdry}) increases by the value of snow precipitation according to:
+
O equivalente de água da neve do dia anterior (\textit{SWEdry}) aumenta o valor de precipitação de neve de acordo com:
  
 
<math> SWEdry_{{t}} = SWEdry_{{t-1}} + netSnow  \,\,\,\,\,\,[mm] </math>
 
<math> SWEdry_{{t}} = SWEdry_{{t-1}} + netSnow  \,\,\,\,\,\,[mm] </math>
  
−
The dry snow water equivalent and the total snow water equivalent are increased by the same value. If the precipitation event involved mixed (rain/snow) precipitation, the rain amount is allocated to the total snow water equivalent.
+
O equivalente de água da neve seca e o equivalente total de água da neve são aumentados pelo mesmo valor. Se o evento de precipitação envolvido precipitação mista (chuva/neve), a quantidade de chuva é atribuída ao equivalente total de água da neve.
  
−
If rain is part of the precipitation event, it results in subsidence of the snow pack. The calculation of the subsidence amount is discussed below. In the model, the snow pack remains in the accumulation phase until the temperature value (T<sub>melt</sub>) for the snowmelt exceeds a threshold value ('''''baseTemp''''')which has to be determined during the parameterisation phase of the modeling application. Then it enters the metamorphosis phase which simulates melting and subsidence processes. However, it can go back to the accumulation phase if temperatures are correspondingly low. Due to different temperature values, accumulation and melting processes can be modeled during one time step.
+
Se a chuva é parte do evento de precipitação, ocorre como resultado a subsidência do bloco de neve. O cálculo da quantidade de subsidência é discutido abaixo. No modelo, o bloco de neve permanece em fase de acumulação até que o valor de temperatura  (T<sub>melt</sub>) para o degelo exceda um valor limite ('''''baseTemp'''''), que tem de ser determinado durante a fase de parametrização da aplicação da modelagem. Em seguida, ele entra na fase de metamorfose que simula os processos de fusão e subsidência. No entanto, ele pode voltar para a fase de acumulação, se as temperaturas forem correspondentemente baixas. Devido aos valores de temperatura diferentes, os processos de acumulação e de fusão podem ser modelados durante um único intervalo de tempo.
  
−
'''Melting and subsidence phase:'''
+
'''Fase de fusão e subsidência:'''
  
−
If the melt temperature value (T<sub>melt</sub>) exceeds the temperature limit value ('''''baseTemp'''''), the snow pack goes from the accumulation phase to the metamorphosis. The amount of energy which is required for snowmelt is available in three different ways. First, by input of sensible heat by air temperature ('''''t_factor'''''), second, by energy input from precipitation as rain ('''''r_factor''''') and third, by input due to soil heat flow ('''''g_factor'''''). The sum of all energy inputs gives the potential snowmelt rate (Mp). The calculation of Mp is carried out according to:
+
Se o valor da temperatura de fusão (T<sub>melt</sub>) exceder o valor limite da temperatura ('''''baseTemp'''''), , o bloco de neve passa da fase de acumulação para a de metamorfose. A quantidade de energia que é necessária para a fusão da neve está disponível em três formas diferentes. Em primeiro lugar, através de uma entrada de calor sensível por temperatura do ar ('''''t_factor'''''), em segundo, por precipitação a partir de uma fonte de energia na forma de chuva ('''''r_factor''''') e em terceiro, pela entrada devido a um fluxo de calor no solo ('''''g_factor'''''). A soma de todas as entradas de energia fornece a taxa potencial de degelo (Mp). O cálculo da Mp é realizado de acordo com:
  
  
 
<math> Mp = t\_factor \cdot T_{melt} + r\_{factor} \cdot netRain \cdot T_{melt} + g\_{factor} \,\,\,\,\,\,[mm] </math>
 
<math> Mp = t\_factor \cdot T_{melt} + r\_{factor} \cdot netRain \cdot T_{melt} + g\_{factor} \,\,\,\,\,\,[mm] </math>
  
−
The variable Mp is then also modified according to the slope and the exposition of the spatial model entity (i.e. HRU):
+
A Mp variável é, então, também modificada de acordo com a inclinação e da exposição da unidade de modelo espacial (ou seja a HRU):  
  
 
<math> Mp = \ Mp  \cdot actSlAsCf \,\,\,\,\,\,[mm] </math>
 
<math> Mp = \ Mp  \cdot actSlAsCf \,\,\,\,\,\,[mm] </math>
  
−
Mp is initially used to balance out the cold content of the snow cover and is then also used to generate snowmelt. The potential snowmelt rate then is taken to calculate the resulting maximum change of snow depth (δ SD):
+
A Mp é inicialmente usada para equilibrar o teor de frio da cobertura de neve e, em seguida, é também utilizada para gerar o derretimento da neve. A taxa de degelo potencial seguida é tomada para calcular-se a variação máxima resultante da profundidade da neve (SD δ):  
  
  
 
<math> δ SD = \frac{M_P}{dryDens} \,\,\,\,\,\,[mm] </math>
 
<math> δ SD = \frac{M_P}{dryDens} \,\,\,\,\,\,[mm] </math>
  
−
If δ SD is greater than the entire snow depth, it defrosts completely and the entire snow water equivalent contributes to runoff generation in the form of snowmelt. If this is not the case, the snow depth is reduced correspondingly, which does not change the snow water equivalent at first. Rather the result is an increase in the total density of the snow cover.  
+
Se δ SD for maior do que a profundidade da neve inteira, ela descongela completamente e o equivalente de água total da neve contribui para a geração de escoamento em forma de degelo. Se este não for o caso, a profundidade da neve é ​​reduzida de forma correspondente, o que não altera o equivalente de água de neve no início. Em vez disso, o resultado é um aumento na densidade total da cobertura da neve.
  
−
+
Além dessa mudança na densidade, as alterações adicionais na subsidência e densidade de acordo com o esquema de compactação de neve (Bertle 1966) são levados em conta. Este método baseia-se no fato de que a água, não importando se ela resulta de temperatura induzida por degelo ou de precipitação, se infiltra na camada de neve, o que leva à subsidência por recristalização da neve e por alterações estruturais e de concentração no armazenamento (Knauf 1980). A taxa de subsidência resultante é calculada usando o método para a subsidência de neve descrita por Bertle (1966). Este método baseia-se na observação de uma relação empírica entre o influxo de água livre e a alteração resultante na elevação por subsidência, que foi derivado a partir de experiências de laboratório do Bureau of Reclamation EUA. Para o cálculo, o aumento do conteúdo de água acumulada em percentagem é visto em relação ao equivalente de água de neve usando a seguinte fórmula:
  
−
In addition to this change in density, additional changes in subsidence  and density according to the snow compaction-scheme (Bertle 1966) are taken into account. This method is based on the fact that water, no matter whether it results from temperature-induced snowmelt or from precipitation, seeps into the snow pack which leads to subsidence by recrystallization of snow and by structural changes and concentration in the storage (Knauf 1980). The resulting subsidence rate is calculated using the snow-subsidence method described in Bertle (1966). This method is based on the observation of an empirical relation between inflowing free water and the resulting change in elevation by subsidence which was derived from laboratory experiments of the US Bureau of Reclamation. For the calculation the increase of accumulated water content in percentage is seen in relation to the snow water equivalent using this formula:
 
  
 
<math> P_w = \frac{totSWE}{drySWE} \cdot 100 \,\,\,[\%] </math>
 
<math> P_w = \frac{totSWE}{drySWE} \cdot 100 \,\,\,[\%] </math>
  
  
−
This equation shows that the more liquid water there is as input, the greater is the snow pack subsidence (P\_w) (Knauf 1980). An input of the exact the amount of water corresponding to the snow water equivalent of the snow pack leads to halving the snow depth by subsidence. The percentage of snow depth change (P$_H$) is calculated subject to the input of free water:
+
Esta equação mostra que quanto mais água em estado líquido houver como entrada, maior será a subsidência do bloco de neve (P\_w) (Knauf 1980). Uma entrada da quantidade exata de água correspondente ao equivalente da água da neve do bloco leva a uma redução para a metade da profundidade da neve por subsidência. A percentagem da mudança da profundidade da neve (P$_H$) é calculada sujeita à entrada de água livre:
  
 
<math> P_H = 147.4 - 0.474 \cdot P_W \,\,\,[\%] </math>
 
<math> P_H = 147.4 - 0.474 \cdot P_W \,\,\,[\%] </math>
  
−
The new snow depth (SD) is:
+
A nova profundidade de neve (SD) é:
  
 
<math> SD = SD \cdot \frac{P_H}{100}  \,\,\,[mm] </math>
 
<math> SD = SD \cdot \frac{P_H}{100}  \,\,\,[mm] </math>
  
−
Together with the snow depth which has been calculated the total density \textit{(totDens)} and the dry snow density \textit{(dryDens)} are calculated according to the following formulas:
+
Juntamente com a profundidade da neve que foi calculada, a densidade total \textit{(totDens)} e a densidade da neve seca \textit{(dryDens)} são calculadas de acordo com as seguintes fórmulas:
  
 
<math> dryDens = \frac{SWE_{dry}}{SH}  \,\,\,[g/cm^3] </math>
 
<math> dryDens = \frac{SWE_{dry}}{SH}  \,\,\,[g/cm^3] </math>
Linha 167: Linha 168:
 
<math> totDens = \frac{SWE_{tot}}{SH}  \,\,\,[g/cm^3] </math>
 
<math> totDens = \frac{SWE_{tot}}{SH}  \,\,\,[g/cm^3] </math>
  
−
'''Melt runoff'''
+
'''Escoamento proveniente de derretimento'''
  
−
The snow pack can store liquid water in its pores up to  a certain critical density (snowCritDens). This storage capacity is lost nearly completely and irreversibly when a certain amount of liquid water in relation to the total SWE (between 40 and 45 percent) is reached according to Bertle (1966), Herrmann (1976) and Lang (2005). In this threshold limit, the retention capacity of a naturally developing snow pack is also suddenly decreased without rain impact. In such a case, a sudden water release from the snow pack can be observed (Herrmann 1976). In the model, this process is simulated by using the calculation of a maximum water content of the snow pack (SWE<sub>max</sub>) according to :
+
A camada de neve pode armazenar a água em estado líquido nos seus poros até uma certa densidade crítica (snowCritDens). Esta capacidade de armazenamento é perdida quase que completa e irreversivelmente quando uma certa quantidade de água em estado líquido em relação à SWE total (entre 40 e 45%) é atingida de acordo com Bertle (1966), Herrmann (1976) e Lang (2005). Neste limite, a capacidade de retenção de um bloco de neve que esteja naturalmente se desenvolvendo também é subitamente diminuída sem o impacto da chuva. Em tal caso, uma liberação súbita de água a partir do bloco de neve podem ser observada (Herrmann, 1976). No modelo, este processo é simulado através do cálculo de um teor máximo de água da cobertura de neve (SWE<sub>max</sub>) de acordo com:  
  
 
<math> WS_{max} = snowCritDens \cdot SD \,\,\,\,\,\,[mm] </math>
 
<math> WS_{max} = snowCritDens \cdot SD \,\,\,\,\,\,[mm] </math>
  
−
The critical density ('''''snowCritDens''''') needs to be provided by the model user. The  water stored in the snow pack which exceeds this limit is conveyed as snow runoff (Q_snow).
+
A densidade crítica ('''''snowCritDens''''') precisa de ser fornecida pelo utilizador do modelo. A água armazenada no bloco de neve que exceder esse limite é transmitida como escoamento de neve (Q_snow).  
  
 
<math> Q_{snow} = SWE_{tot} - SWE_{max} \,\,\,\,\,\,[mm] </math>
 
<math> Q_{snow} = SWE_{tot} - SWE_{max} \,\,\,\,\,\,[mm] </math>
  
  
−
In the following time steps, the density of the snow pack keeps the critical threshold density until it is either defrosted or starts the accumulation due to recurring snowfall.
+
Nos intervalos de tempo seguintes, a densidade da camada de neve mantém a densidade limiar crítica, até que a mesma seja descongelada ou inicie a acumulação devido à queda de neve recorrente.
  
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= Glacier module =
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= Módulo de geleira =
  
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The glacier module is developed and adapted as a part of the PhD research (Nepal, 2012) carried out in the Dudh Kosi river basin. The information provided here is taken from this study.  
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O módulo de geleira foi desenvolvido e adaptado como uma parte da pesquisa de doutorado (Nepal, 2012) realizado sobre a bacia hidrográfica do Kosi Dudh. As informações fornecidas aqui são tomadas a partir deste estudo.
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O módulo geleira está integrado no modelo hidrológico J2000 padrão, como parte desse estudo. Ele é tratado como um módulo separado dentro do J2000 em que o escoamento do degelo tanto da neve quanto do gelo (SIM) é calculada e resultado é passado diretamente a um rio como escoamento superficial (RD1). A abordagem sugerida por Hock (1999) foi implementada no modelo J2000 e ainda adaptada para a o cálculo do degelo. Esta abordagem considera o degelo utilizando um fator de dia-grau. A partir deste estudo, a inclinação, o aspecto e o fator de coberturas de detritos são ainda incluídos no modelo para o escoamento de degelo. O derretimento da neve na área glacial é calculada da mesma maneira como descrito anteriormente. O fluxo de calor do mesmo solo (parâmetro de calibração: g_factor) é proposto para o degelo nas zonas glaciais, já que a maioria das geleiras ficam cobertas por detritos e se comportam semelhante ao solo.
  
