Giáo trình Tài nguyên nước - Chương 2 pdf

39
Chương 2
SÔNG NGÒI VÀ TÀI NGUYÊN NƯỚC SÔNG
2.1 Tổng quan
Sông ngòi là mạng lưới địa hình trũng chứa nước chảy thường xuyên. Đa phần hệ thống
sông có lưu thông với biển. Sườn lục địa đổ vào Thái Bình Dương có các sông lớn như Amua,
Dương Tử, Hoàng Hà, Trường Giang, sườn đổ vào Đại Tây Dương và Bắc Băng Dương có
các sông lớn như Amazôn, Enhixây, Lêna. Phần đất liền, diện tích 29.000.000km
2
, không có
sông lưu thông với đại dương, bao gồm cả lưu vực Caxpiên, Aran, Baican, sa mạc Sahara,
Arabi, trung tâm châu Úc…, chỉ sinh ra lượng dòng chảy <2% tổng lượng dòng chảy lục địa.
Lượng nước sông rất nhỏ so với tổng lượng nước Trái Đất nói chung (0,0001%) và lượng
nước ngọt nói riêng (0,005%), chỉ có 1.700km
3
, chu kì phục hồi ngắn (bảng 1.2). Đây là
nguồn tài nguyên nước có giá trị sử dụng cao nhất vì nó phân bố rộng, khả năng tái tạo lớn,
thuận lợi cho áp dụng các giải pháp kỹ thuật.
Phần bề mặt hứng nước cấp cho sông gọi là lưu vực hay bồn thu nước, gồm có bồn thu
nước mặt và bồn thu nước dưới đất. Đường phân nước của một lưu vực là đường bao quanh
và ngăn cách nó với các lưu vực lân cận. Đường phân nước mặt và đường phân nước ngầm
trùng nhau sẽ tạo thành một lưu vực kín. Trong vùng núi cao, đường phân nước đi qua các
điểm cao nhất theo hướng dốc chung của địa hình. Trong vùng đồng bằng châu thổ, ranh giới
giữa hai lưu vực thường là một miền trũng, do quá trình hình thành châu thổ bắt đầu từ bờ
sông trong những thời kỳ nước lũ tràn bờ. Phù sa mùa lũ thường có thành phần cơ giới đa
dạng, các hạt lớn sẽ lắng ngay khi lũ tràn bờ, tạo thành một gờ cao dọc hai bờ. Các hạt còn lại
lắng dần trong quá trình nước lũ đi xa khỏi bờ, nghĩa là càng xa bờ, cơ hội được bồi lắng nâng
cao địa hình càng kém đi, vật chất bồi tụ càng mịn hơn.
Đường phân nước lưu vực có thể không trùng với các biên giới hành chính; Có trường
hợp, biên giới hành chính lại là một con sông. Trên thế giới hiện có trên 200 sông đa quốc

gia. Bình thường những con sông này là sợi dây thắt chặt tình hữu nghị giữa các dân tộc,
nhưng đôi khi nó trở thành nguyên nhân của các xung đột lợi ích, hay công cụ trong những
cuộc chiến.
Nơi bắt đầu của một con sông gọi là nguồn sông. Nó có thể là mạch nước ngầm, nhánh
sông cấp 1, hồ, hoặc nơi giao nhau của những dòng sông khác.
Sông ngòi phát triển thành mạng lưới, bắt đầu từ những rãnh nông, rãnh sâu, khe cạn
trong vùng gần đường phân nước, có thể có hoặc không có dòng chảy quanh năm (sông nhánh
cấp 1). Các nhánh sông cùng cấp gặp nhau tạo thành nhánh cấp cao hơn, có lưu lượng và độ
ổn định chế độ dòng chảy tăng dần.
Thường xuôi theo dòng chảy, lượng nước và kích thước dòng sông tăng lên, lòng sông
mở rộng, tốc độ trung bình và độ dốc giảm đi. Theo thời gian, các con sông dần san bằng
chướng ngại trên đường chảy, xói mòn địa hình cao và bồi lấp địa hình trũng, xâm thực giật
lùi về phía đầu nguồn và san phẳng dần hạ nguồn, làm cho sông dài hơn và trắc diện dọc trơn
tru hơn. Vì thế người ta gọi những dòng sông khúc khuỷu là sông trẻ, sông phẳng lặng là sông


40
già. Cách phân loại này chỉ có tính tương đối, vì có những dòng sông có thượng lưu rất trẻ và
hạ lưu già. Như sông Hồng, do vùng thượng du liên tục được nâng lên qua các kỳ tạo sơn và
cấu trúc địa chất khu vực thuộc loại khó xói.
Mạng lưới sông thể hiện khá rõ nét những đặc điểm cấu tạo địa chất, điều kiện khí hậu và
tác động ngoại lực. Mạng lưới sông thường phát triển thành các dạng điển hình như dạng lông
chim, song song, nan quạt, cành cây, hình lưới Mạng sông hình cành cây thường có rất
nhiều nhánh và sắp xếp thành dạng cành cây nhưng không thể hiện hướng thống trị nào.
Trong cách sắp xếp này, yếu tố ngoại lực có ý nghĩa quyết định. Tuy nhiên vẫn có thể thấy
mối liên hệ giữa kiểu mạng lưới này với những khu vực phát triển đá trầm tích có cấu trúc
nằm ngang, hoặc có độ nghiêng tương đối thoải và khả năng chống bào mòn tương đối đồng
đều (ví dụ như vùng đá kết tinh cổ). Mạng lưới sông dạng song song phát triển ở những khu
vực có nếp uốn hoặc đứt gãy kiến tạo nằm song song với nhau, trên các đồng bằng biển có độ
nghiêng chung, tại các khu vực có những loại đất đá cứng mềm khác nhau hoặc có thế nằm rất

