Kiểm tra thống kê các giả thuyết về tính đồng nhất, ngẫu nhiên và phù hợp của thông tin khí tượng thuỷ văn

thấy rằng trên l−u vực này vùng n−ớc đọng nhiều hơn so với l−u vực sông Xakmar. Ngoài ra trên l−u vực sông Nôlsôi uzen có rất nhiều ao hồ và những n−ớc lớn chúng càng làm giảm dòng chảy vào những năm ít n−ớc, khi số l−ợng chúng tăng lên sẽ đ−a đến dòng chảy những năm ít n−ớc giảm đến hết (bằng 0 năm 1933). Bảng 4.4 L−ợc đồ tính toán đ−ờng tần suất lý luận không đồng nhất của l−u l−ợng lớn nhất sông Abava - Mixlen. Q max (m3/s) Chuỗi l−u l−ợng lớn nhất do m−a Chuỗi l−u l−ợng lớn nhất do tuyết Hoàn độ đ−ờng tần suất (%) 226 P1% 0,43P1% P2% 0,57P2% P0=0,43P1+0,5 7P2 490 400 350 300 250 200 150 100 50 40 10 0,016 0,21 0,65 1,98 5,3 13,9 31,9 61,0 91,5 95,3 99,96 0,007 0,09 0,28 0,85 2,27 5,92 13,7 26,2 39,3 40,9 42,88 0,04 0,48 1,7 5,2 14,3 35,8 66,0 91,5 99,75 99,96 100 0,023 0,27 0,98 2,97 8,17 20,4 37,7 52,2 56,96 56,98 57,00 0,03 0,36 1,25 3,82 10,04 26,3 51,4 78,4 96,3 97,7 99,98 Hình 4.4 Đ−ờng tần suất dòng chảy năm s. Bolsôi Uzen. tp. Novoyzensk 1.Các điểm thực nghiên ứng với các chuỗi đồng nhất; 2. Các điểm thực nghiệm của toàn chuỗi; I, II, III - Các đ−ờng tần suất lý luận ứng với các chuỗi đồng nhất; IV - Đ−ờng tần suất lý luận dựa vào tổng xác suất có tỷ trọng của các đ−ờng I, II, III; V - Đ−ờng tần suất lý luận tính theo tài liệu không đồng nhất của toàn chuỗi. Do đó chuỗi dòng chảy này nên chia ra làm 3 chuỗi t−ơng đối đồng nhất của những năm ít n−ớc, nhiều n−ớc và trung bình (hình 4.4). Trên hình 4.4 ta thấy nếu c−ờng lý luận tính theo toàn bộ chuỗi quan trắc đ−ợc, rất khác so với tài liệu thực nghiệm, thì đ−ờng tần suất nhận đ−ợc là tổng xác suất có tỷ trọng của ba chuỗi t−ơng đối đồng nhất hoàn toàn thoả mãn bình quân hoá đ−ợc các điểm thực nghiệm. Ph−ơng pháp xây dựng đ−ờng tần suất của những chuỗi không đồng nhất trên dựa vào những phần đồng nhất của tấtt cả chuỗi, th−ờng th−ờng đ−ợc dùng khi chỉnh lý thống kê các chuỗi có chức năng giá trị bằng không, ta có thể không những bỏ 227 những số hạng đó của chuỗi đặc tr−ng cho hiện t−ợng nghiên cứu không xuất hiện (thí dụ không có dòng chảy là do sông cạn hoặc bị đóng băng) mà còn giá trị rất khác chuỗi còn lại. Thí dụ nh− khi tách ra chuỗi l−u l−ợng chuỗi l−u l−ợng đồng nhất đo đ−ợc hàng trăm lít trên giây hoặc lớn hơn thì những giá trị bằng không có thể bỏ đi là những l−u l−ợng khoảng 1l/s. Khi đó tất nhiên việc xác định những nguyên nhân có thể gây nên tính không đồng nhất của chuỗi nghiên cứu, và những nguyên nhân có thể cắt nghĩa đ−ợc tính đồng nhất của các chuỗi thành phân của nó là điều quan trọng lúc tách một chuỗi nghiên cứu ra làm những chuỗi đồng nhất. Nếu nh− chuỗi có đ−ợc dung l−ợng đủ lớn thì sự cong đột ngột của đ−ờng tần suất đ−ợc bắt đầu từ một giá trị nào đó của hệ môdul, có thể dùng làm căn cứ khá tốt về mặt thống kê để tính đ−ờng tần suất tổng hợp theo hai (hoặc nhiều hơn) đ−ờng tần suất của các chuỗi đồng