−
The glacier module is integrated into the standard J2000 hydrological model, as a part of this study. The glacier module is treated as a separate module within J2000 in which snow- and ice- melt (SIM) runoff is estimated and the output is directly provided to a stream as overland flow (RD1). The approach suggested by Hock (1999) is implemented in the J2000 model and further adapted for icemelt estimation. This approach considers ice melt by using a day-degree-factor. From this study, slope, aspect and debris-covered factors are further included in the model for ice-melt runoff. The melting of snow in the glacier area is calculated in the same way as described earlier. The same soil heat flux (calibration parameter: g_factor) is proposed for the snowmelt in glacier areas as most of the glaciers are debris-covered and behave similar to soil.
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A área de geleira é fornecida como uma camada GIS que fornece uma ID exclusiva do uso da terra para as geleiras durante a delimitação da HRU. Todos os processos que ocorrem na geleira são tratados separadamente com base nessa identificação única. Primeiro a neve sazonal ocorre no topo da geleira (ou HRU de geleira). O modelo primeiro trata a neve, tal como descrito no “módulo de neve”, e produz o seu escoamento. A fim de se certificar de que o degelo ocorre, duas condições têm de ser preenchidas. Primeiro, a cobertura de neve inteira de uma HRU de geleira tem que derreter (ou seja o armazenamento deve ser zero). Em segundo lugar, a temperatura de base (''tbase''), tal como definida pelos utilizadores, tem de ser inferior a ''meltTemp''. Só nestas condições, o material fundido de gelo ocorre como um progresso de modelo.  
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The glacier area is provided as a GIS layer which provides a unique land-use ID for glaciers during HRU delineation. All the processes which occur in the glacier are separately treated based on the unique ID. First the seasonal snow occurs on top of the glacier (or glacier HRU). The model first treats the snow as described in the 'Snow Module" and produces snowmelt runoff. In order to make sure that ice melt occurs, two conditions have to be met. First, the entire snow cover of a glacier HRU has to be melted  (i.e.storage is zero), and second, the base temperature (''tbase'') as defined by users, has to be less than ''meltTemp''. Only under these circumstances, the ice melt occurs as a model progress.  
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Linha 192: Linha 193:
  
  
−
The melt rate for glacier ice (iceMelt) (mm/day) is obtained by the following equation:
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A taxa de fusão para gelo glacial (iceMelt)(mm/dia) é obtido através da seguinte equação:
  
 
<math> iceMelt = \frac{1}{n} \cdot meltFactorIce + alphaIce \cdot radiation \cdot (meltTemp - tbase) \,\,\,\,\,\,[mm]</math>
 
<math> iceMelt = \frac{1}{n} \cdot meltFactorIce + alphaIce \cdot radiation \cdot (meltTemp - tbase) \,\,\,\,\,\,[mm]</math>
  
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where:
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sendo que:
  
  
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radiation =  actual global radiation
+
radiation =  radiação real global
  
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meltFactIce = generalized melt factor for ice as a calibration parameter
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meltFactIce = fator de derretimento generalizado de gelo como um parâmetro de calibração
  
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alphaIce = melt coefficient for ice
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alphaIce = coeficiente de derretimento para o gelo
  
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n = time step (i.e. for daily model, n=1)  
+
n = intervalo de tempo (isto é, para o modelo diário, n = 1)  
  
  
  
−
The ice melt is further adapted by the debris covered factor. Because the glaciers in the Dudh Kosi river basin are in general debris cover, a simple segregation method is applied to identify debris-covered glaciers based on slope. If the slope is higher than 30 degrees, the gravels, stones and pebbles are rolled down and the glacier is regarded as a clean glacier. The slope lower than this threshold is suitable for the accumulation of debris on top of glaciers. By using this approach, about 77 percent of the glaciers are estimated as debris-covered glaciers. According to Mool (2001a), about 70 percent of the glaciers in the Dudh Kosi river basin are valley types. One of the most common characteristics of glaciers located in the Himalayan region is the presence of debris material. In general, valley glaciers are debris-covered in the Himalayan region (Fujji 1977; Sakai2000}. It can be assumed that the debris-covered glacier areas estimated by this approach are fairly representative and adequate for purposes of this modelling application.
+
A fusão do gelo é ainda adaptada ao fator coberto de detritos. Já que as geleiras na bacia do rio Kosi Dudh estão cobertas por detritos em geral, um método simples de segregação é aplicado para identificar os restos cobertos de geleiras, com base no declive. Se a inclinação for superior a 30 graus, cascalhos, pedras e seixos rolam com gravidade e a geleira é considerada limpa. Uma inclinação inferior a este limiar é adequada para a acumulação de detritos nos topos da geleiras. Usando essa abordagem, cerca de 77% das geleiras são estimadas como geleiras cobertas por restos. De acordo com Mool (2001a), cerca de 70% das geleiras na bacia do rio Kosi Dudh são tipos de vale. Uma das características mais comuns de geleiras localizadas na região do Himalaia é a presença de detritos. Em geral, geleiras de vale são cobertas por resídos na região do Himalaia (Fujji 1977;. Sakai2000). Pode-se supor que as áreas de geleiras cobertas por detritos, que são estimadas por esta abordagem, são bastante representativas e adequadas para os fins deste aplicativo de modelagem.  
−
 
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−
The presence of debris affects the ablation process. Supra-glacial debris cover, with thickness exceeding a few centimeters, leads to considerable reduction in melt rates (Oestrem 1959; and Mattson 1993). According to (Oestrem 1959) the melt rate decreased when the thickness of the debris cover was more than about 0.5 cm thick. The report further mentioned that not only the melting will be slower under the moraine cover, but also the ablation period will be shorter for the covered ice. The clean glaciers as reported on the Tibetan Plateau have higher retreat rates. (Kayastha 2000) studied the ice-melt pattern in the Khumbu glaciers (Dudh Kosi river basin where the J2000 model is being applied) and found that the debris ranging thickness from 0 to 5 cm indicates that ice ablation is enhanced by a maximum at 0.3 cm. Therefore, when a glacier is covered by debris, the ice melt is reduced. Using the calibration parameter (''debrisFactor''), the effects of debris cover on melt is controlled as follows.
+
  
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A presença de detritos afecta o processo de ablação. Uma cobertura supra-glacial de detritos, com espessura superior a alguns centímetros, leva a uma redução considerável na taxa de fusão (Oestrem 1959; e Mattson, 1993). De acordo com Oestrem (ibid.) a taxa de fusão diminui quando a espessura da cobertura de detritos for maior do que cerca 0,5 cm. O relatório ainda menciona que, não só a fusão será mais lenta sob a camada de moreia, mas também o período de ablação será mais curto para o gelo coberto. As geleiras limpas como relatado no planalto tibetano têm taxas mais altas de recuo. Kayastha (2000) estudou o padrão de degelo das geleiras do Khumbu (na bacia do Dudh Kosi onde o modelo J2000 está sendo aplicado) e descobriu que os detritos com espessura de 0 a 5 cm indica que a ablação do gelo é aumentada até um máximo de 0,3 cm. Portanto, quando uma geleira é coberta por detritos, o degelo é reduzido. Usando o parâmetro de calibração (''debrisFactor''), os efeitos da cobertura de detritos sobre a fusão são controlados da seguinte maneira.
  
  
Linha 218: Linha 219:
  
  
−
The icemelt is further adapted with the slope and aspect of the particular glacier HRU. Routing of glacier melt is made separately for snowmelt, ice melt and rain runoff using the following formula:
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O degelo é mais adaptado à inclinação e ao aspecto do HRU de geleira em particular. O roteamento da fusão glacial é feito separadamente para o degelo e o escoamento da chuva através da seguinte fórmula:
  
  
 
<math>  Snow_{runoff} = meltRes_{t-1} \cdot e^ -\left(\frac {1}{kSnow}\right) \cdot Snow_{melt}  \cdot e^ -\left(\frac {1}{kSnow}\right) </math>
 
<math>  Snow_{runoff} = meltRes_{t-1} \cdot e^ -\left(\frac {1}{kSnow}\right) \cdot Snow_{melt}  \cdot e^ -\left(\frac {1}{kSnow}\right) </math>
  
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where:
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sendo que:
  
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snow<sub>melt</sub> = total snowmelt during the time step (mm/day)
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snow<sub>melt</sub> = derretimento total da neve durante o intervalo de tempo (mm/dia)
  
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meltRes<sub>t-1</sub> = outflow of reservoir during the last time step
+
meltRes<sub>t-1</sub> = saída do reservatório durante o intervalo de tempo anterior
  
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kSnow = storage coefficient (recession constant) for reservoir
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kSnow = coeficiente de armazenamento (constante de recessão) para reservatório
  
  
−
A similar routing procedure is applied for ice melt and rain runoff with a different recession constant (''kIce'') and (''kRain''). It is assumed that the routing of rain runoff is faster than that of ice and snow.
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Um procedimento de roteamento semelhante é aplicado para o escoamento do degelo e da chuva com uma constante de recessão diferente (''kIce'') e (''kRain''). Presume-se que o roteamento do escoamento da chuva é mais rápido do que o de gelo e neve.
  
 +
Na verdade, a neve é ​​armazenada na zona de acumulação de zonas de altitude elevada. Ela é então ​​transportada para a baixa altitude pelo vento, por avalanches e pela gravidade. Como ela é enterrada sob a neve nova, a neve é gradualmente convertida em uma massa firme e eventualmente em gelo glacial. Este gelo flui rio abaixo através da ação da gravidade para a zona de ablação como geleiras (Jansson, 2003). No entanto, tais processos dinâmicos de transformaçãoe do transporte  da neve não estão incluídas no módulo de geleira do modelo J2000. Portanto, uma parte da precipitação é sempre armazenada em forma de neve na zona de acumulação de áreas de alta altitude. Para compensar este processo de armazenamento de longo prazo, uma camada de geleira constante é utilizada como um substituto que proporciona a fusão do gelo glacial.
  
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In reality, snow is stored in the accumulation zone of high-altitude areas. The snow is transported to low-altitude by wind, avalanches and gravity. As snow gets buried under new snow, it is gradually converted into firn and eventually into glacier ice. This ice flows by gravity downstream towards the ablation zone as glaciers (Jansson 2003). However, such dynamic processes of snow transformation and transportation are not included in the glacier module of the J2000 model. Therefore, some part of the precipitation is always stored as snow in the accumulation zone of  high-altitude areas. To compensate for this long-term storage process, a constant glacier layer is used as a surrogate which provides melting from glacier ice.
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= Módulo de água do solo =
  
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= Soil water module =
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A descrição do módulo de água do solo, conforme descrito no modelo de código fonte está disponível nessa seção, a qual é principalmente baseada na documentação técnica do modelo J2000 (Krause, 2011).
  
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The description of the soil water module as described in model source code is provided here which is primarily based on the technical documentation of the J2000 model (Krause, 2011).
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No módulo de solo, solos separados são representados de acordo com os seus volumes de poros. O armazenamento de poros, que pode ocorrer no solo, é classificado na literatura como se segue (por exemplo, (Scheffer & Schachtschabel 1984)):
  
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In the soil module separate soils are represented according to their pore volumes. The pore storage which can occur in the soil are classified in the literature as follows (e.g. (Scheffer & Schachtschabel 1984)):
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* A água armazenada em poros finos (< 0.2 μm  de diâmetro, PF> 4.2, corresponde ao ponto de emurchecimento permanente - PWP) fica tão fortemente ligada devido aos poderes de absorção desses, que ela não gera escoamento.
  
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* The water stored in fine pores (< 0.2 μm diameter, pF > 4.2, corresponds to the permanent wilting point - PWP) is so strongly bound due to its adsorption powers that it is not at all available for runoff generation.
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* A água armazenada em poros médios (diâmetro de 0,2 a 50 μm, pF 1,8 a 4,2, corresponde à capacidade de campo utilizável - nFk) fica suspensa contra a gravidade devido ao seu poder de absorção. Ela pode ser extraída do solo, quase que exclusivamente por meio do potencial de sucção.
  
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* The water stored in middle pores (diameter 0.2 to 50 μm, pF 1.8 to 4.2, corresponds to usable field capacity -nFk) is hold against gravity due to its adsorption powers. It can be extracted from the soil almost exclusively by using suction potential.
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* A água armazenada nos poros grossos e macro (> 50 μm de diâmetro, pF> 1,8, corresponde à capacidade do ar - Lk) fica sujeita à gravidade e pode ser mantida no solo durante apenas um curto período de tempo (1-2 dias de acordo com (Scheffer & Schachtschabel 1984).  
  
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* The water stored in coarse and macro pores (> 50 μm diameter, pF > 1.8, corresponds to air capacity - Lk) is subject to gravitation and can be kept in the soil for only a short period of time (1 to 2 days according to (Scheffer & Schachtschabel 1984).
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A água armazenada nos poros finos pode ser negligenciada durante a modelagem, já que ela não está disponível para os processos de evaporação ou de fluxo de acordo com a especificação acima mencionada dos volumes dos poros, devido à constante de ligação. Por isso, a abstração de modelagem do solo é realizada por dois armazenamentos paralelos e ligados no modelo J2000: um armazenamento que corresponde ao volume do reservatório de poros médios (a partir deste ponto referido como MPS – Middle Pore Storage) e que só pode ser esvaziado por meio de evaporação e outro reservatório que representa o volume do reservatório de poros grandes e macro (daqui em diante referido como LPS – Large Pore Storage) e que é a fonte para o escoamento efetivo.
  
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The water stored in the fine pores can be neglected during the modeling as it is not available for evaporation or flow processes according to the above-mentioned specification of the pore volumes due to the constant binding. Hence the modeling abstraction of the soil is carried out by two parallel and connected storage in the model J2000: one storage which corresponds to the middle pore storage volume (hereinafter referred to as MPS) and which can only be emptied by evaporation and another storage which represents the volume of the large and macro pore storage (hereinafter referred to as LPS) and which is the source for the actual
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A figura abaixo mostra os processos hidrológicos importantes dentro da zona do solo. Pode-se ver que um armazenamento de infiltração precede o do solo, o qual contém água e precipitação líquida resultante da fusão da neve. A partir desse, a água é distribuída para os reservatórios do solo, onde a água restante é armazenada no reservatório de depressão, caso ela exceda a capacidade máxima de infiltração do solo correspondente, ou uma saturação do armazenamento de poros grandes ocorra. O esvaziamento desse reservatório de depressão é feito por meio de evaporação, geração de escoamento superficial e/ou infiltração num ponto posterior no tempo. Já o esvaziamento do reservatório de poros médios é feito por evapotranspiração, esvaziando o reservatório de poros grandes, gerando interfluxo ou por recarga. Além disso, no final do intervalo de tempo, uma determinada quantidade de água armazenada no LPS pode ser transferida para o reservatório de poros médios. Esse último pode, adicionalmente a esta quantidade de água e à infiltração, receber a água da zona saturada, devido à subida capilar. Estes processos individuais são explicados em detalhe a seguir (a parametrização do módulo de solo já foi demonstrada).
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runoff.
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[[File:Soilwatermodule.jpg|600x600px| Soilwater]]
  
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The figrue below shows the imporatant hydrological processes within the soil zone. It can be seen that an infiltration storage precedes the soil storage which contains net precipitation and water resulting from snow melt. From this storage the water is distributed to both soil storage where remaining water is cached in the depression storage in case of exceeding a maximum infiltration capacity of the corresponding soil or a saturation of the large pore storage. Emptying the depression storage is done by evaporation, the generation of surface runoff and/or seepage at a later point in time. Emptying the middle pore storage is done by evapotranspiration, emptying the large pore storage by generating interflow or by groundwater recharge. In addition, at the end of the time step a certain amount of the water stored in large pores can be transferred to the middle pore storage. The middle pore storage can, in addition to this water amount and to the infiltration, receive water from the saturated zone due to capillary rise. These individual processes are explained in detail below, however the parameterization of the soil module is discussed beforehand.
 
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[[File:Soilwatermodule.jpg|600x600px| Soilwater]]
 
  
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'''Infiltração'''
  
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'''Infiltration'''
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O primeiro processo, que contém a água resultante da fusão da neve e do volume de precipitação é a infiltração. Se a água pode se infiltrar inteiramente ou se ela é armazenada por um curto período de tempo na superfície e se ela gera um reservatório de depressão nesse lugar ou um escoamento superficial, depende da capacidade de infiltração do solo correspondente. Essa capacidade é calculada através de um método simplificado que é adequado para os intervalos de tempo diários. Ela se baseia no pressuposto de que a capacidade de infiltração é por um lado sujeita a saturação de água no solo e, por outro, não pode exceder um certo limite, a uma taxa de infiltração máxima. Se esta taxa de infiltração máxima for definida para um valor constante médio para todo o ano, haverá dois problemas, pelo menos para dois casos especiais:
  
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The first process which contains the water resulting from the snow melt and from net precipitation is infiltration. Whether water can seep away entirely or whether it is stored for a short time at the surface and whether it generates depression storage at this place or surface runoff, is subject to the infiltration capacity of the corresponding soil. The infiltration capacity is calculated by a simplified method which is suitable for daily time steps. It is based on the assumption that infiltration capacity is on the one hand subject to water saturation in the soil and on the other hand it cannot exceed a certain threshold value, a maximum infiltration rate. If this maximum infiltration rate is set to a constant mean value for the whole year, there are two problems, at least for two special cases:
 
  
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*Na precipitação convectiva com altas intensidades e curta duração. Muitas vezes, a capacidade de infiltração do solo é ultrapassada, uma vez que muita água chega ao solo dentro de um curto período de tempo, embora a quantidade de precipitação durante o dia todo não implique nisso.
  