dốc hay đảo ngược. Mạng sông hình lưới điển hình cho các đồng bằng châu thổ và những bãi
thủy triều. Mạng sông dạng tỏa tia hoặc hướng tâm thường chỉ gặp ở những khu vực có cấu
tạo địa chất kiểu khối nâng dạng vòm và chóp núi lửa hoặc mỏ muối.
Những con sông lớn có sự phân hoá rõ nét theo đặc điểm tự nhiên và điều kiện sử dụng
thành thượng, trung, hạ lưu và phần lưu vực tương ứng với chúng gọi là thượng, trung, hạ du.
Thượng lưu chảy trong vùng núi đá rắn khó xâm thực thường có dạng uốn khúc sơn văn
tương đối ổn định, với các khúc uốn nương theo đáy thung lũng núi, sông có độ dốc lớn, lòng
sông khúc khuỷu, nước chảy xiết, nhiều thác ghềnh. Trong vùng đất đá dễ xâm thực, mạng
lưới và lòng sông là sản phẩm của quá trình tương tác dòng nước lòng sông rõ nét, với những
vách thung lũng cắt sâu qua các bề mặt cao, hoặc các khúc uốn thuỷ văn có độ ổn định kém
hơn, dễ biến đổi, dịch chuyển ở đồng bằng. Hạ lưu sông chảy êm đềm, lòng sông mở rộng,
uốn khúc mạnh trong những đồng bằng bằng phẳng, vốn được bồi tụ, nâng cao nhờ vật chất
xâm thực bóc mòn từ vùng cao của địa hình trong suốt lịch sử dòng sông.
Bảng 2.1.
Đặc điểm một số sông lớn trên thế giới
Stt Tên sông
Chiều dài
km
Diện tích
lưu vực
10
3
km
2
Tổng dòng
chảy năm
km
3
Lưu lượng
trung bình

m
3
/s
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
Amazon
Côngô
Hằng
Dương Tử
Braxmaputra
Enixây
Mitsisipi
Panama
Mê Công
Lêna
Nin
Hoàng Hà
6436
4.373

5.471


5.969

4.183
4.312
6.669
4.827
7.000
3.670
2.000
1.940
936
2.580
3.275
3.000
810
2.490

6.930
1.350
1.200
693
630
624
599
599
551
536

220.000
43.000
38.000
22.000
20.000
19.800
19.000
19.000
17.500
17.000

Bảng 2.1.
Một số đặc trưng hệ thống và lưu vực
Chiều dài sông (L) là khoảng cách từ nguồn đến cửa sông theo đường nước chảy.
Bán kính thuỷ lực (R) là tỷ số giữa diện tích mặt cắt ngang hoạt động và chu vi ướt của nó, đặc trưng cho
sức kháng mà chất lỏng chuyển động phải chịu do ma sát đáy.
Độ nhám (n) đặc trưng mức độ cản trở chuyển động, gây nên bởi sự không bằng phẳng của đáy. Độ nhám
tuyệt đối là chênh lệch độ gồ ghề so với đường cong đáy nhịp nhàng trung bình. Độ nhám tương đối là tỷ số
giữa độ nhám tuyệt đối và độ sâu trung bình.


41
Khi công của dòng nước ảnh hưởng nhiều nhất tới quá trình hình thành lòng sông Glutôkôp V.G. [1924] đề
xuất quan hệ hình thái - thuỷ lực dạng đơn giản nhất như sau:
α = B
1/2
H
-1
trong đó: B- chiều rộng sông, H- độ sâu. Trung bình α = 2,75; Khi lòng sông dễ xói (cát mịn) α = 5,5. Từ