nhất. Những đặc điểm không đồng nhất của chuỗi về mặt định tính trên đây nên coi nh− là những điểm bổ sung cho các chỉ tiêu đánh giá tính đồng nhất về mặt thống kê của các chuỗi trình bày trên. Bảng 4.5 L−ợc đồ tính toán đ−ờng tần suất lý luận không đồng nhất của dòng chảy năm S. Xakmara - tr.Xakmara Chuỗi thứ nhất Chuỗi thứ hai Môdul dòng chảy 1/s.km2 P1% 0,85 P1% P2% 0,15 P2% Phân phối tổng hợp (%) P=0,85P1+0,1 5P2 12 10 8 6 4 2 0,01 0,04 1,00 9,3 36,0 81,5 0,008 0,034 0,85 7,9 30,6 69,3 0,18 14,5 83,5 99,91 99,99 99,99 0,027 2,18 12,53 14,87 15,0 15,0 0,033 2,21 13,38 22,77 45,6 84,3 Ph−ơng pháp này sử dụng đối với chuỗi thống kê có chứa những giá trị bằng nhau, thì công thức (4.14) có thể viết d−ới dạng: 21 11 21 221 21 11 nn )x(Pn nn )x(Pn nn )x(Pn )x(P +=+++= (4.15) Vì x = 0 thì P2(x)=0; Sau đây ta sẽ xét một thí dụ xây dựng đ−ờng tần suất l−u l−ợng bình quân tháng nhỏ nhất, có xét đến những giá trị bằng 0 trong chuỗi. 228 Trên sông Xrêđnhi Pêrôrluc - trạm Sôblievski (F = 2710 km2) đã quan trắc 28 năm thì 7 năm trị l−u l−ợng bình quân tháng nhỏ nhất mùa đông bằng không. Theo tài liệu quan trắc đ−ợc trong 21 năm ta tính đ−ợc những gí trị của các tham số Qbq = 0,243m3/s, Cv = 0,93; Cs = 2Cv. Với các tham số đó ta sẽ nhận đ−ợc đ−ờng tần suất I trên hình 4.5. Egorlu - Đ−ờn luận có Để ch chuỗi nghiên trình bày ở bả Bảng 4 l−ợng bình qu Hình 4.5 Đ−ờng tần suất của l−u l−ợng nhỏ nhất trong 30 ngày S.Xređnhi c - tr Sôblievski (F = 2170 Km2) 1 - Điểm thực nghiệm của chuỗi các giá trị lớn hơn 0; 2- Điểm thực nghiệm của toàn chuỗi kể cả các giá trị bằng 0 của chuỗi , I g tần suất lý luận của chuỗi các hạng lớn hơn 0 , II - Đ−ờng tần suất lý tính cả các giá trị bằng 0 của chuỗi. uyển từ đ−ờng tần suất này sang đ−ờng tần suất tính toán ứng với tất cả cứu (28 năm) ta sử dụng công thức (4.15). Những tính toán đó đã đ−ợc ng 4.6. .6 L−ợc đồ tính toán đ−ờng tần suất lý luận không đồng nhất của l−u ân tháng nhỏ nhất A.Kređnhi Iêgôrluc tr. Sôblievski 229 L−u l−ợng n−ớc Qm3/s Tần suất của Q theo đ−ờng I,P1 (x)% Tần suất của Q theo đ−ờng II P2(x)=P1(x)=== 0,9 0,8 0,7 0,6 0,5 0,4 0,3 0,2 0,15 0,10 0,05 0,01 1,8 3,0 4,75 1,55 12,0 19,3 29,5 46,0 58,0 70,0 83,0 97,0 1,35 2,25 3,35 5,56 9,0 14,5 22,2 34,5 43,5 52,5 62,2 72,8 Nh− trên hình 4.5 ta thấy việc xây dựng đ−ờng tần suất có xét đến những gí trị bằng không, theo ph−ơng pháp xét ở trên, thì với cùng một giá trị của tần suất sẽ nhận đ−ợc những giá trị của đại l−ợng càn nghiên cứu. Sự giảm nhỏ đó càng lớn trong thành phần của chuỗi càng nhiều những gía trị của biến ngẫu nhiên bằng không. Ph−ơng pháp bản đồ giải xây dựng đ−ờng tần suất theo chuỗi có chứa những gía trị của biến ngẫu nhiên bằng không, thực chất là xây dựng những phân phối cắt đoạn. T−ơng tự nh− vậy, về nguyên tắc có thể cắt ra đ−ờng phân phối thực nghiệm từ giá trị bất kỳ cho tr−ớc trở lên (x≥a). Ph−ơng pháp bản đồ giải chỉnh lý các phân phối thống kê không đồng nhất tiện lợi so với các l−ợc đồ giải