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*In convective precipitation with high intensities and short duration. Often the infiltration capacity of the soil is exceeded since much water comes to the soil within a short time although the precipitation amount for the whole day would not imply this.  
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*No escoamento do derretimento da neve da cobertura de neve. Embora a água seja liberada de uma maneira bastante contínua, o solo se comporta como uma área vedada, uma vez que está, em parte ou totalmente congelado, ou já que a água escorre dentro da cobertura de neve sem sequer ter a chance de se infiltrar.  
  
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*In snow melt runoff from the snow cover. Although water is released in a quite continuous manner, the soil behaves like a sealed area since it is partly or completely frozen or since water runs off within the snow cover without having the chance to seep away.
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A fim de ter esses casos especiais em conta, pelo menos rudimentarmente, dois valores limite podem ser indicados além do "valor padrão". Dado que o primeiro caso especial ocorre principalmente nos meses de verão, um valor limite pode ser especificado para a metade do ano de verão. Este valor serve para levar em conta tempestades com alta intensidade dentro de um curto período de tempo, que ocorrem principalmente durante os meses de verão. O segundo valor limite é aplicado se a unidade modelada estiver coberta de neve. Utilizando este valor reduzido, é considerada a capacidade de infiltração do solo, com uma superfície total ou parcialmente congelada. Ao mesmo tempo, este valor pode ser usado para se levar em consideração o escoamento  da água resultante do degelo e da precipitação dentro da cobertura de neve. O terceiro valor representa o caso padrão e, portanto, é válido para a medate do ano de inverno e para entidades sem cobertura de neve.
  
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In order to take these special cases into account, at least rudimentarily. Two threshold values can be indicated in addition to the "standard value". Since special case 1 occurs mainly in summer months, a threshold value can be specified for summer half year. This threshold value serves to take into account thundershowers with high intensity within a short time which occur mainly during summer months. The second threshold value is applied if the modeled unit is covered in snow. Using this value the reduced infiltration capacity of the soil with a partly or completely frozen surface is considered. At the same time this value can be used to take into consideration the runoff of melt and precipitation water within the snow cover. The third value represents the standard case and therefore holds for the winter half year and for
 
−
entities without snow cover.
 
  
−
The threshold values which are to be determined by the user (''soilMaxInfSummer'', ''soilMaxInfSnow'', ''soilMaxInfWinter'' referred below in the equation as ''soilMaxInf1,2,3'') are weighted during the modeling with the relative saturation deficit of the soil (δ<sub>sat</sub>). The resulting maximum infiltration rate ( Inf<sub>max</sub>) then calculated according to:
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Os valores limite, que devem ser determinados pelo usuário (''soilMaxInfSummer'', ''soilMaxInfSnow'', ''soilMaxInfWinter'' referidos abaixo na equação como ''soilMaxInf1,2,3'') são ponderados durante a modelagem com o déficit de saturação relativa do solo (δ<sub>sat</sub>). A taxa de infiltração máxima resultante ( Inf<sub>max</sub>), é em seguida calculada de acordo com:
  
  
Linha 276: Linha 274:
  
  
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The relative water saturation of the soil can be calculated using:
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A saturação de água do solo relativa pode ser calculada usando:
  
  
Linha 282: Linha 280:
  
  
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If the water amount of precipitation and snow melt for the infiltration exceeds the calculated maximum infiltration rate, the excess is transferred to the depression storage and cached there. The resulting, actually seeping water amount (Inf<sub>act</sub> ) is distributed among the soil storages. The amount of water which is in every soil storage is subject to the saturation deficit of the middle pore storage (MPS) and is calculated using the calibration parameter ''soilDistMPSLPS'' as follows:
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Se a quantidade de água da precipitação e do derretimento da neve para a infiltração exceder a taxa de infiltração máxima calculada, o excesso é transferido para o reservatório de depressão, onde fica armazenando. A resultante quantidade de água que escoa de fato (Inf<sub>act</sub> ) é distribuída entre os reservatórios do solo. A quantidade de água que se encontra em cada desses fica sujeita ao deficit de saturação do reservatório de poros médios (MPS) e é calculado usando os parâmetros de calibração''soilDistMPSLPS'' como se segue:
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+
−
 
+
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The large pore storage (LPS) receives remaining water according to:
+
  
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O reservatório de poros médios (MPS) recebe a água restante de acordo com:
  
 
<math> MPS_{in} = Inf_{act} \cdot \frac{1 \cdot soilDistMPSLPS}{satMPS} \,\,\, [mm] </math>
 
<math> MPS_{in} = Inf_{act} \cdot \frac{1 \cdot soilDistMPSLPS}{satMPS} \,\,\, [mm] </math>
  
−
 
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O reservatório de poros grandes (LPS) recebe a água restante de acordo com:
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The large pore storage (LPS) receives remaining water according to:
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<math>LPS_{in} = Inf_{act}-MPS_{in} \,\,\, [mm] </math>
 
<math>LPS_{in} = Inf_{act}-MPS_{in} \,\,\, [mm] </math>
  
  
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Due to the water distribution according to these equations the middle pore storage works like a sponge and its potential of taking water increases with increasing dehydration. However, a certain amount always remains in the large pore storage. The weighted distribution has the advantage that even in dry soils, especially during the summer months, part of the infiltrated water can run off fast. If the water was not
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Devido à distribuição de água de acordo com essas equações, o reservatório de poros médios funciona como uma esponja e o seu potencial de absorção de água aumenta com a crescente desidratação. No entanto, uma certa quantidade sempre permanece no LPS. A distribuição ponderada tem a vantagem de que, mesmo em solos secos, especialmente durante os meses de verão, parte da água infiltrada pode escorrer rapidamente. Se a água não foi distribuída, o interfluxo só poderá ocorrer após a saturação do MPS, ou seja, após atingir a capacidade de campo utilizável. Várias investigações demonstraram que os poros grandes e macro também podem alcançar o escoamento se não houver saturação de água no solo.  
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distributed, interflow could only occur after saturating the middle pore storage, i.e. after achieving usable field capacity. Various investigations showed that large and macro pores can also achieve runoff if there is no water saturation in the soil.
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Other special cases of infiltration occur with sealed areas and water areas. For water areas the water which is actually available for infiltration is transferred to an individual storage which can only be emptied by evaporation. In sealed areas only a certain amount of water on the surface seeps away subject to the degree of sealing (e.g. 25% with degree of sealing > 80% and 60% with degree of sealing < 80% according to (Wessolek 1993). The remaining part contributes to the total runoff in the form of surface runoff. This is considered by using corresponding coefficients (''soilImpGT80'', ''soilImpLT80'') which have to adjusted by the user.
 
  
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Outros casos especiais de infiltração ocorrem com áreas seladas e áreas aquáticas. Para áreas aquáticas, a água que está realmente disponível para a infiltração é transferida para um armazenamento individual, que pode apenas ser esvaziado por meio de evaporação. Em áreas seladas apenas uma certa quantidade de água sobre a superfície escorre, sujeita ao grau de vedação (por exemplo, 25% com um grau de vedação > 80%, e 60% com um grau de vedação < 80% de acordo com (Wessolek 1993). A parte restante contribui para o escoamento total, na forma de escoamento superficial. Isto é considerado usando coeficientes correspondentes (''soilImpGT80'', ''soilImpLT80'') que têm que ser ajustadas pelo usuário.
  
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'''The depression storage'''
 
  
−
As represented in the description of infiltration above, the water amount which exceeds the maximum infiltration rate of the soil is transferred to the depression storage. This also applies if the soil is completely water-saturated and no infiltration can take place. The water which is stored in the depression storage runs off partly as surface runoff. The maximum amount in mm m{-2} which can be kept as depression storage on the individual are has to be indicated during model parameterization. According to Maniak (1997) the maximum depression storage lies between 0.6 and 8.0 mm per m² subject to the specific land use. Since this variable has a relatively low impact on the dynamics of runoff lines (Maniak 1997), the maximum depression storage is set to a lump value and is not differentiated according to the land use. As the depression storage is only important in rather lowly-elevated locations, the maximum depression storage is weighted using the slope of the specific area. As, according to Maniak (1997), the maximum depression storage decreases by 50% from 4-6 % slope, the volume of the depression storage halved for areas exceeding this slope. If the maximum depression storage is exceed on an area, spare water is released
+
'''O reservatório de depressão'''
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as surface runoff.
+
  
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'''The middle pore storage'''
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Como representado na descrição da infiltração acima, a quantidade de água que excede a velocidade de infiltração máxima do solo é transferida para o reservatório de depressão. Isto também se aplica se o solo estiver completamente saturado com água e infiltração alguma puder ocorrer. A água, que é armazenada no reservatório de depressão corre em parte como escoamento superficial. A quantidade máxima em mm m {-2}, que pode ser mantida como reservatório de depressão indivídual, tem de ser indicada durante parametrização do modelo. De acordo com Maniak (1997), o reservatório de depressão máximo situa-se entre 0,6 e 8,0 mm por m², estando sujeito ao uso do solo específico. Uma vez que esta variável tem um impacto relativamente baixo sobre a dinâmica das linhas de escoamento (ibid.), o reservatório de depressão máximo é definido com um valor fixo e não é diferenciado de acordo com o uso da terra. À medida que esse reservatório é apenas importante em locais de baixa elevação, o reservatório de depressão máximo é ponderado utilizando a inclinação da área específica. Como, também de acordo com Maniak (1997), esse reservatório máximo diminui em 50% a partir de um declive de 4-6%, o seu volume é reduzido à metade para as zonas superiores a esta inclinação. Se o reservatório de depressão máximo for superior a uma área, o excesso de água é lançado como escoamento superficial.
  
−
The water stored in the middle pores of the soil is held against gravity due to the adsorption powers. This means an active soil water potential is required in order to extract water from the middle pore storage. The potential for such a soil water suction is made available by evaporation. Two different cases have to be distinguished: the direct evaporation from the soil surface and the evaporation caused by transpiration of the vegetation cover. The direct evaporation of the soil surface is comparably low since only a few millimeters of dry soil can cause an effective isolation of the underlying layers regarding the evaporation. This isolation is shorted out by the roots of the vegetation cover, which makes a consistent exhaustion of water stored in the middle pores possible by transpiration. With increasing dehydration of the soil the actual evaporation decreases significantly in relation to potential evaporation. For simulating this reduction
+
'''O reservatório de poros médios'''
−
an established linear approach ([Gurtz et al. 1997]; [Schulla 1997]; [Uhlenbrook 1999]) is used or a nonlinear approach which has been developed for the model is applied.
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−
When using the linear approach it is assumed that the real evaporation equals potential evaporation until a specific water saturation is achieved. When the value goes below this water saturation, the real evaporation decreases consistently in relation to potential evaporation until it is zero when reaching the permanent welting point (= complete emptying of nFk). As threshold value (soilLinRed) for this specific water saturation values between 0.8 to 0.6 are mentioned in the literature ([Gurtz et al. 1997]; [Menzel 1997]). This threshold value and the actual water saturation of the middle pore storage M (satMPS) is used to calculate a reduction factor (RF):
+
A água armazenada nos poros médios do solo é mantida contra a gravidade, devido às forças de absorção. Isto significa que um potencial ativo de água do solo é requerido de modo a extrair a água desse armazenamento. O potencial para a sucção de água do solo é disponibilizado por meio da evaporação. Dois casos diferentes têm de ser distinguidos: a evaporação direta da superfície do solo e da evaporação causada pela transpiração da cobertura vegetal. A evaporação direta da superfície do solo é comparativamente baixa, uma vez que apenas alguns milímetros de solo seco podem causar um isolamento eficaz das camadas subjacentes em relação à evaporação. Este isolamento é encurtado pelas raízes da vegetação que possibilitam uma consistente exaustão por transpiração da água armazenada nos poros médios. Com o aumento da desidratação do solo, a evaporação efetiva diminui significativamente em relação ao potencial de evaporação. Para simular esta redução, é utilizada uma abordagem linear estabelecida ([Gurtz et al 1997.]; [Schulla 1997]; [Uhlenbrook 1999]) ou é aplicada uma abordagem não linear que tenha sido desenvolvida para o modelo.
  
 +
Quando se utiliza a abordagem linear, pressupõe-se que a evaporação seja igual ao verdadeiro potencial de evaporação até que uma saturação de água específica seja atingida. Quando o valor for inferior a esta saturação de água, a evaporação real diminui de forma consistente em relação à evaporação, até que o potencial seja zero, quando se atinge o ponto de muchamento permanente (= esvaziamento completo da nFk). Como o valor limite (soilLinRed) para esta saturação de água específica, valores entre 0,8 - 0,6 são mencionados na literatura ([Gurtz et al 1997.]; [Menzel 1997]). Este valor limite e a saturação de água real do reservatório de poros médios M (satMPS) é usado para calcular o fator de redução (RF):
  
 
<math> RF = 1 for satMPS \geq soilLinRed </math>
 
<math> RF = 1 for satMPS \geq soilLinRed </math>
Linha 323: Linha 313:
  
  
−
'''The large pore storage'''
+
'''O reservatório de poros grandes'''
  
−
The water which is in the large pore storage (GPS) is subject to gravitation and is therefore considered as the source of actual flow processes and runoff generation of the soil in J2000. Filling the storage is done by the infiltration amount which remains after subtracting the inflow to the middle pore storage.  
+
A água que se encontra no reservatório de poros grandes (GPS) está sujeita à gravidade e é, portanto, considerada como a fonte de processos de fluxo efetivos e da geração de escoamento do solo em J2000. O enchimento desse reservatório é feito pela quantidade de infiltração que permanece depois de subtrair-se o influxo para o reservatório de poros médios.
  
−
The different runoff behavior of different soils is reflected very well by the pore volumes which have been defined beforehand. Clayey soil has a relatively high proportion of fine and middle pores, whereas sandy soil has a comparably high amount of large pores. The generation of lateral and vertical runoff and the amount of precipitation is correspondingly different. The water which is stored in rather clayey soil contributes less to lateral and vertical runoff, under the same conditions (e.g. vegetation cover, slope etc.), than does rather sandy soil. In contrast, the water amount available for evaporation is significantly higher in clayey soils than in sandy soils. Clayey or silty soil, which lies between the above-mentioned soils according to their pore size, has the best water storage capacities since it has the highest  amount of middle pores.
+
O comportamento de escoamento diferente dos diferentes solos é refletido muito bem pelos volumes de poros que foram definidos previamente. O solo argiloso tem uma proporção relativamente elevada de poros finos e médios, enquanto que o solo arenoso tem um valor comparativamente elevado de poros grandes. A geração de escoamento lateral e vertical e da quantidade de precipitação é correspondentemente diferente. A água, que é armazenada no solo argiloso, contribui menos para o escoamento lateral e vertical sob as mesmas condições (por exemplo, cobertura de vegetação, inclinação, etc), do que a do solo arenoso. Em contraste, a quantidade de água disponível para a evaporação é significativamente mais elevada em solos argilosos do que em solos arenosos. O solo argiloso ou lodoso, que se situa entre os solos acima mencionados de acordo com o seu tamanho de poro, possui a melhor capacidade de armazenamento de água, uma vez que ele tem a maior quantidade de poros médios.  
  