đây có thể thấy chiều rộng sông chảy trong thung lũng đồng bằng thường rất lớn so với độ sâu và tỷ lệ giữa
độ rộng, độ sâu là ổn định trong các vùng có điều kiện hình thành tương tác dòng nước lòng sông ổn định.
Độ uốn khúc lòng sông là tỷ số khoảng cách giữa nguồn và cửa sông tính theo đường nước chảy và
đường thẳng, đặc trưng mức độ phát triển lòng sông trên mặt bằng.
Mật độ lưới sông là tỷ số giữa độ dài toàn bộ lưới sông trên diện tích đã cho, đặc trưng cho mức độ phát
triển của hệ thống. Nghịch đảo giá trị mật độ lưới sông biểu thị khoảng cách trung bình giữa hai dòng nước.
Lượng nước mặt càng dồi dào thì tiềm năng phát triển mạng lưới sông càng lớn, mật độ lưới sông càng
lớn, dễ dàng hơn cho đối tượng dùng nước tiếp cận với nguồn cấp.
Diện tích lưu vực đặc trưng cho khả năng tiếp nhận nước mưa của sông. Trong cùng một vùng khí hậu địa
lý, diện tích lưu vực càng lớn, lưu lượng nước trong sông càng lớn. Các sông lớn có lượng dòng chảy
nhiều, động năng lớn, nên có khả năng cắt xẻ sâu vào các tầng nước dưới đất, nhờ đó chế độ dòng chảy
ổn định hơn, mùa kiệt nhiều nước hơn.
Mặt cắt dọc sông là đường cong thể hiện sự thay đổi độ cao đáy và mặt nước sông từ nguồn đến cửa, đặc
trưng cho sự thay đổi độ dốc dọc sông, biểu thị độ sâu dòng nước và gián tiếp biểu thị động năng.
Đường cong cao đạc là đồ thị biểu diễn tỷ lệ phần trăm diện tích lưu vực phân bố không thấp hơn một cao
độ nhất định. Càng lên cao mưa càng tăng và nhiệt độ càng giảm khả năng sinh dòng chảy càng lớn, đồng
thời điều kiện chảy tập trung trên các vùng cao thường thuận lợi, nên phân bố diện tích theo độ cao có
ý nghĩa đáng kể trong nghiên cứu sự hình thành và kiểm soát lũ.
Địa hình ven thung lũng sông thường có dạng bậc thềm Chúng là dấu tích của các đồng
bằng châu thổ cổ ứng với những mốc xâm thực sâu nhất định (cao độ cửa sông). Mỗi lần mốc
xâm thực, hoặc cao độ châu thổ thay đổi nâng lên hay hạ xuống, dòng chảy lại tạo cho mình
một thềm sông mới. Đồng bằng châu thổ hiện đại gọi là thềm sông bậc 1. Một số thềm sông
cổ có thể tồn tại tương đối ổn định, rất dễ nhận thấy, nhưng một số thềm sông khác lại bị xâm
thực phá huỷ thành những ngọn đồi riêng lẻ, tạo thành dải đồi chạy song song với thung lũng
sông. Sông Hồng nói chung có ít nhất là 3 bậc thềm sông như thế ở các độ cao tương đối 25 -
30m, 60 - 75m và 100 - 125m, là minh chứng rõ rệt cho việc toàn vùng đang được nâng lên và
sức công phá mãnh liệt của dòng sông giàu nước này.
Cửa sông là nơi kết thúc một dòng sông. Nó có thể là một con sông, sông ngầm, hồ, biển,
đại dương. Sông có thể phân làm nhiều nhánh trước khi ra tới biển, và do đó có nhiều cửa
sông. Trong trường hợp đó cửa chính của sông là cửa tiêu thoát lượng nước lớn nhất. Một số

sông không có cửa theo đúng nghĩa của nó, ví dụ như dòng sông cụt trong vùng khô hạn, tự
kết thúc trên đường chảy, hoặc những con sông có tên dân gian khác nhau, nhưng thực sự chỉ
là những phần kế tiếp của một dòng lưu thông chung nào đó. Tại những vùng nền đất kém bền
vững, cửa sông có thể không ổn định, mà dịch chuyển trên một vùng rộng lớn tùy thuộc vào
đặc điểm lũ của từng năm. Theo quy ước, cao độ mặt nước cửa sông được gọi là mốc xâm
thực sâu của sông. Cửa sông đổ ra biển phân hoá thành 3 loại, khác biệt về mặt hình thái,
động lực và mức độ tổ hợp các yếu tố tác động như triều, sóng và nước sông.
Cửa sông tam giác châu mở rộng ra biển, có hoạt động của sông chiếm ưu thế do dòng
chảy và phù sa dồi dào, có quá trình bồi lắng phức tạp, hình thành nhiều bãi bồi (sông
Missisipi, sông Hồng), đặc biệt có sự hình thành các doi tích tụ ở hai bên bờ sông kéo dài về
phía biển. Vật liệu cấu tạo các doi tích tụ này thường mang nhiều tính chất của aluvi do chưa
bị các quá trình biển tác động. Phù sa sông đưa ra biển bồi lại ở gần cửa, hình thành vùng biển
nông trước cửa sông, gọi là gờ biển. Các tam giác châu có thể có tốc độ tiến ra biển rất nhanh,
như châu thổ sông Mitsisipi 120m/năm, sông Hồng 100m/năm. Nhưng do đa phần phù sa
tham gia vào quá trình lấn biển nên vùng châu thổ phía trong thường thấp hơn vùng rìa, không
thuận lợi cho tiêu thoát nước trong mùa mưa lũ.