những bài toán t−ơng tự. Dựa vào những thí dụ phân tích thống kê các chuỗi không đồng nhất ng−ời ta chia sự phân tích đó ra làm những giai đoạn cơ bản sau đây. 1. Xác lập các ph−ơng pháp thống kê đối với chuỗi nghiên cứu có khả năng không đồng nhất và tìm những nguyên nhân vật lý gây nen tính không đồng nhất có trong mọi tr−ờng hợp mà điều đó có khả năng xảy ra dẫn phải sử dụng cần chỉ tiêu thống kê của tính đồng nhất các đánh giá tính đồng nhất của các chuỗ thời gian quan trắc đ−ợc. 230 2. Chia chuỗi nghiên cứu ra làm các chuỗi đồng nhất , Việc phân chia này nên dựa vào các nguyên nhân vật lý đã biết và chỉ khi chuỗi tài liệu quan trắc đ−ợc rất dài mới có thể chỉ dựa vào phân tích thống kê. 3. Việc chỉnh lý thống kê các chuỗi đồng nhất đã đ−ợc tách ra và vẽ đ−ờng tần suất tổng hợp đ−ợc tiến hành theo ph−ơng pháp đã trình bày ở trên. Cuối cùng ta thấy rằng những nguyên nhân phá vỡ tình đồng nhất trong các chuỗi tài liệu quan trắc đ−ợc có thể là muôn màu muôn vẻ. Trong tr−ờng hợp cụ thể ta cần phải tìm ra đ−ợc những nguyên nhân đó và chú ý đến nó khi chia chuỗi tài liệu không đồng nhất ra làm các chuỗi đồng nhất. Tiếp theo khi sử dụng các chỉ tiêu thống kê của tính đồng nhất cần phải xác đình tính đồng nhát của chuỗi tài liệu gốc và trong tr−ờng hợp cần thiết nhận đ−ờng tần suất lý luạn tổng hợp trên cơ sở mô tả lý luận của các đ−ờng phân phối thành phần đồng nhất. Những l−ợc đồ xây dựng đ−ờng tần suất trên đ−ợc dùng đối với những tr−ờng hợp khi có chuỗi không đồng nhất có thể tách rời làm những chuỗi đồng nhất. Khi đó dung l−ợng chung của tài liệu không điồng nhát quan trắc chung đ−ợc (n) đ−ợc chia ra làm n1 và n2 =n. Trong tr−ờng hợp ba phân không đồng nhất n1+n2+n3 = n. Trong thực tế tính toán thuỷ văn có thể gặp tr−ờng hợp các tài liệu không đồng nhất có cùng một dung l−ợng nghĩa là n1 = n2 = n. Thí dụ tài liệu quan trắc dòng chảy lớn nhất lũ mùa xuân n năm và lũ do m−a cung trong n năm. Khi đó đối với mỗi chuỗi sẽ đ−ợc xây dựng đ−ờng tần suất đồng nhất bằng ph−ơng pháp đã đ−ợc nghiên −ứu ở ch−ơng II và III. Trong tr−ờng hợp này, để nó đ−ợc d−ờng tần suất tổng hợp theo đề nghị của Kriski - Menkel sử dụng công thức: P = p1+p2-p1p2 trong đó p1 tần suất của một chuỗi đồng nhất; P2- tần suất của chuỗi đồng nhất khác; p tần suất của phân phối không đồng nhất. Hiện thực hoá công thức này trên toàn bộ miền l−u l−ợng quan trắc đ−ợc và miền ngoại suy chung ta sẽ nhận đ−ợc đ−ờng tần suất tổng hợp của chuỗi không đồng nhất. Ngày nay công thức này đã đ−ợc phép dùng trong cuối "H−ớng dẫn xác định tính toán các đặc tr−ng thuỷ văn”. 