−
The water amount which generates runoff from the large pore storage in the time step is subject to the relative water saturation of the entire soil (LPS<sub>soil</sub>) and is calculated according to:
+
A quantidade de água que gera o escoamento a partir do reservatório de poros grandes no intervalo de tempo fica sujeita à saturação de água relativa do solo inteiro (LPS<sub>soil</sub>) e é calculada de acordo com:
  
 
<math> Q_{LPS} = (Sat_{soil})^\alpha\ \cdot LPS_{act} \,\,\,  [mm] </math>
 
<math> Q_{LPS} = (Sat_{soil})^\alpha\ \cdot LPS_{act} \,\,\,  [mm] </math>
  
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with:
+
sendo que:
  
−
Q<sub>LPS</sub>: Outflow from LPS [mm]
+
Q<sub>LPS</sub>: fluxo de saída do LPS [mm]
  
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Sat<sub>soil</sub>: Relative water saturation of the soil at location [-]
+
Sat<sub>soil</sub>: saturação de água relativa do solo no local [-]
  
−
α : calibration coefficient [-]
+
α : coeficiente de calibração [-]
  
  
−
The advantage of this non-linear outfall function is that much less water runs off in low areal humidity than if it were a linear drain function. The common behavior of catchment areas which generate much more and faster runoff when there is high soil moisture (Baumgartner & Liebscher 1990; Dyck & Peschke 1995) than when there is low soil moisture (assuming the same precipitation amount) can be better displayed using an outfall function.
+
A vantagem desta função de escoamento não linear é que muito menos água escorre em baixa humidade areal do que a de uma função de drenagem linear. O comportamento comum das zonas de captação que geram um escoamento muito maior e mais rápido quando há uma elevada humidade do solo (Baumgartner & Liebscher 1990; Dyck & Peschke 1995) do que quando há baixa humidade (presumindo a mesma quantidade de precipitação) pode ser exibido usando uma melhor função de escoamento.  
  
−
The gravitation water flowing out from the LPS (Q<sub>LPS</sub> ) is distributed among three different target storage. A certain amount goes to the middle pores and is stored there for a longer period of time, a second part percolates into the groundwater storage (vertical component) and the remaining amount provides the source for interflow (lateral component). The size of the components is subject to soil-physical parameters (especially kf values) and the slope of the corresponding HRU. Therefore, it is assumed in the model that the slope area generates much interflow, whereas in almost evenly situated locations the percolation into the groundwater is the main component. The amount which goes from large pores into middle pores is, however, subject to the saturation of the middle pore storage. In order to determine of runoff amounts the slope and two kf values have to be specified for each HRU: The kf value of the soil horizon with the lowest permeability and the kf value of the overlying horizon.
+
A água de gravitação que flui para fora do LPS (Q<sub>LPS</sub> ) é distribuída entre três reservatórios de destino diferentes. Uma certa quantidade vai para o de poros médios e é armazenada aí durante um longo período de tempo, a segunda parte se infiltra no reservatório de água subterrânea (componente vertical) e a quantidade restante é a fonte para o interfluxo (componente lateral). O tamanho dos componentes está sujeito a parâmetros físicos do solo (especialmente valores kf) e a inclinação da HRU correspondente. Portanto, assume-se no modelo que a área de declive gera muito interfluxo, ao passo que em locais situados quase que interamente em planos, a percolação nas águas subterrâneas é o componente principal. A quantidade que vai de poros grandes a poros médios está, no entanto, sujeita à saturação do reservatório de poros médios. A fim de determinar os montantes de escoamento o declive e dois valores kf têm de ser especificados para cada HRU: O valor kf do horizonte do solo com a menor permeabilidade e o mesmo valor do horizonte sobrejacente.  
  
−
'''Percolation and interflow generation'''
+
'''Percolação e geração de interfluxo'''
  
−
A certain amount of available gravitation water seeps through the entire soil and contributes to groundwater recharge. In the model presentation of the J2000 this percolated amount is represented as dependent on the slope of the corresponding HRU. The slope influences the percolation in that inclined areas have a higher amount of gravitation water as lateral runoff from unsaturated zones, i.e. the groundwater recharge is less in these areas than in evenly situated locations. The influence of the slope is taken into account with a gradient according to the following equation:
+
Uma certa quantidade de água de gravitação disponível se infiltra no solo inteiro e contribui para a recarga das águas subterrâneas. Na apresentação de modelo do J2000 esta quantidade percolada é representada como dependente da inclinação da HRU correspondente. A inclinação influencia a percolação na medida em que as áreas inclinadas têm uma maior quantidade de água de gravitação como escoamento lateral de zonas não saturadas, ou seja, a recarga é menor nessas áreas do que em locais situados em planos. A influência da inclinação é levada em consideração, com um gradiente de acordo com a seguinte equação:  
  
 
<math> grad_{perc} = (1 - tan \alpha)^\beta\  \,\,\, [-] </math>
 
<math> grad_{perc} = (1 - tan \alpha)^\beta\  \,\,\, [-] </math>
  
−
α: slope of the corresponding HRU [degree]
+
α: inclinação da HRU correspondente [graus]  
  
−
β : shape parameter, calibration coefficient [-]
+
β: parâmetro de forma, coeficiente de calibração [-]  
  
−
Using this equation the relation between vertical and lateral runoff is determined which can be adapted
+
Ao usar-se esta equação da relação entre o escoamento vertical e lateral, determina-se o que pode ser adaptado para as condições na área de captação, com a ajuda do coeficiente de calibração β. Além disso, com este coeficiente de calibração pode ser melhorada a inclinação resultante de modelos de granulação grossa que é sistematicamente muito baixa.
−
to the conditions in the catchment area with help of the calibration coefficient  β. In addition, with this
+
−
calibration coefficient the slope resulting from coarse-grained models which is systematically too low can
+
−
be enhanced.
+
  
−
The water amount which is available for percolation is calculated according to:
+
A quantidade de água disponível para a percolação é calculada de acordo com:  
  
 
<math> Perc_{pot}= grad_{perc} \cdot Q_{LPS} \,\,\, [mm] </math>
 
<math> Perc_{pot}= grad_{perc} \cdot Q_{LPS} \,\,\, [mm] </math>
  
−
This percolation rate is then set against the calibration coefficient ''soilMaxPerc'' which describes the
+
Esta taxa de percolação é então definida levando em consideração o coeficiente de calibração ''soilMaxPerc'' que descreve a taxa de percolação máxima por intervalo de tempo.  
−
maximum percolation rate per time step.
+
  
−
And for the interflow Interflow(RD2):
+
E para o Interfluxo (RD2):
  
 
<math> Interflow = 1- grad_{perc} \cdot Q_{LPS} \,\,\, [mm] </math>
 
<math> Interflow = 1- grad_{perc} \cdot Q_{LPS} \,\,\, [mm] </math>
  
  
−
'''Runoff detention'''
+
'''A retenção de escoamento'''
  
−
Both runoff components, direct runoff (RD1) and interflow (RD2) are delayed in time in order to take into account the areal expansion of the spatial model entity. The detention takes place using corresponding retention coefficients (''soilConcRD1'', ''soilConcRD2''). The detention is calculated according to:  
+
Ambos os componentes de escoamento, de escoamento direto (RD1) e interfluxo (RD2) estão atrasados no tempo, com o objetivo de se considerar a expansão da área da unidade espacial do modelo. A retenção ocorre através de coeficientes de retenção correspondentes (''soilConcRD1'', ''soilConcRD2''). Ela é calculado de acordo com:  
  
 
<math>RD1 = \frac{1}{soilConcRD1}  \cdot RD1{gen} \,\,\, [mm] </math>
 
<math>RD1 = \frac{1}{soilConcRD1}  \cdot RD1{gen} \,\,\, [mm] </math>
Linha 382: Linha 368:
 
<math>RD2 = \frac{1}{soilConcRD2}  \cdot RD2{gen} \,\,\, [mm] </math>
 
<math>RD2 = \frac{1}{soilConcRD2}  \cdot RD2{gen} \,\,\, [mm] </math>
  
−
Nepal (2012) suggested that in the case of RD1, the delayed time may be different during high-flow periods due to non-linear behavior of a catchment. Beven (2001a) highlighted that the non-linear responses primarily exist due to two causes. The first reason is the antecedent condition when the relationship between rainfall and runoff is generally considered to be nonlinear because the wetter the catchment prior to a unit input of rainfall, the greater the runoff that will be generated. Second, a non-linearity exists also due to change of velocity with discharge. Average flow velocities increase with the flow with both surface and subsurface flow processes. Faster flow velocities mean that the runoff will reach a measurement point in the stream-channel flow system more quickly. In case of high precipitation events (such as during the monsoon season in the study area) which are responsible for high flood peaks, a high degree of non-linearity is noted. During those events, the soil becomes saturated by the initial rainfall events and a higher rainfall-runoff coefficient is likely after some periods of rainfall. These typical conditions have been taken into account by introducing a new parameter into the J2000 modelling system. The new parameter (''concRD1Flood'') is used by the model when the RD1<sub>gen</sub> crosses a threshold value (''RD1FloodThreshold'') provided by a user. The value of (''concRD1Flood'') should be lower than concRD1 because it produces higher RD1 output flow.
+
Nepal (2012) sugeriu que, no caso de RD1, o tempo de atraso pode ser diferente durante períodos de alto fluxo, devido ao comportamento não-linear de uma bacia. Beven (2001a) destacou que as respostas não-lineares existem principalmente devido a duas causas. A primeira é a condição antecedente, quando a relação entre a precipitação e o escoamento é geralmente considerada como sendo não-linear, porque quanto mais humidecida for a zona de captação antes de uma unidade de entrada (input) de precipitação, maior será o escoamento gerado. A segunda é a existência de uma não-linearidade também devido à mudança de velocidade com descarga. As velocidades de fluxo médias aumentam com o fluxo de superfície e com processos de fluxo abaixo dela. Velocidades de fluxo mais rápidas significam que o escoamento chegará a um ponto de medição no sistema de fluxo de canal mais rapidamente. No caso de ocorrência de precipitações extremadas (por exemplo, durante a estação de monções na área de estudo), que são responsáveis ​​por picos de cheias elevadas, um alto grau de não-linearidade é observado. Durante esses eventos, o solo fica saturado com os acontecimentos iniciais de precipitação e um maior coeficiente de chuva-escoamento é provável após alguns períodos de chuva. Estas condições típicas foram levadas em conta, o que acabou na introdução de um novo parâmetro para o sistema de modelagem do J2000. O novo parâmetro (''concRD1Flood'') é usado pelo modelo quando o RD1<sub>gen</sub> cruza um valor limite (''RD1FloodThreshold'') fornecido pelo usuário. O valor de (''concRD1Flood'') deve ser mais baixo do que concRD1 porque produz um fluxo de saída RD1 mais elevado.
  
 
<math>RD1_{flood} = \frac{1}{soilConcRD1Flood}  \cdot RD1{gen} \,\,\, [mm] </math>
 
<math>RD1_{flood} = \frac{1}{soilConcRD1Flood}  \cdot RD1{gen} \,\,\, [mm] </math>
  
  
−
'''Diffusion'''
+
'''Difusão'''
 +
 
 +
No final do intervalo de tempo, um défice de um reservatório de poros médios (MPS), resultante da evaporação, é compensado pela água do reservatório de poros grandes (LPS). Esta difusão (diff) é levada a cabo utilizando o coeficiente de calibração ''soilDiffMPSLPS'' de acordo com:
  
−
At the end of the time step a deficit of the middle pore storage (MPS) resulting from evaporation be balanced out by water from the large pore storage (LPS). This diffusion ( diff) is carried out using the calibration coefficient ''soilDiffMPSLPS'' according to:
 
  
 
<math> diff = actLPS \cdot (1-e\frac{-1\cdot diff }{satMPS})  \,\,\, [mm] </math>
 
<math> diff = actLPS \cdot (1-e\frac{-1\cdot diff }{satMPS})  \,\,\, [mm] </math>
  
 +
For more information see also: [Baumgartner & Liebscher 1990], [Dyck & Peschke 1995], [Gurtz et al. 1997], [Maniak 1997], [Menzel 1997], [Scheffer & Schachtschabel 1984], [Schulla 1997], [Uhlenbrook 1999], [Wessolek 1993].
  
−
For more information see also: [Baumgartner & Liebscher 1990], [Dyck & Peschke 1995], [Gurtz et al.
+
= Módulo de águas subterrâneas =
−
1997], [Maniak 1997], [Menzel 1997], [Scheffer & Schachtschabel 1984], [Schulla 1997], [Uhlenbrook
+
−
1999], [Wessolek 1993]
+
  
−
= Groundwater module =
+
A estrutura de modelo do módulo de águas subterrâneas no J2000 permite a apresentação do escoamento das águas subterrâneas de todas as formações geológicas existentes na área de abrangência, considerando-se o seu comportamento de armazenamento e escoamento. Essas formações têm que ser parametrizadas separadamente. As unidades geológicas são subdivididas em armazenamento subterrâneo superior (RG1) no material solto exposto ao intemperismo com elevada permeabilidade e curto tempo de retenção, e o armazenamento subterrâneo inferior (RG2) na matriz, e em fissuras e ravinas da rocha com baixa permeabilidade e retenção a longo prazo. Correspondentemente, dois componentes básicos de escoamento são gerados, um rápido a partir do armazenamento de águas subterrâneas superior e um lento a partir do inferior. O armazenamento de águas subterrâneas é enchido a partir do componente de escoamento vertical do módulo do solo (percolação), o esvaziamento pode ser feito por componentes laterais de escoamento subterrâneos e a ascensão capilar na zona insaturada. A parametrização do armazenamento de águas subterrâneas é realizada utilizando-se a capacidade máxima dos armazenamentos de águas subterrâneas superior (maxRG1) e inferior (maxRG2), bem como o coeficiente de retenção de ambos os armazenamentos, (kRG1) e (kRG2). A capacidade máxima de armazenamento pode ser calculada multiplicando-se a parte da câmara subterrânea pela espessura dos armazenamentos individuais por m² de área padrão. Ambos os parâmetros devem ser definidos para cada unidade geológica separadamente e devem ser salvos no arquivo de parâmetro correspondente. A tabela seguinte mostra um exemplo de um tal arquivo de parâmetro.
  
−
The model structure of the groundwater module in J2000 allows the presentation of the groundwater runoff of all geological formations existing in the catchment area by considering their storage and runoff behavior. Those formations have to be parameterized separately. The geological units are subdivided into the upper groundwater storage (RG1) in the weathered loose material with high permeability and short retention time and the lower groundwater storage (RG2) in the matrix and in fissures and ravines of the bedrock with low permeability and long retention time. Correspondingly, two basic runoff components are generated, a fast one from the upper groundwater storage and a slow one from the lower groundwater storage. Filling the groundwater storage results from the vertical runoff component of the soil module (percolation), emptying can be done by the lateral underground runoff components and the capillary rise on the unsaturated zone. The parameterization of the  groundwater storage is carried out using the maximum storage capacity of the upper (maxRG1) and the lower groundwater storage (maxRG2) as well as the retention coefficient for both storages, (kRG1) and (kRG2). The maximum storage capacity can be estimated by multiplying the part of the underground chamber with the thickness of the individual storages per m² standard area. Both parameters have to be defined for every geological unit separately and have to be saved in the corresponding parameter file. The following table shows an example of such a parameter file.
+
O primeiro processo a ser calculado é a ascensão capilar. Supõe-se que esta ação ocorre no armazenamento de águas subterrâneas lento RG2. O cálculo é feito usando a quantidade real de armazenamento actRG2, o défice de humidade (deltaSoilStor) ou a saturação relativa (satSoilStor) na camada superior do solo e o parâmetro de calibração ''gwCapRise''. A ascensão capilar é calculada se a quantidade atual de armazenamento de reservatório de águas subterrâneas for maior do que o défice de humidade do solo e o parâmetro de calibração gwCapRise estiver acima de zero. Definindo o valor zero para a ascensão capilar, essa pode ser prevenida.
  