42
Cửa sông hình phễu là do sông ít phù sa, kết hợp với tác động trội của các quá trình triều
và dòng biển, sụt chìm địa động lực hiện đại thiếu đền bù bồi tích hình thành (sông Bạch
Đằng, Sài Gòn). Cửa sông loại này thường có các đảo tích tụ kéo dài song song hướng dòng
mặt, bãi triều lầy bị chia cắt mạnh bởi hệ thống lạch triều, luồng sâu và bãi nông nằm kéo dài.
Một số tác giả gọi hệ thống liên hoàn cửa sông - đầm phá là cửa sông dạng khuyết áo.
Cửa sông loại này có đặc điểm nửa khép kín hẹp, tác nhân hình thành chủ đạo là hoạt động
của sóng, phần trong cửa sông mở rộng, có thể có đảo cát hay bãi ngầm, phía ngoài là các cồn
cát dạng lưỡi liềm nằm chắn vuông góc dòng chảy, hình thành những đầm phá hẹp, dài. Sườn
bên ngoài các cồn cát này tiếp cận ngay với vùng biển khá sâu, tiềm ẩn nguy cơ dễ bị phá vỡ
khi chịu tác động mạnh của dòng lũ.
Cửa sông có quá trình triều chiếm ưu thế thuận lợi nhất cho phát triển rừng ngập mặn, do

có năng lượng sóng yếu, trầm tích hạt mịn trên bãi triều lầy và nước mặn thường xuyên xâm
nhập. Cửa sông có quá trình sông chiếm ưu thế chỉ đáp ứng được hai điều kiện đầu về trầm
tích và năng lượng sóng, nên rừng ngập mặn chỉ có rất ít ở các rìa cửa sông giáp biển. Cửa
sông có sóng chiếm ưu thế thì tác động của sóng mạnh nên rừng ngập mặn không nhiều, phân
bố ở rìa các đầm phá. Trên thế giới, rừng ngập mặn chỉ phát triển ở dải bờ nhiệt đới.
2.2 Chế độ nước sông
Chế độ nước là tập hợp các thông tin có hệ thống về mức độ biến động của các đặc trưng
mực nước, lưu lượng, nhiệt độ theo thời gian. Nghiên cứu chế độ nước cho phép xác định
khả năng tiếp cận sử dụng cũng như những bất lợi gây nên bởi các yếu tố hình thành khác
nhau.
Mực nước sông biến động thường xuyên theo thời gian dưới tác động của hàng loạt yếu
tố sau:
Thay đổi lượng nước sông do mưa, nước ngầm, cấp xả nhân tạo, sự cố công trình
Thay đổi hình dạng, kích thước mặt cắt hoạt động của sông do nâng hạ đáy sông, xói lở
bờ, chướng ngại trong dòng chảy gây nên bởi thực vật, công trình nhân tạo.
Ảnh hưởng của gió, thuỷ triều, biến động chế độ nước sông nhập lưu hoặc phân lưu.
Mỗi yếu tố trên lại là kết quả của tổ hợp hàng loạt các yếu tố tự nhiên và nhân tạo khác
nhau, có đặc tính biến động mang tính ngẫu nhiên hoặc chu kì. Sự thay đổi mực nước sông do
tuần hoàn tự nhiên mang tính chu kì và ổn định hơn cả. Thuỷ triều gây nên sự biến động mực
nước với biên độ tới vài mét, theo chế độ nhật triều hoặc bán nhật triều, nên một mặt nó làm
cho nước mặn xâm nhập sâu vào đất liền, tạo ra một vùng nước lợ cửa sông có đặc tính thuỷ
văn và sinh thái hoàn toàn khác biệt với các vùng còn lại, mặt khác nó cản trở sự tiêu thoát
nước ngọt của sông ra biển, làm tăng tính tai biến của lũ lụt.
Lưu lượng nước sông có quan hệ gần tuyến tính với mực nước sông trong cùng tuyến, với
mức tuyến tính và độ ổn định tuỳ thuộc vào độ ổn định của lòng sông và đặc điểm quá trình lũ
trong sông. Đồ thị quan hệ mực nước - lưu lượng tại một tuyến sông có dạng gần tuyến tính
(vòng dây hẹp), tương đối ổn định và là một công cụ quan trọng trong việc tính toán lưu
lượng nước, dự báo dòng chảy.
Lưu lượng (mực nước) sông tuyến trên có quan hệ tương ứng với lưu lượng (mực nước)
sông tuyến dưới. Đồ thị quan hệ này khá ổn định theo thời gian khi các đặc trưng hình thái

lưu vực và hệ thống ổn định. Đồ thị được sử dụng rộng rãi trong công tác dự báo thuỷ văn