4.1.6. Về −ớc l−ợng tính đồng nhất của tr−ờng đại l−ợng thuỷ văn. 231 Ngày nay, dựa vào việc đánh giá hàng loạt những phân phối của đặc tr−ng thuỷ văn và các yếu tố tạo nên đ−ợc chúng theo lanh thổ cho nên việc phân vùng thuỷ văn đ−ợc tiến hành có nhiều thuận lợi. Thông th−ờng khi phân tích những quy định biến thiên theo lãnh thổ của dòng chảy sông ngòi ng−ời ta đều phải xét đến những điều kiện khí hậu và các đặc tính cấu thành của mặt đệm. Song khi nhận xét đặc tính tổng hợp của những nghiên cứu phân vùng thuỷ văn nhất thiết phải nêu lên vai trò chủ đạo trong các l−ợc đồ đó của những đánh giá đ−ợc rút ra tr−ớc hết là từ sự phân tích các quy luật phân phối đặc tr−ng thuỷ văn đang đ−ợc nghiên cứu. Quan niệm trên về phân vùng thuỷ văn gắn liền với việc giải một bài toán bao gồm chẳng hạn nh−: hợp lý hoá mạng l−ới thuỷ văn, khai quát hoá đặc tr−ng thống kê từ những tài liệu của những vùng đồng nhất về mặt thống kê, nội suy các yếu tố thuỷ văn theo lãnh thổ và v.v.. Bên cạnh những ph−ơng pháp phân vùng cổ điển đã có trong những năm gần đây có một h−ớng khác đang phát triển dựa vào việc phân tích các quy luật phân phối theo lãnh thổ của các tham số phân phối đặc tr−ng thuỷ văn. Nói chung không có những khác biệt căn bản giữa phân vùng thuỷ văn đã đ−ợc dùng dựa vào phân tích vật lý các quá trình dòng chảy với phân tích thống kê. và nh− vậy những ph−ơng pháp khác đều phải phản ánh một và chỉ một quy luật vật lý phân phối đặc tr−ng chế độ thuỷ văn theo thời gian cũng nh− theo không gian. Vì vậy có thể cho rằng việc phân vùng theo các đặc tính thống kê đới cho phép ta nắm đ−ợc những quy luật nghiên cứu không chỉ đánh giá về mặt định tính các đại l−ợng đó còn định l−ợng nữa ở trong các vùng đồng nhất về mặt thuỷ văn. ở phân này ta không xét tất cả những vấn đề có liên quan đến việc phân vùng thống kê mà còn chỉ đề cập đến việc sử dụng các chỉ tiêu đồng nhất. Vùng thuỷ văn đ−ợc gọi là đồng nhất nếu trong vùng đó các đặc tr−ng thống kê (x, Cs, Cv ) của các chuỗi yếu tố nghiên cứu thuộc cùng một tổng thể. Để loại trừ ảnh h−ởng của những nhân tố phi địa chỉ, thông th−ờng (đối với dòng chảy sông ngòi) là diện tích l−u vực, mức hồ ao và rừng v.v... Việc phân tích tính đồng nhất trong phạm vi những vùng nhất định có thể dùng không nhất thiết là đối với những giá trị gốc (thí dụ nh− l−u l−ợng) mà đối với hàm của chúng (môdul) dòng chảy, các tham số của công thức tính toán v . v... 232 Để đánh giá tính đồng nhất của vùng thuỷ văn đ−ợc tách ra, ta nên sử dụng dụng chỉ tiêu đồng nhất bao gồm đánh giá tính đồng nhất của trị bình quân và của các khoảng lệch quân ph−ơng vừa đ−ợc xét ở phần trên. Nếu nh− kết quả sử dụng chỉ tiêu đồng nhất cho thấy rằng các chuỗi tài liệu quan trắc của vùng nào đó là không đồng nhất thì cần phải chia vùng không đồng nhất đó ra làm các vùng đồng nhất nhỏ hơn. Cần nhấn mạnh rằng, khi đánh giá tính đồng nhất của tr−ờng yếu tố nào đó của chế độ thuỷ văn ta cần phải làm rõ có hay không có mối t−ơng quan giữa những giá trị của những yếu tố đó ở những điểm quan trắc khác nhau. Khi mối quan hệ này có thì ta cần phải chú ý đến nó vì sự sử dụng các chỉ tiêu đồng nhất trên đây không xét đến t−rờng hợp này (có t−ơng quan) sẽ dẫn đến việc dựa vào những chuỗi không đủ đồng nhất một cách vô căn cứ. Tình trạng đó là do các chỉ tiêu thống kê của tính đồng nhất vừa đ−ợc nghiên