−
The first process to be calculated is the capillary rise. It is assumed that this action takes place in the slow groundwater storage RG2. The calculation is done using the actual storage amount actRG2, the humidity deficit (deltaSoilStor) or the relative saturation (satSoilStor) in the upper soil and the calibration parameter ''gwCapRise''. Capillary rise is calculated if the current storage amount of the groundwater storage is higher than the soil humidity deficit and the calibration parameter gwCapRise is above zero. By putting it to zero the capillary rise can be prevented.
+
Se a ascensão capilar for calculada, primeiramente deve ser calculada a taxa de crescimento  inSoilStor:
−
 
+
−
If capillary rise is calculated, first the rise rate inSoilStor is calculated:
+
  
 
<math> inSoilStor = deltaSoilStor \cdot \left(1 - exp\frac{-1 \cdot gwCapRise}{satSoilStor}  \right) </math>
 
<math> inSoilStor = deltaSoilStor \cdot \left(1 - exp\frac{-1 \cdot gwCapRise}{satSoilStor}  \right) </math>
  
−
It is then extracted from the groundwater storage RG2 and added to the upper soil water storage. After calculating the capillary rise the lateral inflow is considered. Hence, both inflow components inRG1 and inRG2 are added to the corresponding storages actRG1 and actRG2. If the maximum storage capacity is
+
Em seguida, ela é então extraída a partir do armazenamento subterrânea RG2 e adicionado ao armazenamento superior da água no solo. Depois de calcular a ascensão capilar lateral, o fluxo de entrada é considerado. Assim, ambos os componentes de influxo inRG1 e inRG2 são adicionados aos armazenamentos correspondentes actRG1 e actRG2. Se a capacidade de armazenamento máximo é excedida, a água excedente é passada diretamente ao componente de escoamento.
−
exceeded, surplus water is directly given to the runoff component.
+
  
−
The allocation of the percolation from the upper soil is carried out according to the slope of the specific model entity and a calibration coefficient (''gwRG1RG2dist'') in the following steps. First, the influence of the slope is considered:
+
A atribuição da percolação do solo superior é feita de acordo com a inclinação da unidade de modelo específica e de um coeficiente de calibração (''gwRG1RG2dist'') nas etapas a seguir. Em primeiro lugar, a influência da inclinação é considerada:
  
 
<math> slope\_weight = tan (slope \cdot \frac{\pi}{180} )  </math>
 
<math> slope\_weight = tan (slope \cdot \frac{\pi}{180} )  </math>
Linha 418: Linha 401:
 
<math>  gradh = (1 - slope\_weight) \cdot gwRG1RG2dist </math>
 
<math>  gradh = (1 - slope\_weight) \cdot gwRG1RG2dist </math>
  
−
Then the percolation rate is allocated:
+
Em seguida, a taxa de percolação é atribuída:
  
 
<math>  potRG1 = (1-gradh) \cdot percolation </math>
 
<math>  potRG1 = (1-gradh) \cdot percolation </math>
Linha 424: Linha 407:
 
<math>  potRG2 = gradh \cdot percolation </math>
 
<math>  potRG2 = gradh \cdot percolation </math>
  
−
The potential inflows are calibrated against the corresponding current storage. If RG2 cannot take the inflow pot_RG2 completely, the surplus is transferred to pot_RG1. If RG1 cannot take pot_RG1, the surplus is given to gwExcess. According to the model’s concept this variable can be assigned to a specific
+
Os influxos possíveis são calibrados contra o armazenamento correspondente atual. Se RG2 não puder receber influxo pot_RG2 completamente, o excedente é transferido para pot_RG1. Se RG1 não puder receber pot_RG1, o excedente é passado a gwExcess. De acordo com o conceito do modelo esta variável pode ser atribuída a um componente de escoamento superficial específico.
−
runoff component.
+
 
 +
O cálculo da descarga de água é efetuada de acordo com a quantidade de armazenamento atual em forma de uma função de fluxo de saída linear de armazenamento. Os coeficientes de armazenamento de retenção (kRG1, kRG2), que são considerados enquanto a água temporal repousa no reservatório específico, são um fator do volume de armazenamento atual (actRG1 e actRG2) utilizados para o cálculo do fluxo de saída das águas subterrâneas (outRG1 e outRG2) como segue:
  
−
The calculation of water discharge is carried out according to the current storage amount in form of a linear storage-outflow function. The storage retention coefficients (kRG1, kRG2), which are considered as the time water rests in the specific storage, are a factor of the current storage volume (actRG1 and actRG2)
 
−
used for the calculation of the groundwater outflow (outRG1 and outRG2) as follows:
 
  
 
<math> outRG1 = \frac{1}{gwRG1Fact \cdot kRG1} \cdot actRG1 \,\,\,[mm] </math>
 
<math> outRG1 = \frac{1}{gwRG1Fact \cdot kRG1} \cdot actRG1 \,\,\,[mm] </math>
Linha 434: Linha 416:
 
<math> outRG2 = \frac{1}{gwRG2Fact \cdot kRG2} \cdot actRG2 \,\,\,[mm] </math>
 
<math> outRG2 = \frac{1}{gwRG2Fact \cdot kRG2} \cdot actRG2 \,\,\,[mm] </math>
  
−
The groundwater dynamics can be calibrated using parameters ''gwRG1Fact'' and ''gwRG2Fact''.
+
A dinâmica das águas subterrâneas pode ser calibrada usando parâmetros  ''gwRG1Fact'' e ''gwRG2Fact''.
  
−
= Routing module =
+
= Módulo de roteamento =
  
−
The J2000 module has two different routing components. The lateral routing component serves to simulate lateral flow processes in the catchment area until the water finally reaches a preflooder segment or a reservoir. In order to do so, the individual runoff components which are generated in the model entities are transferred to the corresponding recipient. This component does not have any calibration parameters.
+
O módulo J2000 tem dois diferentes componentes de encaminhamento. O componente de roteamento lateral serve para simular os processos de fluxo lateral na zona de captação até que a água finalmente atinja um segmento preflooder ou um reservatório. Para tal, os componentes individuais de escoamento que são gerados nas unidades de modelo são transferidos para o receptor correspondente. Este componente não possui parâmetros de calibração.
  
−
The reach routing component is used for modeling flow processes in the on-site preflooder network of the catchment area. First, separate reaches have to be parameterized. The individual parameters which have to be assigned, are length in meters, slope in %, the mean width in meters and the reach roughness according to Manning-Strickler. Those are stored in a parameter file which is read by the model and by which the corresponding objects are generated. Additionally, the file contains information on the structure of the flow topology by noting the ID for every reach into which it empties. The reach representing the catchment outlet has to contain the ID 0.
+
O componente de roteamento de trechos fluviais é usado para a modelagem de processos de fluxo na rede preflooder local da bacia hidrográfica. Primeiro, trechos distintos têm de ser parametrizados. Os parâmetros individuais que devem ser atribuídos são o comprimento em metros, a inclinação em %, a largura média em metros e a aspereza do trecho de acordo com  Manning-Strickler. Esses são armazenados num ficheiro de parâmetros que é lido pelo modelo e através do qual os objectos correspondentes são gerados. Além disso, o arquivo contém informações sobre a estrutura da topologia de fluxo observando o ID para cada trecho no qual ele se esvazia. O trecho que representa a saída da captação tem que conter a ID 0.  
  
−
The individual reaches receive water by neighboring spatial model entities and upstream reaches. In the reach, a velocity for water amount is calculated and then a certain amount is given to the next downstream reach based on the velocity and the length of the on-site preflooder. For the calculation a rectangular cross section is assumed to simplify matters. Although the complete amount of water is routed, the relative amounts of the individual runoff components are maintained, so they can be considered separately anytime and in every reach.
+
Os trechos individuais recebem água de unidades de modelo espacial vizinhas e de outros trechos rio acima. No trecho, uma velocidade de quantidade de água é calculada e, em seguida, uma determinada quantidade é passada para o próximo trecho a jusante baseando-se na velocidade e no comprimento do preflooder local. Para o cálculo, é pressuposta uma seção transversal retangular, para simplificar-se o mesmo. Embora a quantidade total de água seja encaminhada, as quantidades relativas dos componentes de escoamento individuais são mantidas, de modo que eles possam ser considerados separadamente a qualquer momento e em qualquer trecho.
  
−
The module describes flow processes in the channel by using the kinematic wave approach and the calculation of velocity according to MANNING & STRICKLER. The only parameter that has to be set by the user (TA)(also referred as flowRouteTA) is a routing coefficient. It represents the runtime of the runoff wave which moves in the channel until it reaches the catchment outlet after a precipitation event. Its value is required for the calculation of the restraint coefficient (Rk) together with velocity of the river (v) and flow length (fl):
+
O módulo descreve os processos de fluxo no canal, utilizando a abordagem de onda cinemática e o cálculo da velocidade de acordo com Manning & Strickler. O único parâmetro que deve ser definido pelo usuário (TA) (também referido como flowRouteTA) é um coeficiente de roteamento. Ele representa o tempo de execução da onda de escoamento que se move para o canal até que ela atinja a saída de captação depois de um evento de precipitação. O seu valor é necessário para o cálculo do coeficiente de retenção (Rk), juntamente com a velocidade do rio (v) e do comprimento de fluxo (fl):
  
 
<math> Rk = \frac{v}{fl} \cdot TA \cdot 3600  </math>
 
<math> Rk = \frac{v}{fl} \cdot TA \cdot 3600  </math>
  
−
Before doing so, the velocity (v<sub>new</sub>) has to be determined using the roughness factor by Manning (M), slope of the river bed (l) and the hydraulic radius (Rh). The hydraulic radius is calculated using the drained cross section (A) of the reach which results from the flow rate (q), velocity (v) and river bed width (b). For this approach, a start velocity (v<sub>init</sub>) is assumed which is then iteratively adjusted with regard to the new calculated velocity (v<sub>new</sub>) until both velocities differ in a value smaller than 0,001 m s^{-1}:
+
Antes de fazer o acima referido, a velocidade (v<sub>new</sub>) tem de ser determinada utilizando-se o fator de rugosidade de Manning (M), a inclinação do leito do rio (l) e do raio hidráulico (Rh). O raio hidráulico é calculado usando a seção transversal drenada (A) do trecho que resulta da taxa de fluxo (Q), velocidade (v) e largura do leito (b). Para esta abordagem, uma velocidade inicial (v<sub>init</sub>) é pressuposta, a qual é em seguida iterativamente ajustada no que se refere à novo velocidade calculada (v<sub>new</sub>) até que ambas as velocidades sejam diferentes de um valor menor que 0,001 m s^ {-1}:  
  
 
<math> Rh = \frac{A}{b + 2 \frac{A}{B}} \,\,\,\,[m] </math>
 
<math> Rh = \frac{A}{b + 2 \frac{A}{B}} \,\,\,\,[m] </math>
  
−
with:
+
sendo que:
 
<math> A = \frac{q}{v_{init}} \,\,\,\,[m^2] </math>
 
<math> A = \frac{q}{v_{init}} \,\,\,\,[m^2] </math>
  
Linha 459: Linha 441:
 
<math> q = q_{act} \cdot e^{\frac{-1}{Rk}} \,\,\,\,[m^3/sec] </math>
 
<math> q = q_{act} \cdot e^{\frac{-1}{Rk}} \,\,\,\,[m^3/sec] </math>
  
−
Finally, the amount of water of the corresponding reach ( ) is calculated which goes to the runoff ( )
+
Finalmente é calculada a quantidade de água do trecho correspondente( ), o qual vai para o escoamento ( ) usando o coeficiente de restrição de escoamento ( ), que tiver sido gerado.
−
using the runoff restraint coefficient ( ) which has been generated.
+
  
 
<math> q = q_{act} \cdot e^{\frac{-1}{Rk}} \,\,\,\,[m^3/sec] </math>
 
<math> q = q_{act} \cdot e^{\frac{-1}{Rk}} \,\,\,\,[m^3/sec] </math>
  
−
The higher the assumed value of TA, the faster does the runoff wave move within a certain time span and
+
Quanto maior o valor de TA pressuposto, mais rápida é o movimento da onda de escoamento dentro de um determinado intervalo de tempo e menos água permanece no canal.
−
the less water remains in the channel.
+

Edição actual desde as 20h49min de 26 de Fevereiro de 2013

Este tutorial descreve os processos importantes e algorítimos de diferentes módulos dentro do modelo hidrológico J2000 em detalhes:

Índice

Módulo de distribuição de precipitação

  • Parâmetros de calibração
Parâmetro Descrição Variação global Para o modelo Dudh Kosi
Trans temperatura limiar 0 + 5 2
Trs temperatura base para a neve e chuva -5 +5 0

No sistema de modelagem J2000, a precipitação é primeiramente distribuída entre chuva e neve, dependendo da temperatura do ar. Dois parâmetros de calibração (trans e trs) são utilizados, sendo que trs é a temperatura base e trans é uma gama de temperatura (limite superior e inferior), acima e abaixo da temperatura base. A fim de determinar a quantidade de neve e chuva, presume-se que a precipitação abaixo de certas temperaturas limite resulta em precipitação totalmente de neve e acima de um segundo limite em precipitação totalmente em estado líquido. No intervalo (trans) entre as referidas temperaturas limite, a precipitação ocorre em forma mista. Entre esses limites, misturas de chuva e neve com percentuais variáveis ​​para cada componente são calculadas. A quantidade de neve real (P (s)) da precipitação diária sujeita à temperatura do ar é calculada de acordo com:


Ps = \frac{TRS + Trans - T}{2 \cdot Trans} \, \, \, \mathrm{[mm]}


A quantidade diária de neve (Ps) ou a quantidade de chuva (Pr)são calculadas de acordo com:


Ps = Precipitation \cdot Ps \,\,\, \mathrm{[mm]}

Pr = Precipitation \cdot (1- Ps) \,\,\, \mathrm{[mm]}



Estes parâmetros são considerados como parâmetros não-flexíveis e não são necessariamente colocados no âmbito do JAMS como parâmetros ajustáveis.

  • Relevâncias na modelagem

Configurar os valores trs abaixo de zero (por exemplo, 2) vai trazer mais precipitação sob a forma de "chuva" do que de "neve".