43
ngắn hạn. Đối với lưu lượng nước cũng xây dựng được các đường quá trình, đường tần suất
và đường cong duy trì với ý nghĩa sử dụng tương tự như đối với mực nước.
Đặc điểm và mức độ biến động của tài nguyên nước được biểu diễn bằng những đồ thị
sau: 1- Đường quá trình mực nước (lưu lượng), biểu diễn sự biến đổi mực nước (lưu lượng)
theo thời gian, với trục tung là mực nước (lưu lượng), trục hoành là ngày trong năm; 2-
Đường cong duy trì mực nước (lưu lượng), biểu diễn phần trăm số ngày trong năm duy trì
được mực nước (lưu lượng) không thấp hơn mức nước nghiên cứu, với trục tung là khoảng
biến động mực nước (lưu lượng) ngày, trục hoành là phần trăm số ngày mực nước (lưu lượng)
trong sông không thấp hơn mực nước đang xem xét; 3- Đường tần suất mực nước (lưu lượng),
biểu thị xác suất xuất hiện các giá trị mực nước (lưu lượng) trong chuỗi những giá trị dòng
chảy ngẫu nhiên như mực nước (lưu lượng) trung bình, cực trị…
Chế độ mực nước, lưu lượng trong sông phân hoá theo mùa rõ nét. Phân phối dòng chảy
theo mùa mang tính cực đoan rõ nét: mùa lũ, thường kéo dài 3 - 5 tháng, có lượng dòng chảy
chiếm trên dưới 2/3 tổng lượng dòng chảy năm. Phần còn lại đã ít ỏi, lại cũng được phân phối
không đều cho các tháng trong mùa kiệt. Chênh lệch mực nước cực trị giữa hai mùa (tính
bằng mét) xuất hiện ở mức hai con số, trong khi đó chênh lệch lưu lượng nước cực trị là rất
lớn, lưu lượng cực đại gấp hàng trăm đến hàng nghìn lần lưu lượng cực tiểu. Đây là một bất
lợi lớn cho các đối tượng dùng nước.
Mức độ cực đoan trong phân phối nước theo mùa phụ thuộc vào hai loại nhân tố là khí
hậu và điều kiện hình thành dòng chảy. Mọi tác động làm tăng tốc độ dòng chảy trên sườn
dốc (như tăng độ dốc, độ dài sườn dốc, giảm độ che phủ sườn dốc) và giảm lượng nước thấm
trên sườn dốc đều dẫn tới làm tăng dòng chảy trong mùa lũ và tăng mức độ ác liệt của từng
trận lũ. Chi tiết hệ quả của các hiện tượng nước cực đoan đã được trình bày trong các phần
trước.
Chế độ lưu lượng phù sa và chất hoà tan trong sông có mức độ đồng pha tương đối với
lưu lượng nước. Lượng phù sa trong sông phụ thuộc vào hai loại nhân tố cơ bản là:

Khả năng mang của dòng nước trên sườn dốc và trong lưới sông, phụ thuộc vào lưu
lượng và tốc độ.
Khả năng cấp phù sa cho sông từ sườn dốc và bờ đáy.
Phần lớn lượng phù sa trong sông tập trung vào thời kỳ nước lũ, khi nguồn nước mặt
cung cấp cho sông dồi dào. Thượng lưu thường vừa là vùng sinh thuỷ lớn, vừa có độ dốc lớn,
nên quá trình phá huỷ sinh phù sa và chuyển tải đi xa có xu thế trội hơn quá trình lắng đọng,
do đó dòng chảy thường có lượng phù sa lớn, với thành phần bao gồm cả các hạt kích thước
lớn và nhỏ. Vùng hạ lưu độ dốc nhỏ, nước chảy hiền hoà, quá trình lắng đọng phù sa có xu thế
trội hơn, nên lượng phù sa thường ít hơn và thành phần chủ yếu là các hạt kích thước không lớn,
dễ lơ lửng.
Phù sa sông là nguồn cấp nguyên liệu cho quá trình lắng đọng thành tạo, nâng cao các
vùng đồng bằng, là nguồn dinh dưỡng quý cho cây trồng và có ý nghĩa tích cực đối với sự
thành tạo đất thổ nhưỡng. Tuy nhiên phù sa lớn là một bất lợi cho sử dụng trong sinh hoạt,
gây bồi lắng hệ thống thuỷ nông, là cơ sở cho sự thành tạo bãi bồi, đảo trong sông, cửa sông
tam giác châu và lục địa lấn biển. Nơi sông đổ vào biển hình thành vùng chuyển tiếp với tốc
độ dòng giảm và thay đổi mạnh theo mức thuỷ triều, xáo trộn nước sông - biển diễn ra mạnh
mẽ, tạo cơ chế thuận lợi cho sự lắng đọng phù sa, hình thành cửa sông mở rộng và có nhiều
chi lưu. Sông càng ít phù sa, dạng tam giác châu biểu hiện càng yếu. Triều lên xuống và các
dòng biển gây khó khăn cho quá trình này và khi vai trò của các quá trình biển trội hơn sẽ dẫn


44
đến việc sông chỉ đổ ra biển theo một lòng sông rộng, hình thành họng sông hoặc là cửa sông
hình phễu.
Các chất hữu cơ tồn tại trong nước dưới dạng tan, keo hoặc lơ lửng. Dưới tác động của
các yếu tố vật lý, hoá và sinh học, chúng sẽ chuyển từ dạng nọ sang dạng kia. Trong nước
sông tự nhiên, chất hữu cơ thường chiếm 55% tổng chất rắn, 75% tổng chất rắn lơ lửng và
45% tổng chất rắn hoà tan.
Trong nước sông pH dao động từ 6,5 - 8,5.
Hầu hết các chất khí đều có thể hoà tan hoặc phản ứng với nước, trừ mê tan. Nồng độ ôxy

hoà tan trung bình không quá 12mg/l và biến động theo nhịp điệu ngày đêm, mùa. CO
2
dao
động trong khoảng lớn, phụ thuộc vào pH: pH thấp CO
2
ở dạng khí, pH từ 8 - 9 CO
2
ở dạng
HCO
3
-
, pH>10 CO
2
chủ yếu tồn tại ở dạng CO
3
2-
Chế độ nhiệt của nước sông tương đối đồng nhất. Yếu tố chính ảnh hưởng tới chế độ
nhiệt của nước sông là: 1- Nguồn cấp nhiệt từ dòng chảy đến và trao đổi nhiệt với khí quyển,
đất đá; 2- Mức độ xáo trộn khối nước. Phân bố nhiệt độ theo mặt cắt hoạt động hầu như bị san
bằng, với chênh lệch nhiệt độ từ vài phần trăm đến vài độ, thể hiện ở chỗ trong thời gian bị
đốt nóng mùa hè nhiệt độ nước mặt hơi cao hơn nhiệt độ nước đáy và nhiệt độ nước ven bờ
hơi cao hơn nhiệt độ nước giữa dòng.
Diễn biến nhiệt độ ngày đêm thể hiện rõ trong mùa nóng, với biên độ phụ thuộc ba loại
yếu tố sau:
Tỷ lệ nghịch với lượng nước sông.
Tăng khi đi từ cực xuống xích đạo.
Tăng khi trời trong và giảm khi trời âm u.
Diễn biến nhiệt độ năm phụ thuộc vào điều kiện khí hậu và vĩ độ địa phương. Phân bố
nhiệt độ theo chiều dài sông phụ thuộc độ dài sông, hướng chảy, đặc điểm khí hậu khu vực,
đặc điểm nguồn cung cấp nước là nước mưa hay nước hồ. Những sông lớn chảy theo hướng

kinh tuyến có chế độ nhiệt phân hoá theo chiều dài sông rõ rệt nhất và đi kèm với nó là một số
hiện tượng tự nhiên đặc thù có tính tai biến cao.
Hệ sinh thái sông ngòi thuộc hệ nước chảy với đặc trưng quan trọng là sự phát triển đa
dạng của động vật bơi và nghèo nàn hệ thực vật cũng như động vật đáy. Các loài sinh vật chủ
yếu là vi khuẩn, nấm, siêu vi trùng, rong tảo, động thực vật phù du, lục bình, động vật đa bào,
có xương sống và nhuyễn thể. Thành phần và mật độ các loài phụ thuộc chặt chẽ vào chế độ
động lực, thuỷ văn, địa hình, địa mạo và thành phần hoá học của nước. Vùng nước lợ cửa
sông là nơi có hệ sinh thái đa dạng và năng suất cao, có giá trị khai thác về mặt kinh tế và đời
sống. Một số loài cá có nhu cầu về chế độ động lực khác nhau trong mỗi giai đoạn sinh
trưởng có nhu cầu di chuyển xuôi ngược dòng theo thời gian, nên cần sự thông thương dòng
chảy trên toàn tuyến sông, mâu thuẫn với nhu cầu của một số ngành dùng nước khác.
2.3 Năng lượng dòng nước
Năng lượng của dòng nước trong các sông đổ ra biển được tính bằng công thức sau:
N = g . H.Q (2.1)


45
trong đó: g - gia tốc trọng trường, Q- lưu lượng; H- cao độ tuyệt đối nguồn sông; h -
độ sâu trung bình mặt cắt ngang; B - chiều rộng mặt cắt ngang; i- độ dốc; R- bán kính
thuỷ lực; C- hệ số Sêzi
Năng lượng dòng nước của một đoạn sông bất kỳ được tính bằng công thức
N = g . Q . ÄH (2.2)
trong đó: ÄH- chênh lệch cao độ đầu và cuối đoạn sông
Năng lượng dòng nước là sản phẩm của quá trình tuần hoàn nước dưới tác dụng của bức
xạ Mặt Trời. Năng lượng dòng nước lớn khi lưu lượng lớn (đặc biệt là khi vận tốc dòng chảy
và độ sâu nước chảy lớn), độ dốc dòng chảy lớn, độ cao cột nước dịch chuyển lớn. Năng
lượng dòng nước lớn nhất tập trung ở vùng thượng lưu sông, nơi nước chảy xiết, sông nhiều
ghềnh thác.
Năng lượng nước tiêu hao vào ba quá trình cơ bản sau:
Thắng sức cản chuyển động do ma sát ngoài và ma sát trong của dòng nước.