cứu chỉ cho các chuỗi độc lập với nhau. Thực tế vè phàn lớn các đặc tr−ng của chế độ thuỷ văn trong phạm vi những vùng đồng nhất ở một mức độ nào đó có quan hệ t−ơng quan với nhau. Sau đây chúng ta sẽ xét một vài quan điểm cụ thể về tính đồng nhất tr−ờng yếu tố của chế độ thuỷ văn. D−ới tác động của các nhân tố địa đới, những đặc tr−ng khác nhau của chế độ thuỷ văn đều có những quy luật nhất định theo những không gian. Thí dụ nh− những vùng ở Liên Xô, chuẩn dòng chảy biến thiên khá đều đặn. Lúc này càn phải hiểu rằng: nói đúng ra chuẩn dòng chảy chỉ đồng nhất dọc theo các đ−ờng đẳng trị (tất nhiên ở mức độ chính xác trong pohạm vi độ chính xác của ph−ơng pháp đó). Nếu nh− dùng khái niệm tr−ờng trị bình quân dòng chảy năm đồng nhất trên một vùng nào đó thì ta chỉ có thể nói là tr−ờng gần đây đồng nhất trong phạm vi đó, những biến đổi của chuẩn dòng chảy là rất nhỏ, những biến đổi đó không thể là do những dao động ngẫu nhiên rất lớn sinh ra do dung l−ợng các mẫu dựa vào tính toán là : có hạn của tham số đó. Vì phân tích các đặc tr−ng thuỷ văn luôn ở mức độ nào đó đ−ợc hình thành d−ới tác động của các nhân tố địa đới, nên ta chỉ có thể nói chung gần đồng nhất của đặc tr−ng thuỷ văn. Bài toán vạch đ−ờng phân phối các đ−ờng đồng nhất của các đặc tr−ng thuỷ văn đ−ợc xác định tốt trong tr−ờng hợp các đ−ờng phân giới đó đ−ợc thể hiện khá rõ ràng trong các điều kiện tự nhiên. 233 Để làm thí dụ ta có thể xét việc phân vùng các tham số dòng chảy nhỏ nhất trên những vùng karst, việc tổ hợp phân tích các điều kiện địa vật lý và chỉ tiêu đồng nhất về viẹc thống kê rõ ràng cho phép ta giải bài toán đó khá chắc. Song lại hay gặp những tr−ờng hợp gianh giới của những vùng thuỷ văn đồng nhất ( đối với yếu tố nào đó của chế độ thuỷ văn) chỉ là giả định và chỉ dựa vào sự phân tích định tính chung chung các diều kiện địa lý là là không rõ ràng. Trong các tr−ờng hợp đó việc chia vùng đồng nhất thuộc loại giả định chủ quan. Việc ứng dụng các chỉ tiêu đồng nhất về mặt thống kê đã cho phép ta ở một chừng mực nào đó khắc phục đ−ợc những nh−ợc điểm của việc phân tích định tính một cách thuần tuý. Thí dụ nh− việc ứng dụng ph−ơng pháp đ−ờng đẳng trị d−ới dạng hiện nay sẽ không loại trừ đ−ợc những khả năng vẽ các đ−ờng đẳng trị theo tr−ờng điêm có chữa l−ợng thông tin phản ánh không thực chất những biến thiên tự nhiên của đại l−ợng nghiên cứu, mà những dao động nó là những sai số đo đạc hoặc tính toán hay do những phân tán ngẫu nhiên của tài liệu mẫu mà thông th−ờng nguyên nhân đó đều xảy ra cùng một lúc. Sử dụng chỉ tiêu đồng nhất về mặt thống kê để giải bài toán đó ta có thể sơ bộ phân chia nhữg vùng gần đống nhất sau đó tiến hành các đ−ờng đẳng trị cho các đ−ờng gianh giới của chúng. Đó là con đ−ờng đúng nguyên tắc nhất nh−ng rất tiếc nó vẫn ch−a đ−ợc nghiên cứu. Một khó khăn nhất định về ph−ơng pháp luận t−hờng có thể xảy ra khi dung l−ợng thông tin không lớn, vì thế mà có đ−ờng gianh giới phân vùng đồng nhất sẽ phụ thuộc vào việc chọn mẫu đầu tiên nh− thế nào; để cho tất cả các mẫu khác so sánh tính đồng nhất với nó. Khi thay đổi mẫu thứ nhất các đ−ờng phân phối phân vùng đồng nhất có thể thay đổi, điều đó dựa vào l−ợc đồ đang nghiên cứu này một số yếu tố giả định. V.F . Kriucôv [85] là một trong những ng−ời đem ứng dụng con đ−ờng này vào nghiên cứu tính đồng nhất của một số đặc tr−ng dòng chảy sông ngòi. Công trình đó của Kricôv đ−ợc hoàn thành với mục đích: làm rõ khả năng kết hợp các thạm số của l−u l−ợnglớn nhất thuộc các tuyến đo khác nhau vào cùng một chuỗi. D−ờng nh− những khả năng liên kết đó rất hạn chế vì kích th−ớc của những vùng đồng nhất đ−ợc tách ra là không lớn, hơn nữa vì khi đánh giá tính đồng nhất mối t−ơng quan giữa các tham số dòng chảy của các trạm quan trắc không xét đến. Nếu xét đến mối quan hệ cần phải giảm nhỏ diện tích đồng nhất. Ta sẽ xét một l−ợc đồ cụ thể hơn về của các vùng đồng nhất, thí dụ nh− phân tích sự phân phối độ cao lớp tuyết phủ. 234 ứng với định nghĩa tr−ờng đồng nhất trên của đại l−ợng thuỷ văn ta sẽ coi tr−ờng độ cao lớp tuyết là đồng nhất, nếu nh− bất kỳ mẫu thống kê nào của tr−ờng đó đều thuộc một và chỉ một tổng thể. Để làm tài liệu gốc, ta thấy tài liệu đo tuyết rơi do viện GGI tién hành từ 1965 - 1966 trên 450 ô vuông có diện tích tổng cộng là 450000 km2. Trên mỗi ô vuông tiến hành đo theo hai tuyến: tuyến t−ứ nhất dài 2km ở ngoài đồng; tuyến thứ hai dài 0,5 km ở trong rừng. Độ cao và mật độ lớp tuyết phủ đ−ợc đo ở các điểm cách nhau 20 - 200m ở ngoài đồng và cách nhau 10 - 50 m ở trong rừng. Khi phân tích tài liệu, ta đã xác định rằng phân phối của các chuỗi thống kê độ cao lớp tuyết phủ gần nh− tuân theo luật chuẩn. Điều làm cơ sở cho phép ta sử dụng chỉ tiêu Fisiher để đánh giá tính đồng nhất của ph−ơng sai và chỉ tiêu Student để đánh giá tính đồng nhất của trị bình quân. Cần phải chú ý đặc biệt đến: không có mối t−ơng quan giữa độ cao lớp tuyết phủ trong mỗi chuỗi và trong các tuyến đo khác nhau. Tính chất trên của các chuỗi nghiên cứu cho phép ta sử dụng chỉ tiêu đồng nhất không hiệu chỉnh sự có mặt của các quan hệ đó. Việc thống kê mối quan hệ nội tại của các chuỗi, đảm bảo việc thừa nhận những khoảng cách t−ơng ứng giữa các điểm đo độ cao lớp tuyết phủ. Đối với mối tuyến đo tuyết, trị bình quân và ph−ơng sai độ cao lớp tuyết đ−ợc tính riêng cho ngoài đồng và trong rừng, sau đó kiểm tra giả thuyết đồng nhất của ph−ơng sai và nếu nó đ−ợc xác nhận ta tiến hành đánh giá tính đồng nhất của độ cao bình quân lớp tuyết phủ. Bảng 4.7 Diện tích dòng chảy phân phối độ cao bình quân lớp tuyết phủ 1000km2 Ngoài đồng Trong rừng Tần suất P% q = 1% q = 5% q = 1% q = 5% 235 N ửa m ùa đô ng th ứ 1 N ửa m ùa đô ng th ứ 2 N ửa m ùa đô ng th ứ 1 N ửa m ùa đô ng th ứ 2 N ửa m ùa đô ng th ứ 1 N ửa m ùa đô ng th ứ 2 N ửa m ùa đô ng th ứ 1 N ửa m ùa đô ng th ứ 2 50 60 67 75 1,4 1,1 1,0 1,0 12,9 1,5 1,2 1,1 1,4 1,1 1,0 0,98 1,7 1,3 1,2 1,0 1,6 1,3 1,1 1,0 2,0 1,6 1,4 1,1 1,5 