Módulo de interceptação

A interceptação é um processo durante o qual a precipitação é armazenada em folhas e outras superfícies abertas da vegetação. Durante a precipitação, ocorre a interceptação pelo dossel da plantas e de camada de resíduos. Este processo é identificado como componente importante de um ciclo hidrológico que pode afetar os componentes do balanço hídrico. A interceptação de copas e de resíduos é considerada uma perda para o sistema, já que qualquer chuva interceptada por qualquer um destes componentes subsequentemente evaporará (Kozak et al. 2007). O módulo de interceptação no sistema de modelagem J2000 serve como cálculo do volume de precipitação a partir da precipitação observada no contexto das coberturas vegetais particulares e do seu desenvolvimento no ciclo anual. A precipitação observada é reduzida pela parte interceptada para calcular-se o volume de precipitação. Assim a precipitação líquida apenas ocorre quando a capacidade máxima de armazenamento de interceptação da vegetação é atingida. O excedente é então repassado como precipitação interceptada para o próximo módulo. O módulo de interceptação utiliza uma abordagem simples de armazenamento de acordo com Dickinson (1984), que calcula a capacidade máxima de armazenamento de interceptação com base no Índice de Área Foliar (LAI), do tipo específico de cobertura do solo. O esvaziamento do armazenamento de interceptação é feito exclusivamente por evapotranspiração. A capacidade máxima de interceptação (Intmax) é calculada de acordo com a seguinte fórmula:


Int_{max} = \alpha \cdot{LAI} \, \, \, \mathrm{[mm]}

com

α ... capacidade de armazenamento por m² de área foliar em relação ao tipo de precipitação [mm]

LAI ... LAI da classe de uso da terra especial previsto no arquivo de parâmetros do uso da terra [-]

O parâmetro “a” tem um valor diferente, dependendo do tipo da precipitação interceptada (chuva ou neve), visto que a capacidade máxima de interceptação da neve é ​​sensivelmente mais elevada do que a precipitação em estado líquido. O LAI para os tipos de vegetação individuais é fornecido no arquivo de parâmetros de uso da terra ao longo do ano. Porque o LAI muda de acordo com as estações do ano, quatro tipos diferentes de LAI para quatro estações diferentes para cada tipo de vegetação são propostas no arquivo de parâmetro do uso da terra. O valor do LAI pode ser determinado por medição direta de folhas, literatura e conhecimento especializado.


Módulo de neve

  • Parâmetros de calibração
Parâmetro Descrição Variação global Para modelo Dudh Kosi
snowCritDens Densidade crítica de neve 0 to 1 0.381
snowColdContent conteúdo de frio do bloco de neve 0 to 1 0.0012
baseTemp temperatura de limite para fusão da neve -5 to 5 0
t_factor fator de fusão pelo calor sensível 0 to 5 2.84
r_factor fator de fusão pela precipitação líquida 0 to 5 0.21
g_factor fator de fusão em pelo pelo fluxo de calor no solo 0 to 5 3.73

Estes parâmetros são fornecidos em negrito e itálico na descrição abaixo:

O módulo de neve calcula as diferentes fases de acumulação de neve, metamorfose e neve derretida. O módulo mais complexo é adaptado no modelo de Knauf (1980). O módulo de neve leva em conta as mudanças de estado do bloco de neve durante a sua existência, especialmente suas mudanças de densidade devido ao degelo e a subsidência. Este processo é importante porque o bloco de neve pode armazenar água livre, como uma esponja, até atingir uma densidade de certo limite e só então uma descarga súbita de água ocorre. Para o modelo, capacidades diferentes de água da camada de neve são considerados: o equivalente real da água da neve (SWEdry) que corresponde à quantidade de água que realmente congelou e o equivalente total de água da neve (SWEtotal) que, além disso, considera a água em estado líquido armazenada no bloco de neve. A subsidência do bloco da neve, que resulta da água líquida através da fusão à superfície ou a partir da precipitação de chuva, é calculada de acordo com subsidência empírica (esquema de compactação da neve) por Bertle (1966).

A camada de neve e as suas condições estão descritas no modelo de acordo com os seguintes parâmetros: profundidade da neve (SD) [mm], a densidade da neve seca (dryDens)} [em g/cm³] como o quociente do teor total de água e da profundidade da neve.

Se houver uma temperatura do ar mínima, média e máxima para um determinado período de tempo (dados diários), o módulo calcula a acumulação separada ou temperaturas de fusão. A acumulação e fusão pode ocorrer dentro de um intervalo de tempo. As temperaturas de fusão e de acumulação (Tacc e Tmelt) podem ser calculadas de acordo com:


T_{acc} = \frac{T_{min} + T_{avg}}{2} \,\,\,\,\,\,[^oC]


T_{melt} = \frac{T_{max} + T_{avg}}{2} \,\,\,\,\,\,[^oC]


Fase de acumulação:


O módulo de neve simula a acumulação e a compactação da camada de neve causada pelo degelo ou chuva na precipitação de neve.

As circunstâncias térmicas sob a cobertura de neve são levadas em consideração juntamente com o teor de frio dessa cobertura em conexão com o degelo. Na temperatura abaixo do ponto de congelamento, o bloco de neve arrefece significativamente. Já que a água derretida congela imediatamente devido a circunstâncias isotérmicas negativas sob a cobertura de neve, não ocorre escoamento. O teor de frio tem de atingir o valor zero, de modo que o processo de degelo comece novamente. Consequentemente, as temperaturas negativas elevam o teor de frio enquanto que a temperatura positiva reduz-lo. O cálculo do armazenamento de conteúdo de frio resulta do produto da temperatura do ar por um parâmetro de calibração (coldContFact).


CC = coldContFact \cdot T \,\,\,\,\,\,[mm]

Ao fazê-lo, temperaturas negativas do ar são acumuladas e diminudídas apenas por temperaturas positivas e pelas potenciais taxas resultantes de fusão. Só quando o teor de frio tiver atingido um valor de 0, ocorre o derretimento da neve.

Se a temperatura do ar for inferior a -15 ° C, pressupõe-se que a densidade da neve nova seja 0,02875.

A mudança de profundidade da neve (SD δ) resultante da precipitação da neve é ​​calculada de acordo com seguinte premissa: a acumulação de neve ocorre no modelo se a precipitação cair sob a forma sólida (NewsNow> 0). Portanto, a densidade de neve nova é determinada sujeita a temperatura do ar. O cálculo é realizado de acordo com (Kuchment 1983, e Vehvilaeinen 1992), se a temperatura do ar for superior a -15 oC.

newSnowDens = 0.13 + 0.0135 \cdot T_{acc} + 0.000045 \cdot T^{2}_{acc}\,\,\,\, [g/cm^3]

Se a temperatura do ar for inferior a -15 ° C, pressupõe-se que a densidade da neve nova seja 0,02875.

A mudança de profundidade da neve (SD δ) resultante de sua precipitação e é ​​calculada da seguinte forma:

δ SD = \frac{netSnow}{newSnowDens} \,\,\,\,\,\,[mm]

O equivalente de água da neve do dia anterior (\textit{SWEdry}) aumenta o valor de precipitação de neve de acordo com:

SWEdry_{{t}} = SWEdry_{{t-1}} + netSnow \,\,\,\,\,\,[mm]

O equivalente de água da neve seca e o equivalente total de água da neve são aumentados pelo mesmo valor. Se o evento de precipitação envolvido precipitação mista (chuva/neve), a quantidade de chuva é atribuída ao equivalente total de água da neve.

Se a chuva é parte do evento de precipitação, ocorre como resultado a subsidência do bloco de neve. O cálculo da quantidade de subsidência é discutido abaixo. No modelo, o bloco de neve permanece em fase de acumulação até que o valor de temperatura (Tmelt) para o degelo exceda um valor limite (baseTemp), que tem de ser determinado durante a fase de parametrização da aplicação da modelagem. Em seguida, ele entra na fase de metamorfose que simula os processos de fusão e subsidência. No entanto, ele pode voltar para a fase de acumulação, se as temperaturas forem correspondentemente baixas. Devido aos valores de temperatura diferentes, os processos de acumulação e de fusão podem ser modelados durante um único intervalo de tempo.

Fase de fusão e subsidência:

Se o valor da temperatura de fusão (Tmelt) exceder o valor limite da temperatura (baseTemp), , o bloco de neve passa da fase de acumulação para a de metamorfose. A quantidade de energia que é necessária para a fusão da neve está disponível em três formas diferentes. Em primeiro lugar, através de uma entrada de calor sensível por temperatura do ar (t_factor), em segundo, por precipitação a partir de uma fonte de energia na forma de chuva (r_factor) e em terceiro, pela entrada devido a um fluxo de calor no solo (g_factor). A soma de todas as entradas de energia fornece a taxa potencial de degelo (Mp). O cálculo da Mp é realizado de acordo com:


Mp = t\_factor \cdot T_{melt} + r\_{factor} \cdot netRain \cdot T_{melt} + g\_{factor} \,\,\,\,\,\,[mm]

A Mp variável é, então, também modificada de acordo com a inclinação e da exposição da unidade de modelo espacial (ou seja a HRU):

Mp = \ Mp \cdot actSlAsCf \,\,\,\,\,\,[mm]

A Mp é inicialmente usada para equilibrar o teor de frio da cobertura de neve e, em seguida, é também utilizada para gerar o derretimento da neve. A taxa de degelo potencial seguida é tomada para calcular-se a variação máxima resultante da profundidade da neve (SD δ):


δ SD = \frac{M_P}{dryDens} \,\,\,\,\,\,[mm]

Se δ SD for maior do que a profundidade da neve inteira, ela descongela completamente e o equivalente de água total da neve contribui para a geração de escoamento em forma de degelo. Se este não for o caso, a profundidade da neve é ​​reduzida de forma correspondente, o que não altera o equivalente de água de neve no início. Em vez disso, o resultado é um aumento na densidade total da cobertura da neve.

Além dessa mudança na densidade, as alterações adicionais na subsidência e densidade de acordo com o esquema de compactação de neve (Bertle 1966) são levados em conta. Este método baseia-se no fato de que a água, não importando se ela resulta de temperatura induzida por degelo ou de precipitação, se infiltra na camada de neve, o que leva à subsidência por recristalização da neve e por alterações estruturais e de concentração no armazenamento (Knauf 1980). A taxa de subsidência resultante é calculada usando o método para a subsidência de neve descrita por Bertle (1966). Este método baseia-se na observação de uma relação empírica entre o influxo de água livre e a alteração resultante na elevação por subsidência, que foi derivado a partir de experiências de laboratório do Bureau of Reclamation EUA. Para o cálculo, o aumento do conteúdo de água acumulada em percentagem é visto em relação ao equivalente de água de neve usando a seguinte fórmula:


P_w = \frac{totSWE}{drySWE} \cdot 100 \,\,\,[\%]


Esta equação mostra que quanto mais água em estado líquido houver como entrada, maior será a subsidência do bloco de neve (P\_w) (Knauf 1980). Uma entrada da quantidade exata de água correspondente ao equivalente da água da neve do bloco leva a uma redução para a metade da profundidade da neve por subsidência. A percentagem da mudança da profundidade da neve (P$_H$) é calculada sujeita à entrada de água livre:

P_H = 147.4 - 0.474 \cdot P_W \,\,\,[\%]

A nova profundidade de neve (SD) é:

SD = SD \cdot \frac{P_H}{100} \,\,\,[mm]

Juntamente com a profundidade da neve que foi calculada, a densidade total \textit{(totDens)} e a densidade da neve seca \textit{(dryDens)} são calculadas de acordo com as seguintes fórmulas:

dryDens = \frac{SWE_{dry}}{SH} \,\,\,[g/cm^3]


totDens = \frac{SWE_{tot}}{SH} \,\,\,[g/cm^3]

Escoamento proveniente de derretimento

A camada de neve pode armazenar a água em estado líquido nos seus poros até uma certa densidade crítica (snowCritDens). Esta capacidade de armazenamento é perdida quase que completa e irreversivelmente quando uma certa quantidade de água em estado líquido em relação à SWE total (entre 40 e 45%) é atingida de acordo com Bertle (1966), Herrmann (1976) e Lang (2005). Neste limite, a capacidade de retenção de um bloco de neve que esteja naturalmente se desenvolvendo também é subitamente diminuída sem o impacto da chuva. Em tal caso, uma liberação súbita de água a partir do bloco de neve podem ser observada (Herrmann, 1976). No modelo, este processo é simulado através do cálculo de um teor máximo de água da cobertura de neve (SWEmax) de acordo com:

WS_{max} = snowCritDens \cdot SD \,\,\,\,\,\,[mm]

A densidade crítica (snowCritDens) precisa de ser fornecida pelo utilizador do modelo. A água armazenada no bloco de neve que exceder esse limite é transmitida como escoamento de neve (Q_snow).

Q_{snow} = SWE_{tot} - SWE_{max} \,\,\,\,\,\,[mm]


Nos intervalos de tempo seguintes, a densidade da camada de neve mantém a densidade limiar crítica, até que a mesma seja descongelada ou inicie a acumulação devido à queda de neve recorrente.

Módulo de geleira

O módulo de geleira foi desenvolvido e adaptado como uma parte da pesquisa de doutorado (Nepal, 2012) realizado sobre a bacia hidrográfica do Kosi Dudh. As informações fornecidas aqui são tomadas a partir deste estudo.

O módulo geleira está integrado no modelo hidrológico J2000 padrão, como parte desse estudo. Ele é tratado como um módulo separado dentro do J2000 em que o escoamento do degelo tanto da neve quanto do gelo (SIM) é calculada e resultado é passado diretamente a um rio como escoamento superficial (RD1). A abordagem sugerida por Hock (1999) foi implementada no modelo J2000 e ainda adaptada para a o cálculo do degelo. Esta abordagem considera o degelo utilizando um fator de dia-grau. A partir deste estudo, a inclinação, o aspecto e o fator de coberturas de detritos são ainda incluídos no modelo para o escoamento de degelo. O derretimento da neve na área glacial é calculada da mesma maneira como descrito anteriormente. O fluxo de calor do mesmo solo (parâmetro de calibração: g_factor) é proposto para o degelo nas zonas glaciais, já que a maioria das geleiras ficam cobertas por detritos e se comportam semelhante ao solo.

A área de geleira é fornecida como uma camada GIS que fornece uma ID exclusiva do uso da terra para as geleiras durante a delimitação da HRU. Todos os processos que ocorrem na geleira são tratados separadamente com base nessa identificação única. Primeiro a neve sazonal ocorre no topo da geleira (ou HRU de geleira). O modelo primeiro trata a neve, tal como descrito no “módulo de neve”, e produz o seu escoamento. A fim de se certificar de que o degelo ocorre, duas condições têm de ser preenchidas. Primeiro, a cobertura de neve inteira de uma HRU de geleira tem que derreter (ou seja o armazenamento deve ser zero). Em segundo lugar, a temperatura de base (tbase), tal como definida pelos utilizadores, tem de ser inferior a meltTemp. Só nestas condições, o material fundido de gelo ocorre como um progresso de modelo.


meltTemp = \frac {Tmax + Tmean} {2} \,\,\,\,\,\,[^oC]


A taxa de fusão para gelo glacial (iceMelt)(mm/dia) é obtido através da seguinte equação:

iceMelt = \frac{1}{n} \cdot meltFactorIce + alphaIce \cdot radiation \cdot (meltTemp - tbase) \,\,\,\,\,\,[mm]

sendo que:


radiation = radiação real global

meltFactIce = fator de derretimento generalizado de gelo como um parâmetro de calibração

alphaIce = coeficiente de derretimento para o gelo

n = intervalo de tempo (isto é, para o modelo diário, n = 1)


A fusão do gelo é ainda adaptada ao fator coberto de detritos. Já que as geleiras na bacia do rio Kosi Dudh estão cobertas por detritos em geral, um método simples de segregação é aplicado para identificar os restos cobertos de geleiras, com base no declive. Se a inclinação for superior a 30 graus, cascalhos, pedras e seixos rolam com gravidade e a geleira é considerada limpa. Uma inclinação inferior a este limiar é adequada para a acumulação de detritos nos topos da geleiras. Usando essa abordagem, cerca de 77% das geleiras são estimadas como geleiras cobertas por restos. De acordo com Mool (2001a), cerca de 70% das geleiras na bacia do rio Kosi Dudh são tipos de vale. Uma das características mais comuns de geleiras localizadas na região do Himalaia é a presença de detritos. Em geral, geleiras de vale são cobertas por resídos na região do Himalaia (Fujji 1977;. Sakai2000). Pode-se supor que as áreas de geleiras cobertas por detritos, que são estimadas por esta abordagem, são bastante representativas e adequadas para os fins deste aplicativo de modelagem.