Chuyển tải phù sa.
Tương tác bờ đáy gây xói lở.
Độ sâu, độ rộng của mặt cắt ngang và vận tốc dòng chảy luôn thay đổi theo thời gian
dưới tác động của nhiều nhân tố, dẫn tới động năng của dòng nước không bất biến mà luôn
thay đổi. Dòng nước phải điều chỉnh cân bằng giữa động năng và tiêu hao động năng theo ba
phương thức khác nhau: Khi động năng của dòng nước tăng thì tương tác dòng nước lòng
sông tăng, trên các sông miền núi khó xói, quá trình này mài mòn vật chất có sẵn trong lòng
sông, làm chúng tròn nhẵn hơn, còn trên các sông đồng bằng quá trình này gây xói lở bờ và
tạo thêm phù sa. Khi động năng của dòng nước giảm, nếu lượng phù sa trong nước lớn hơn
sức tải cát thì sẽ xảy ra quá trình lắng đọng phù sa tới lúc đạt được cân bằng.
2.4 Quy luật chuyển động của nước
2.4.1 Quá trình sinh dòng chảy từ mưa trên lưu vực
Mưa rơi trên lưu vực tổn thất vào ba quá trình cơ bản là thấm, làm ướt thực vật và điền
trũng. Các quá trình tổn thất diễn ra không phải là lần lượt có quy luật mà tuỳ thuộc vào điều
kiện cụ thể từng lưu vực. Lượng tổn thất trên mỗi lưu vực cũng không phải là đại lượng ổn
định mà biến đổi theo thời gian tuỳ thuộc vào điều kiện cụ thể, đặc biệt là quá trình cấp và
tiêu ẩm kỳ trước.
Khi cường độ mưa vượt quá cường độ tổn thất thì sẽ sinh lớp nước chảy tràn trên bề mặt
sườn dốc, tập trung vào lưới sông rồi theo lòng sông chảy về cửa sông. Thông thường sườn
dốc có độ dốc rất lớn nên tốc độ dòng chảy tràn trên sườn dốc khi không có vật cản sẽ rất lớn
và tăng theo sự tăng độ sâu dòng chảy, độ dốc, độ dài sườn dốc, tạo ra động năng lớn công
phá gây xói mòn và chuyển tải lượng vật chất xói mòn đi xa. Mức độ tập trung nước càng cao
nguy cơ sinh lũ ác liệt càng lớn. Do vậy, những vùng có mưa trận lớn, địa hình cắt xẻ mạnh,
độ dốc lớn có nguy cơ sinh lũ quét rất cao.
Các địa hình trũng thường chỉ chứa nước tạm thời, chúng bao gồm các vùng địa hình âm,
các vùng đất bãi ven thuỷ vực, vùng lầy, đất ngập nước… Lưu vực có dung tích điền trũng
càng cao sẽ càng làm giảm nguy cơ sinh lũ ác liệt và phân hoá dòng chảy cực đoan. Đó là do
khi mưa lớn, một phần lượng nước có khả năng sinh lũ sẽ bị điền trũng, phần nước này sau đó

46
sẽ cấp từ từ trở lại cho hệ thống sông, hoặc ngấm, bốc hơi… cải thiện điều kiện khí hậu khu
vực.
Sơ đồ quá trình hình thành dòng chảy do mưa trên lưu vực như sau:

HÌNH 2.1.
SƠ Đồ QUÁ TRÌNH HÌNH THÀNH DÒNG CHảY DO MƯA TRÊN LƯU VựC
2.4.2 Quy luật chảy tập trung trên lưu vực
Để tìm hiểu quy luật chảy tập trung trên lưu vực chúng ta sẽ lần lượt xem xét hai phương
pháp diễn toán dòng chảy tại tuyến nghiên cứu theo lượng mưa và các đặc trưng hình thái
thuỷ lực lưu vực.
Công thức căn nguyên dòng chảy là biểu thức toán học biểu diễn lưu lượng nước tại
tuyến cửa ra (cửa sông, mặt cắt ngang nghiên cứu) bằng tổng toàn bộ các lưu lượng bộ phận,
hình thành trên những phần khác nhau của lưu vực, trong những thời đoạn tính toán khác
nhau, nhưng cùng chảy tập trung về tới cửa ra vào một thời đoạn tính toán.
Khi cường độ mưa vượt quá cường độ tổng tổn thất, tức mưa hiệu quả lớn hơn không, sẽ
xuất hiện dòng trên mặt đất chảy tràn theo hướng sườn dốc về lưới sông và cửa sông. Xét theo
diện tích lưu vực thì đơn vị nước hình thành trên phần lưu vực nằm càng xa cửa sông sẽ về tới
cửa sông càng chậm hơn, còn xét theo thời gian thì đơn vị nước hình thành càng muộn sẽ tập
trung về tới cửa sông càng chậm hơn.
Để giản đơn hoá quá trình xây dựng công thức người ta sử dụng 3 giả thiết sau:
Giả thiết rằng các lưu lượng nước thành phần chảy truyền về tới cửa sông với vận tốc ổn
định theo thời gian, không phụ thuộc vào độ sâu dòng chảy. Nhờ đó, có thể dùng tài liệu đo
đạc trong các quá trình hình thành dòng chảy trước đó để tính được vận tốc và thời gian chảy
truyền về tới tuyến khống chế, vẽ được đường chảy đẳng thời, là đường nối các điểm có cùng
thời gian chảy truyền về đến tuyến nghiên cứu và coi các đường chảy đẳng thời này là cố định
theo thời gian.


47

Giả thiết rằng mưa hiệu quả phân phối đều trên diện tích lưu vực trong thời đoạn tính
toán. Giả thiết sẽ gần thực tế hơn khi diện tích lưu vực nhỏ và thời đoạn tính toán ngắn.
Giả thiết rằng các lưu lượng bộ phận, hình thành trên các phần khác nhau của lưu vực,
chảy truyền không biến hình về tới tuyến khống chế.
Việc sử dụng các giả thiết trên làm cho quá trình hình thành dòng chảy bị giản hoá đi
đáng kể, nghĩa là có sai số nhất định, tuy nhiên nó cũng làm cho việc diễn giải quá trình dòng
chảy được đơn giản, dễ hiểu và dễ tính toán hơn.
Công thức căn nguyên dòng chảy tổng quát có dạng:
Q
i
=
∑
(h
=
=
ik
k 1
k
. f
i - k + 1
) (2.2)
T
lũ
= T
mưa
+
max
τ
- 1
trong đó: f- diện tích lưu vực có cùng thời gian chảy truyền; h - cường độ mưa hiệu quả;