1,1 1,0 0,99 1,7 1,5 1,3 1,1 Kỹ thuật chia diện tích đồng nhất của độ cao lớp tuyết phủ theo ph−ơng sai (chỉ tiêu Fisher) và theo độ cao bình quân (chỉ tiêu Student ) sẽ đ−ợc tiến hành nh− sau: Để làm tài liệu gốc đầu tiên ta chọn tài liệu theo một tuyến đo tuyết nào đó. Tuyết đo này đã đ−ợc đánh giá là đồng nhất, ta lần l−ợt đánh giá tính đồng nhất giữa nó với các tuyến đo của các ô vuông bên cạnh, chẳng hạn theo ph−ơng sai của lớp tuyết phủ của các ô vuông kề nhau v.v.. cho đến khi nào thấy tất cả các tuyến đo tuyết đ−ợc tách ra thành diện tích đơn vị là đồng nhất, còn ngoài phạm vi đó là không đồng nhất, mặc dù đối với một trong số các tuyến của diẹn tích đồng nhất đó. Sau đó t−ơng tự ta tiến hành đánh giá tính đồng nhất theo ph−ơng sai của độ cao lớp tuyết phủ trong diện tích đ−ợc tách ra đ−ợc coi là đồng nhất. Những giá trị vừa nhận đ−ợc của diện tích lớp tuyết phủ đồng nhất theo ph−ơng sai và trị bình quân đ−ợc cố định lại và tiếp tục chuyển sang tuýen đo sau đ−ợc lặp lại tất cả những tính toán nh− ở trên. Với l−ợc đồ dùng cho các tuyến đo ta coi rằng mỗi tuyến đo là một mẫu đại biểu cho diện tích 1000 km2 Nếu nh− 5 tuyến đo tuyết nằm gần nhau mà đồng nhát theo những ph−ơng sai thì ta hiểu rằng độ cao lớp tuyết phủ đồng nhất theo ph−ơng sai trên diện tích 50000km2. Khi xác định tính đồng nhất của trị bình quân ta cũng tiến hành t−ơng tự nh− vậy. Nh− thế, dựa vào những giá trị vừa vừa nhận đ−ợc ta tiến hành xây dựng đ−ờng tần suất diện tích đồng nhất của độ cao lớp tuyết phủ riêng biệttheo ph−ơng sai và trị bình quân. Những giá trị đồng nhất của độ cao lớp tuyết phủ ứng với những tần suất khác nhau và mức sử dụng khác nhau đ−ợc trình bày ở bảng 4.7 và 4.8. 236 Tài liệu trong bảng 4.7 và 4.8 rút ra là diện tích đồng nhất theo ph−ơng sai (chỉ tiêu F) th−ờng lớp hơn rát nhiều diện tích đồng nhất theo trị bình quân (chỉ tiêu t); điều đó dùng để xác nhận thêm tính đúng đắn của việc sử dụng chỉ tiêu Student, vì tính đồng nhất của ph−ơng sai đ−ợc bảo đảm trên một diện tích lớn. Hơn nữa việc phân chia diện tích đồng nhất theo ph−ơng sai đ−ợc thực hiện với nhứng mức sử dụng là 2 và 10%, còn theo trị bình quân là 1 - 5% đièu đó đặt ra cho việc đồng nhất của ph−ơng sai những yêu cầu chặt chẽ hơn. Thì đúng nh− vậy, diẹn tích đồng nhất ứng với mức sử dụng 1% đối với độ cao bình quân và 2% đối với ph−ơng sai lớn hơn diện tích t−ơng ứng với mức sử dụng là 5 và 10%. Sự sai lệch đới t−hờng th−ờng đ−ợc giảm đi ở miền tần suất lớn và diện tích đồng nhát nhỏ. Điều quan tâm đặt ra là so sánh diện tích đồng nhất của độ cao bình quân lớp tuyết phủ ở ngoài đồng và trong rừng. Rõ ràng là diện tích đồng nhất của độ cao bình quân lớp tuyết ở trong rừng lớn hơn ở ngoài. Sự sai lệch đó th−ờng giảm đi khi tần suất lớn lên. Những sai khác trên của diện tích đồng nhất của độ cao bình quân lớp tuyết phủ đ−ợc giải thích là do gió thổi tuyết ở ngoài đồng lớn hơn so với tuyết thổi ở trong rừng. bằng nguyên cớ này. Ngời ta có