A presença de detritos afecta o processo de ablação. Uma cobertura supra-glacial de detritos, com espessura superior a alguns centímetros, leva a uma redução considerável na taxa de fusão (Oestrem 1959; e Mattson, 1993). De acordo com Oestrem (ibid.) a taxa de fusão diminui quando a espessura da cobertura de detritos for maior do que cerca 0,5 cm. O relatório ainda menciona que, não só a fusão será mais lenta sob a camada de moreia, mas também o período de ablação será mais curto para o gelo coberto. As geleiras limpas como relatado no planalto tibetano têm taxas mais altas de recuo. Kayastha (2000) estudou o padrão de degelo das geleiras do Khumbu (na bacia do Dudh Kosi onde o modelo J2000 está sendo aplicado) e descobriu que os detritos com espessura de 0 a 5 cm indica que a ablação do gelo é aumentada até um máximo de 0,3 cm. Portanto, quando uma geleira é coberta por detritos, o degelo é reduzido. Usando o parâmetro de calibração (debrisFactor), os efeitos da cobertura de detritos sobre a fusão são controlados da seguinte maneira.


iceMelt' = icemelt - \left(icemelt \cdot \frac{debrisFactor}{10}\right)


O degelo é mais adaptado à inclinação e ao aspecto do HRU de geleira em particular. O roteamento da fusão glacial é feito separadamente para o degelo e o escoamento da chuva através da seguinte fórmula:


Snow_{runoff} = meltRes_{t-1} \cdot e^ -\left(\frac {1}{kSnow}\right) \cdot Snow_{melt} \cdot e^ -\left(\frac {1}{kSnow}\right)

sendo que:

snowmelt = derretimento total da neve durante o intervalo de tempo (mm/dia)

meltRest-1 = saída do reservatório durante o intervalo de tempo anterior

kSnow = coeficiente de armazenamento (constante de recessão) para reservatório


Um procedimento de roteamento semelhante é aplicado para o escoamento do degelo e da chuva com uma constante de recessão diferente (kIce) e (kRain). Presume-se que o roteamento do escoamento da chuva é mais rápido do que o de gelo e neve.

Na verdade, a neve é ​​armazenada na zona de acumulação de zonas de altitude elevada. Ela é então ​​transportada para a baixa altitude pelo vento, por avalanches e pela gravidade. Como ela é enterrada sob a neve nova, a neve é gradualmente convertida em uma massa firme e eventualmente em gelo glacial. Este gelo flui rio abaixo através da ação da gravidade para a zona de ablação como geleiras (Jansson, 2003). No entanto, tais processos dinâmicos de transformaçãoe do transporte da neve não estão incluídas no módulo de geleira do modelo J2000. Portanto, uma parte da precipitação é sempre armazenada em forma de neve na zona de acumulação de áreas de alta altitude. Para compensar este processo de armazenamento de longo prazo, uma camada de geleira constante é utilizada como um substituto que proporciona a fusão do gelo glacial.

Módulo de água do solo

A descrição do módulo de água do solo, conforme descrito no modelo de código fonte está disponível nessa seção, a qual é principalmente baseada na documentação técnica do modelo J2000 (Krause, 2011).

No módulo de solo, solos separados são representados de acordo com os seus volumes de poros. O armazenamento de poros, que pode ocorrer no solo, é classificado na literatura como se segue (por exemplo, (Scheffer & Schachtschabel 1984)):

  • A água armazenada em poros finos (< 0.2 μm de diâmetro, PF> 4.2, corresponde ao ponto de emurchecimento permanente - PWP) fica tão fortemente ligada devido aos poderes de absorção desses, que ela não gera escoamento.
  • A água armazenada em poros médios (diâmetro de 0,2 a 50 μm, pF 1,8 a 4,2, corresponde à capacidade de campo utilizável - nFk) fica suspensa contra a gravidade devido ao seu poder de absorção. Ela pode ser extraída do solo, quase que exclusivamente por meio do potencial de sucção.
  • A água armazenada nos poros grossos e macro (> 50 μm de diâmetro, pF> 1,8, corresponde à capacidade do ar - Lk) fica sujeita à gravidade e pode ser mantida no solo durante apenas um curto período de tempo (1-2 dias de acordo com (Scheffer & Schachtschabel 1984).

A água armazenada nos poros finos pode ser negligenciada durante a modelagem, já que ela não está disponível para os processos de evaporação ou de fluxo de acordo com a especificação acima mencionada dos volumes dos poros, devido à constante de ligação. Por isso, a abstração de modelagem do solo é realizada por dois armazenamentos paralelos e ligados no modelo J2000: um armazenamento que corresponde ao volume do reservatório de poros médios (a partir deste ponto referido como MPS – Middle Pore Storage) e que só pode ser esvaziado por meio de evaporação e outro reservatório que representa o volume do reservatório de poros grandes e macro (daqui em diante referido como LPS – Large Pore Storage) e que é a fonte para o escoamento efetivo.

A figura abaixo mostra os processos hidrológicos importantes dentro da zona do solo. Pode-se ver que um armazenamento de infiltração precede o do solo, o qual contém água e precipitação líquida resultante da fusão da neve. A partir desse, a água é distribuída para os reservatórios do solo, onde a água restante é armazenada no reservatório de depressão, caso ela exceda a capacidade máxima de infiltração do solo correspondente, ou uma saturação do armazenamento de poros grandes ocorra. O esvaziamento desse reservatório de depressão é feito por meio de evaporação, geração de escoamento superficial e/ou infiltração num ponto posterior no tempo. Já o esvaziamento do reservatório de poros médios é feito por evapotranspiração, esvaziando o reservatório de poros grandes, gerando interfluxo ou por recarga. Além disso, no final do intervalo de tempo, uma determinada quantidade de água armazenada no LPS pode ser transferida para o reservatório de poros médios. Esse último pode, adicionalmente a esta quantidade de água e à infiltração, receber a água da zona saturada, devido à subida capilar. Estes processos individuais são explicados em detalhe a seguir (a parametrização do módulo de solo já foi demonstrada).

Soilwater


Infiltração

O primeiro processo, que contém a água resultante da fusão da neve e do volume de precipitação é a infiltração. Se a água pode se infiltrar inteiramente ou se ela é armazenada por um curto período de tempo na superfície e se ela gera um reservatório de depressão nesse lugar ou um escoamento superficial, depende da capacidade de infiltração do solo correspondente. Essa capacidade é calculada através de um método simplificado que é adequado para os intervalos de tempo diários. Ela se baseia no pressuposto de que a capacidade de infiltração é por um lado sujeita a saturação de água no solo e, por outro, não pode exceder um certo limite, a uma taxa de infiltração máxima. Se esta taxa de infiltração máxima for definida para um valor constante médio para todo o ano, haverá dois problemas, pelo menos para dois casos especiais:


  • Na precipitação convectiva com altas intensidades e curta duração. Muitas vezes, a capacidade de infiltração do solo é ultrapassada, uma vez que muita água chega ao solo dentro de um curto período de tempo, embora a quantidade de precipitação durante o dia todo não implique nisso.
  • No escoamento do derretimento da neve da cobertura de neve. Embora a água seja liberada de uma maneira bastante contínua, o solo se comporta como uma área vedada, uma vez que está, em parte ou totalmente congelado, ou já que a água escorre dentro da cobertura de neve sem sequer ter a chance de se infiltrar.

A fim de ter esses casos especiais em conta, pelo menos rudimentarmente, dois valores limite podem ser indicados além do "valor padrão". Dado que o primeiro caso especial ocorre principalmente nos meses de verão, um valor limite pode ser especificado para a metade do ano de verão. Este valor serve para levar em conta tempestades com alta intensidade dentro de um curto período de tempo, que ocorrem principalmente durante os meses de verão. O segundo valor limite é aplicado se a unidade modelada estiver coberta de neve. Utilizando este valor reduzido, é considerada a capacidade de infiltração do solo, com uma superfície total ou parcialmente congelada. Ao mesmo tempo, este valor pode ser usado para se levar em consideração o escoamento da água resultante do degelo e da precipitação dentro da cobertura de neve. O terceiro valor representa o caso padrão e, portanto, é válido para a medate do ano de inverno e para entidades sem cobertura de neve.


Os valores limite, que devem ser determinados pelo usuário (soilMaxInfSummer, soilMaxInfSnow, soilMaxInfWinter referidos abaixo na equação como soilMaxInf1,2,3) são ponderados durante a modelagem com o déficit de saturação relativa do solo (δsat). A taxa de infiltração máxima resultante ( Infmax), é em seguida calculada de acordo com:


Inf_{max} = soilMaxInf_{1, 2, 3} \cdot (1 - satSoil) \,\,\, [mm/d]


A saturação de água do solo relativa pode ser calculada usando:


soilSat = \frac{actMPS + actLPS}{maxMPS + maxLPS} \,\,\, [mm/d]


Se a quantidade de água da precipitação e do derretimento da neve para a infiltração exceder a taxa de infiltração máxima calculada, o excesso é transferido para o reservatório de depressão, onde fica armazenando. A resultante quantidade de água que escoa de fato (Infact ) é distribuída entre os reservatórios do solo. A quantidade de água que se encontra em cada desses fica sujeita ao deficit de saturação do reservatório de poros médios (MPS) e é calculado usando os parâmetros de calibraçãosoilDistMPSLPS como se segue:

O reservatório de poros médios (MPS) recebe a água restante de acordo com:

MPS_{in} = Inf_{act} \cdot \frac{1 \cdot soilDistMPSLPS}{satMPS} \,\,\, [mm]

O reservatório de poros grandes (LPS) recebe a água restante de acordo com:

LPS_{in} = Inf_{act}-MPS_{in} \,\,\, [mm]


Devido à distribuição de água de acordo com essas equações, o reservatório de poros médios funciona como uma esponja e o seu potencial de absorção de água aumenta com a crescente desidratação. No entanto, uma certa quantidade sempre permanece no LPS. A distribuição ponderada tem a vantagem de que, mesmo em solos secos, especialmente durante os meses de verão, parte da água infiltrada pode escorrer rapidamente. Se a água não foi distribuída, o interfluxo só poderá ocorrer após a saturação do MPS, ou seja, após atingir a capacidade de campo utilizável. Várias investigações demonstraram que os poros grandes e macro também podem alcançar o escoamento se não houver saturação de água no solo.


Outros casos especiais de infiltração ocorrem com áreas seladas e áreas aquáticas. Para áreas aquáticas, a água que está realmente disponível para a infiltração é transferida para um armazenamento individual, que pode apenas ser esvaziado por meio de evaporação. Em áreas seladas apenas uma certa quantidade de água sobre a superfície escorre, sujeita ao grau de vedação (por exemplo, 25% com um grau de vedação > 80%, e 60% com um grau de vedação < 80% de acordo com (Wessolek 1993). A parte restante contribui para o escoamento total, na forma de escoamento superficial. Isto é considerado usando coeficientes correspondentes (soilImpGT80, soilImpLT80) que têm que ser ajustadas pelo usuário.


O reservatório de depressão

Como representado na descrição da infiltração acima, a quantidade de água que excede a velocidade de infiltração máxima do solo é transferida para o reservatório de depressão. Isto também se aplica se o solo estiver completamente saturado com água e infiltração alguma puder ocorrer. A água, que é armazenada no reservatório de depressão corre em parte como escoamento superficial. A quantidade máxima em mm m {-2}, que pode ser mantida como reservatório de depressão indivídual, tem de ser indicada durante parametrização do modelo. De acordo com Maniak (1997), o reservatório de depressão máximo situa-se entre 0,6 e 8,0 mm por m², estando sujeito ao uso do solo específico. Uma vez que esta variável tem um impacto relativamente baixo sobre a dinâmica das linhas de escoamento (ibid.), o reservatório de depressão máximo é definido com um valor fixo e não é diferenciado de acordo com o uso da terra. À medida que esse reservatório é apenas importante em locais de baixa elevação, o reservatório de depressão máximo é ponderado utilizando a inclinação da área específica. Como, também de acordo com Maniak (1997), esse reservatório máximo diminui em 50% a partir de um declive de 4-6%, o seu volume é reduzido à metade para as zonas superiores a esta inclinação. Se o reservatório de depressão máximo for superior a uma área, o excesso de água é lançado como escoamento superficial.

O reservatório de poros médios

A água armazenada nos poros médios do solo é mantida contra a gravidade, devido às forças de absorção. Isto significa que um potencial ativo de água do solo é requerido de modo a extrair a água desse armazenamento. O potencial para a sucção de água do solo é disponibilizado por meio da evaporação. Dois casos diferentes têm de ser distinguidos: a evaporação direta da superfície do solo e da evaporação causada pela transpiração da cobertura vegetal. A evaporação direta da superfície do solo é comparativamente baixa, uma vez que apenas alguns milímetros de solo seco podem causar um isolamento eficaz das camadas subjacentes em relação à evaporação. Este isolamento é encurtado pelas raízes da vegetação que possibilitam uma consistente exaustão por transpiração da água armazenada nos poros médios. Com o aumento da desidratação do solo, a evaporação efetiva diminui significativamente em relação ao potencial de evaporação. Para simular esta redução, é utilizada uma abordagem linear estabelecida ([Gurtz et al 1997.]; [Schulla 1997]; [Uhlenbrook 1999]) ou é aplicada uma abordagem não linear que tenha sido desenvolvida para o modelo.

Quando se utiliza a abordagem linear, pressupõe-se que a evaporação seja igual ao verdadeiro potencial de evaporação até que uma saturação de água específica seja atingida. Quando o valor for inferior a esta saturação de água, a evaporação real diminui de forma consistente em relação à evaporação, até que o potencial seja zero, quando se atinge o ponto de muchamento permanente (= esvaziamento completo da nFk). Como o valor limite (soilLinRed) para esta saturação de água específica, valores entre 0,8 - 0,6 são mencionados na literatura ([Gurtz et al 1997.]; [Menzel 1997]). Este valor limite e a saturação de água real do reservatório de poros médios M (satMPS) é usado para calcular o fator de redução (RF):

RF = 1 for satMPS \geq soilLinRed


RF = \frac{satMPS}{soilLinRed}


O reservatório de poros grandes

A água que se encontra no reservatório de poros grandes (GPS) está sujeita à gravidade e é, portanto, considerada como a fonte de processos de fluxo efetivos e da geração de escoamento do solo em J2000. O enchimento desse reservatório é feito pela quantidade de infiltração que permanece depois de subtrair-se o influxo para o reservatório de poros médios.

O comportamento de escoamento diferente dos diferentes solos é refletido muito bem pelos volumes de poros que foram definidos previamente. O solo argiloso tem uma proporção relativamente elevada de poros finos e médios, enquanto que o solo arenoso tem um valor comparativamente elevado de poros grandes. A geração de escoamento lateral e vertical e da quantidade de precipitação é correspondentemente diferente. A água, que é armazenada no solo argiloso, contribui menos para o escoamento lateral e vertical sob as mesmas condições (por exemplo, cobertura de vegetação, inclinação, etc), do que a do solo arenoso. Em contraste, a quantidade de água disponível para a evaporação é significativamente mais elevada em solos argilosos do que em solos arenosos. O solo argiloso ou lodoso, que se situa entre os solos acima mencionados de acordo com o seu tamanho de poro, possui a melhor capacidade de armazenamento de água, uma vez que ele tem a maior quantidade de poros médios.

A quantidade de água que gera o escoamento a partir do reservatório de poros grandes no intervalo de tempo fica sujeita à saturação de água relativa do solo inteiro (LPSsoil) e é calculada de acordo com:

Q_{LPS} = (Sat_{soil})^\alpha\ \cdot LPS_{act} \,\,\, [mm]

sendo que:

QLPS: fluxo de saída do LPS [mm]

Satsoil: saturação de água relativa do solo no local [-]

α : coeficiente de calibração [-]


A vantagem desta função de escoamento não linear é que muito menos água escorre em baixa humidade areal do que a de uma função de drenagem linear. O comportamento comum das zonas de captação que geram um escoamento muito maior e mais rápido quando há uma elevada humidade do solo (Baumgartner & Liebscher 1990; Dyck & Peschke 1995) do que quando há baixa humidade (presumindo a mesma quantidade de precipitação) pode ser exibido usando uma melhor função de escoamento.

A água de gravitação que flui para fora do LPS (QLPS ) é distribuída entre três reservatórios de destino diferentes. Uma certa quantidade vai para o de poros médios e é armazenada aí durante um longo período de tempo, a segunda parte se infiltra no reservatório de água subterrânea (componente vertical) e a quantidade restante é a fonte para o interfluxo (componente lateral). O tamanho dos componentes está sujeito a parâmetros físicos do solo (especialmente valores kf) e a inclinação da HRU correspondente. Portanto, assume-se no modelo que a área de declive gera muito interfluxo, ao passo que em locais situados quase que interamente em planos, a percolação nas águas subterrâneas é o componente principal. A quantidade que vai de poros grandes a poros médios está, no entanto, sujeita à saturação do reservatório de poros médios. A fim de determinar os montantes de escoamento o declive e dois valores kf têm de ser especificados para cada HRU: O valor kf do horizonte do solo com a menor permeabilidade e o mesmo valor do horizonte sobrejacente.

Percolação e geração de interfluxo

Uma certa quantidade de água de gravitação disponível se infiltra no solo inteiro e contribui para a recarga das águas subterrâneas. Na apresentação de modelo do J2000 esta quantidade percolada é representada como dependente da inclinação da HRU correspondente. A inclinação influencia a percolação na medida em que as áreas inclinadas têm uma maior quantidade de água de gravitação como escoamento lateral de zonas não saturadas, ou seja, a recarga é menor nessas áreas do que em locais situados em planos. A influência da inclinação é levada em consideração, com um gradiente de acordo com a seguinte equação:

grad_{perc} = (1 - tan \alpha)^\beta\ \,\,\, [-]

α: inclinação da HRU correspondente [graus]

β: parâmetro de forma, coeficiente de calibração [-]

Ao usar-se esta equação da relação entre o escoamento vertical e lateral, determina-se o que pode ser adaptado para as condições na área de captação, com a ajuda do coeficiente de calibração β. Além disso, com este coeficiente de calibração pode ser melhorada a inclinação resultante de modelos de granulação grossa que é sistematicamente muito baixa.

A quantidade de água disponível para a percolação é calculada de acordo com:

Perc_{pot}= grad_{perc} \cdot Q_{LPS} \,\,\, [mm]

Esta taxa de percolação é então definida levando em consideração o coeficiente de calibração soilMaxPerc que descreve a taxa de percolação máxima por intervalo de tempo.

E para o Interfluxo (RD2):

Interflow = 1- grad_{perc} \cdot Q_{LPS} \,\,\, [mm]


A retenção de escoamento

Ambos os componentes de escoamento, de escoamento direto (RD1) e interfluxo (RD2) estão atrasados no tempo, com o objetivo de se considerar a expansão da área da unidade espacial do modelo. A retenção ocorre através de coeficientes de retenção correspondentes (soilConcRD1, soilConcRD2). Ela é calculado de acordo com:

RD1 = \frac{1}{soilConcRD1} \cdot RD1{gen} \,\,\, [mm]


RD2 = \frac{1}{soilConcRD2} \cdot RD2{gen} \,\,\, [mm]

Nepal (2012) sugeriu que, no caso de RD1, o tempo de atraso pode ser diferente durante períodos de alto fluxo, devido ao comportamento não-linear de uma bacia. Beven (2001a) destacou que as respostas não-lineares existem principalmente devido a duas causas. A primeira é a condição antecedente, quando a relação entre a precipitação e o escoamento é geralmente considerada como sendo não-linear, porque quanto mais humidecida for a zona de captação antes de uma unidade de entrada (input) de precipitação, maior será o escoamento gerado. A segunda é a existência de uma não-linearidade também devido à mudança de velocidade com descarga. As velocidades de fluxo médias aumentam com o fluxo de superfície e com processos de fluxo abaixo dela. Velocidades de fluxo mais rápidas significam que o escoamento chegará a um ponto de medição no sistema de fluxo de canal mais rapidamente. No caso de ocorrência de precipitações extremadas (por exemplo, durante a estação de monções na área de estudo), que são responsáveis ​​por picos de cheias elevadas, um alto grau de não-linearidade é observado. Durante esses eventos, o solo fica saturado com os acontecimentos iniciais de precipitação e um maior coeficiente de chuva-escoamento é provável após alguns períodos de chuva. Estas condições típicas foram levadas em conta, o que acabou na introdução de um novo parâmetro para o sistema de modelagem do J2000. O novo parâmetro (concRD1Flood) é usado pelo modelo quando o RD1gen cruza um valor limite (RD1FloodThreshold) fornecido pelo usuário. O valor de (concRD1Flood) deve ser mais baixo do que concRD1 porque produz um fluxo de saída RD1 mais elevado.

RD1_{flood} = \frac{1}{soilConcRD1Flood} \cdot RD1{gen} \,\,\, [mm]


Difusão

No final do intervalo de tempo, um défice de um reservatório de poros médios (MPS), resultante da evaporação, é compensado pela água do reservatório de poros grandes (LPS). Esta difusão (diff) é levada a cabo utilizando o coeficiente de calibração soilDiffMPSLPS de acordo com:


diff = actLPS \cdot (1-e\frac{-1\cdot diff }{satMPS}) \,\,\, [mm]

For more information see also: [Baumgartner & Liebscher 1990], [Dyck & Peschke 1995], [Gurtz et al. 1997], [Maniak 1997], [Menzel 1997], [Scheffer & Schachtschabel 1984], [Schulla 1997], [Uhlenbrook 1999], [Wessolek 1993].

Módulo de águas subterrâneas

A estrutura de modelo do módulo de águas subterrâneas no J2000 permite a apresentação do escoamento das águas subterrâneas de todas as formações geológicas existentes na área de abrangência, considerando-se o seu comportamento de armazenamento e escoamento. Essas formações têm que ser parametrizadas separadamente. As unidades geológicas são subdivididas em armazenamento subterrâneo superior (RG1) no material solto exposto ao intemperismo com elevada permeabilidade e curto tempo de retenção, e o armazenamento subterrâneo inferior (RG2) na matriz, e em fissuras e ravinas da rocha com baixa permeabilidade e retenção a longo prazo. Correspondentemente, dois componentes básicos de escoamento são gerados, um rápido a partir do armazenamento de águas subterrâneas superior e um lento a partir do inferior. O armazenamento de águas subterrâneas é enchido a partir do componente de escoamento vertical do módulo do solo (percolação), o esvaziamento pode ser feito por componentes laterais de escoamento subterrâneos e a ascensão capilar na zona insaturada. A parametrização do armazenamento de águas subterrâneas é realizada utilizando-se a capacidade máxima dos armazenamentos de águas subterrâneas superior (maxRG1) e inferior (maxRG2), bem como o coeficiente de retenção de ambos os armazenamentos, (kRG1) e (kRG2). A capacidade máxima de armazenamento pode ser calculada multiplicando-se a parte da câmara subterrânea pela espessura dos armazenamentos individuais por m² de área padrão. Ambos os parâmetros devem ser definidos para cada unidade geológica separadamente e devem ser salvos no arquivo de parâmetro correspondente. A tabela seguinte mostra um exemplo de um tal arquivo de parâmetro.

O primeiro processo a ser calculado é a ascensão capilar. Supõe-se que esta ação ocorre no armazenamento de águas subterrâneas lento RG2. O cálculo é feito usando a quantidade real de armazenamento actRG2, o défice de humidade (deltaSoilStor) ou a saturação relativa (satSoilStor) na camada superior do solo e o parâmetro de calibração gwCapRise. A ascensão capilar é calculada se a quantidade atual de armazenamento de reservatório de águas subterrâneas for maior do que o défice de humidade do solo e o parâmetro de calibração gwCapRise estiver acima de zero. Definindo o valor zero para a ascensão capilar, essa pode ser prevenida.

Se a ascensão capilar for calculada, primeiramente deve ser calculada a taxa de crescimento inSoilStor:

inSoilStor = deltaSoilStor \cdot \left(1 - exp\frac{-1 \cdot gwCapRise}{satSoilStor} \right)

Em seguida, ela é então extraída a partir do armazenamento subterrânea RG2 e adicionado ao armazenamento superior da água no solo. Depois de calcular a ascensão capilar lateral, o fluxo de entrada é considerado. Assim, ambos os componentes de influxo inRG1 e inRG2 são adicionados aos armazenamentos correspondentes actRG1 e actRG2. Se a capacidade de armazenamento máximo é excedida, a água excedente é passada diretamente ao componente de escoamento.

A atribuição da percolação do solo superior é feita de acordo com a inclinação da unidade de modelo específica e de um coeficiente de calibração (gwRG1RG2dist) nas etapas a seguir. Em primeiro lugar, a influência da inclinação é considerada:

slope\_weight = tan (slope \cdot \frac{\pi}{180} )


gradh = (1 - slope\_weight) \cdot gwRG1RG2dist

Em seguida, a taxa de percolação é atribuída:

potRG1 = (1-gradh) \cdot percolation

potRG2 = gradh \cdot percolation

Os influxos possíveis são calibrados contra o armazenamento correspondente atual. Se RG2 não puder receber influxo pot_RG2 completamente, o excedente é transferido para pot_RG1. Se RG1 não puder receber pot_RG1, o excedente é passado a gwExcess. De acordo com o conceito do modelo esta variável pode ser atribuída a um componente de escoamento superficial específico.

O cálculo da descarga de água é efetuada de acordo com a quantidade de armazenamento atual em forma de uma função de fluxo de saída linear de armazenamento. Os coeficientes de armazenamento de retenção (kRG1, kRG2), que são considerados enquanto a água temporal repousa no reservatório específico, são um fator do volume de armazenamento atual (actRG1 e actRG2) utilizados para o cálculo do fluxo de saída das águas subterrâneas (outRG1 e outRG2) como segue:


outRG1 = \frac{1}{gwRG1Fact \cdot kRG1} \cdot actRG1 \,\,\,[mm]

outRG2 = \frac{1}{gwRG2Fact \cdot kRG2} \cdot actRG2 \,\,\,[mm]

A dinâmica das águas subterrâneas pode ser calibrada usando parâmetros gwRG1Fact e gwRG2Fact.

Módulo de roteamento

O módulo J2000 tem dois diferentes componentes de encaminhamento. O componente de roteamento lateral serve para simular os processos de fluxo lateral na zona de captação até que a água finalmente atinja um segmento preflooder ou um reservatório. Para tal, os componentes individuais de escoamento que são gerados nas unidades de modelo são transferidos para o receptor correspondente. Este componente não possui parâmetros de calibração.

O componente de roteamento de trechos fluviais é usado para a modelagem de processos de fluxo na rede preflooder local da bacia hidrográfica. Primeiro, trechos distintos têm de ser parametrizados. Os parâmetros individuais que devem ser atribuídos são o comprimento em metros, a inclinação em %, a largura média em metros e a aspereza do trecho de acordo com Manning-Strickler. Esses são armazenados num ficheiro de parâmetros que é lido pelo modelo e através do qual os objectos correspondentes são gerados. Além disso, o arquivo contém informações sobre a estrutura da topologia de fluxo observando o ID para cada trecho no qual ele se esvazia. O trecho que representa a saída da captação tem que conter a ID 0.

Os trechos individuais recebem água de unidades de modelo espacial vizinhas e de outros trechos rio acima. No trecho, uma velocidade de quantidade de água é calculada e, em seguida, uma determinada quantidade é passada para o próximo trecho a jusante baseando-se na velocidade e no comprimento do preflooder local. Para o cálculo, é pressuposta uma seção transversal retangular, para simplificar-se o mesmo. Embora a quantidade total de água seja encaminhada, as quantidades relativas dos componentes de escoamento individuais são mantidas, de modo que eles possam ser considerados separadamente a qualquer momento e em qualquer trecho.

O módulo descreve os processos de fluxo no canal, utilizando a abordagem de onda cinemática e o cálculo da velocidade de acordo com Manning & Strickler. O único parâmetro que deve ser definido pelo usuário (TA) (também referido como flowRouteTA) é um coeficiente de roteamento. Ele representa o tempo de execução da onda de escoamento que se move para o canal até que ela atinja a saída de captação depois de um evento de precipitação. O seu valor é necessário para o cálculo do coeficiente de retenção (Rk), juntamente com a velocidade do rio (v) e do comprimento de fluxo (fl):

Rk = \frac{v}{fl} \cdot TA \cdot 3600

Antes de fazer o acima referido, a velocidade (vnew) tem de ser determinada utilizando-se o fator de rugosidade de Manning (M), a inclinação do leito do rio (l) e do raio hidráulico (Rh). O raio hidráulico é calculado usando a seção transversal drenada (A) do trecho que resulta da taxa de fluxo (Q), velocidade (v) e largura do leito (b). Para esta abordagem, uma velocidade inicial (vinit) é pressuposta, a qual é em seguida iterativamente ajustada no que se refere à novo velocidade calculada (vnew) até que ambas as velocidades sejam diferentes de um valor menor que 0,001 m s^ {-1}:

Rh = \frac{A}{b + 2 \frac{A}{B}} \,\,\,\,[m]

sendo que: A = \frac{q}{v_{init}} \,\,\,\,[m^2]

v_{new} = M \cdot Rh^{\frac{2}{3}} \cdot l^{\frac{1}{3}} \,\,\,\,[m^3/sec]

q = q_{act} \cdot e^{\frac{-1}{Rk}} \,\,\,\,[m^3/sec]

Finalmente é calculada a quantidade de água do trecho correspondente( ), o qual vai para o escoamento ( ) usando o coeficiente de restrição de escoamento ( ), que tiver sido gerado.

q = q_{act} \cdot e^{\frac{-1}{Rk}} \,\,\,\,[m^3/sec]

Quanto maior o valor de TA pressuposto, mais rápida é o movimento da onda de escoamento dentro de um determinado intervalo de tempo e menos água permanece no canal.

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