giải thích những giá trị của diện tích đồng nhất theo ph−ơng sai ở trong rừng lớn hơn so với ở ngoài đồng. Khi tiến hành phân tích đồng thời những giá trị của diện tích đồng thời phụ thuộc vào mức sử dụng cảnh quan (đồng hay rừng) ngày đo tuyết, chỉ tiêu đồng nhất đ−ợc chọn ( t hay F) và cuỗi cùng là phụ thuộc vào tần suất; d−ờng nh− tất cả các hoàn cảnh đó ở chừng mực nào đó đầu ảnh h−ởng đến giá trị cuối cùng của diện tích đồng nhất. Để làm tiệm cận lần thứ nhất ảnh h−ởng đồng thời của những nhân tố trên đối với giá trị của diên tích đồng nhất, ta lấy bảng 4.8 Bảng 4.8 Diện tích đồng nhất của phân phối độ cao lớp tuyết phủ 1000km2. Tần suất Chỉ tiêu đồng nhát Cảnh quan Mức sử dụng % 5 30 50 67 75 90 95 Đo tuyết ngày 19 - 21/XII - 1965 237 t Ngoài đồng 1 5 4,8 3,8 2,1 2,1 1,4 1,4 1,1 1,0 0,9 0,85 0,5 0,5 0,3 0,3 Trong rừng 1 5 5,6 4,6 2,2 2,1 1,5 1,5 1,15 1,10 1,0 0,9 0,6 0,55 0,4 0,35 F Ngoài đồng 2 10 10,0 7,8 3,0 2,8 2,0 1,8 1,7 1,3 1,6 1,0 0,6 0,5 02,4 0,3 Trong rừng 2 10 31,0 13,0 5,0 4,0 2,5 2,1 1,5 1,5 1,0 1,0 0,6 0,5 0,5 0,5 Đo tuyết ngày 4 - 6/II - 1966. t Ngoài đồng 1 5 7,4 5,9 3,1 2,7 2,0 1,75 1,4 1,3 1,1 1,0 0,6 0,5 0,4 0,3 Trong rừng 1 5 6,1 5,6 2,8 2,6 2,0 1,8 1,5 1,3 1,3 1,1 0,7 0,6 0,5 0,4 F Ngoài đồng 2 10 10,0 7,0 4,0 2,7 2,5 2,0 1,8 1,4 1,6 1,2 1,0 0,7 0,7 0,3 Trong rừng 2 10 20,0 11,0 7,4 4,4 3,5 2,5 2,1 1,7 1,7 1,4 1,0 0,7 0,5 0,5 Đo tuyết ngày 4 - 6/III - 1966. t Ngoài đồng 1 5 5,7 4,4 2,4 2,0 1,6 1,4 1,1 1,0 0,9 0,8 0,4 0,4 0,3 0,2 Trong rừng 1 5 6,8 5,4 2,8 2,3 2,0 1,7 1,4 1,3 1,2 1,0 0,7 0,6 0,3 0,3 F Ngoài đồng 2 10 11,0 28,5 6,0 3,1 3,2 2,0 2,2 1,7 2,0 1,3 1,2 0,8 0,7 0,5 Trong rừng 2 10 28,5 18,0 12,6 5,0 6,0 2,7 3,5 1,8 2,6 1,5 1,5 0,8 0,8 0,5 Chú thích: t - Chỉ tiêu đồng nhất của trị bình quân theo Student F - chỉ tiêu đồng nhất của khoảng lệnh trung bình theo ph−ơng Fisher . Việc phân tích diện tích đồng nhất lớn nhất trong độ cao lớp tuyết phủ đối với nửa mùa đông thứ nhất và thứ hai, mặc dù tài liệu đo đạc đ−ợc là có hạn (sử dụng tài liệu đo tuyết trong 3 ngày), nói chung t tuỳ theo mức độ tích luỹ của lớp tuyết phủ mà sự san bằng của nó sẽ làm tăng tính đồng nhất theo không gian của sự phân phói độ cao của lớp tuyết phủ . Sự đánh giá tính đồng nhát của độ cao lớp tuyết phủ đã nghiên cứu là cụ thể hơn sơ với đièu trình bày tr−ớc đây và điều chủ chốt nhất là với việc sử dụng chỉ tiêu định h−ớng nó đã cho phép ta đánh giá đ−ợc cấu trúc không gian của lớp tuyết phủ. Một số nhận biết định tính của sự biến thiên theo không gian của lớp tuyết phủ đã nhận đ−ợc một sự đánh giá về mặt định h−ớng. 238 Nh− vậy tr−ờng yếu tố thuỷ văn đồng nhất đã dùng khái niệm phân phối theo không gian của yếu tố đó và có khả năng chuyển từ điểm đo một yếu tố của chế độ của các sông theo lãnh thổ sang phân phối của chúng điểm bất kỳ của tr−ờng yếu tố đó đồng nhất. Việc đánh giá tính đồng nhất của tr−ờng yếu tố thuỷ văn nên tiến hành trong những tính toán thuỷ văn có sự nội suy không gian