t - thời gian mưa; - thời gian chảy truyền cực đại; T
max
τ
lũ
- thời gian lũ; T
mưa
- thời gian mưa.
Triển khai công thức căn nguyên dòng chảy cho thấy: Khi thời gian mưa nhỏ hơn thời
gian chảy truyền cực đại thì phân phối diện tích theo thời gian chảy truyền có vai trò quyết
định tới phân phối dòng chảy và hình thành dòng chảy cực đại, còn khi thời gian mưa lớn hơn
thời gian chảy truyền cực đại thì phân phối mưa theo thời gian có vai trò quyết định tới phân
phối dòng chảy và hình thành dòng chảy cực đại. Nói một cách khác, phần lưu vực có diện
tích lớn nhất, hoặc phần thời gian mưa có tổng lượng mưa hiệu quả lớn nhất sẽ có khả năng
đóng vai trò quyết định trong sự hình thành dòng chảy cực đại trên sông. Kết hợp với đặc
trưng hình thái và khí hậu lưu vực có thể thấy thượng và trung lưu thường có vai trò quan
trọng nhất trong sinh thuỷ hình thành đỉnh lũ nói riêng và phân phối lũ nói chung. Do vậy, các
giải pháp điều tiết dòng chảy nhằm hạn chế lũ thực hiện ở vùng thượng và trung du sẽ đạt
hiệu quả lớn hơn và rộng hơn.
Lũ đơn vị: Là đường quá trình dòng chảy sinh ra bởi lượng mưa một đơn vị, rơi trong một
đơn vị thời gian tính toán. Đơn vị lượng mưa thường chọn là 10 hoặc 25mm. Đơn vị thời
gian tính toán được chọn tuỳ theo diện tích lưu vực: 12 giờ khi F > 2.500km
2
, 4 - 6 - 8 - 12
giờ khi F = 250 - 2.500km
2
, 2- 4 giờ khi F = 50 - 250km
2
và 1 - 2 giờ khi F < 50km
2
.

Đường lũ đơn vị tính toán là dạng trung bình của các đường quá trình lũ đơn vị thực đo,
tách ra được từ số liệu đo đạc thực trong quá khứ. Trong phương pháp tính toán dòng chảy
theo đường lũ đơn vị, người ta không quan tâm tới diễn biến của quá trình chảy truyền, xem
đó như một quá trình trong hộp đen. Giả định của mô hình là:
Nếu có một trận mưa đơn vị rơi trên lưu vực xem xét, sẽ sinh ra trận lũ hoàn toàn giống
như lũ đơn vị;
Nếu trong một đơn vị thời gian tính toán, lượng mưa rơi lớn hơn (hoặc nhỏ hơn) một đơn vị
mưa m lần, thì đường quá trình dòng chảy tại tuyến cửa ra sẽ có đáy không đổi (tức thời gian lũ
không đổi), còn tung độ thì tăng lên (hoặc giảm đi) m lần tương ứng.
Nếu mưa rơi trong một số đơn vị thời gian liên tiếp nhau, thì mỗi thời đoạn mưa đơn vị
sinh ra được tại tuyến khống chế một con lũ đơn độc lập nhau về độ lớn, nhưng có phần trùng
nhau về thời gian xuất hiện, do đó tung độ đường quá trình lũ thực tại tuyến khống chế được
tính bằng cách cộng dồn tung độ của các đường quá trình do mưa một thời đoạn (có tính tới
thời điểm bắt đầu khác nhau của các con lũ đơn đó).


48
Trong thực tế một trận mưa bất kỳ có thể được chia thành một số thời đoạn mưa liên tiếp.
Sử dụng 3 giả thiết trên và đường lũ đơn vị có sẵn, chúng ta có thể tính toán được đường quá
trình lũ gây nên bởi trận mưa đó.
Đường đơn vị có dạng gần giống đường phân phối diện tích giữa các đường chảy đẳng
thời (tức đường quá trình dòng chảy do một đơn vị mưa hiệu quả rơi đều trên lưu vực trong
một đơn vị thời gian tính toán, tính được theo công thức căn nguyên dòng chảy), nhưng bản
chất chúng khác nhau: do được xây dựng theo lưu lượng thực đo, nên đường đơn vị có tính tới
sự biến hình sóng lũ trên đường đi, do vậy nó phản ánh chính xác hơn quá trình chảy tập trung
trên lưu vực. Nói một cách khác đường đơn vị là giá trị trung bình của đường quá trình lũ
thực đo, còn công thức căn nguyên dòng chảy chỉ cung cấp đường quá trình tính toán, không
xét tới biến hình sóng lũ. Tuy nhiên, trên thực tế việc tách được những con lũ do mưa một
đơn vị rơi đồng đều trên toàn bộ bề mặt lưu vực gây ra là rất khó khăn và những trận lũ như
vậy cũng không hoàn toàn giống nhau, cần đến một số thao tác toán nhất định làm tăng tính

đại biểu, nhưng giảm tính ngẫu nhiên của hiện tượng. Mặt khác, đồng nhất quá trình hình
thành dòng chảy do mưa đơn vị độc lập với quá trình hình thành dòng chảy do một bộ phận
mưa nào đó trong một trận mưa lớn gây ra là không thực tiễn, sẽ dẫn tới sai số nhất định.
2.4.3 Quy luật chuyển động của nước trong sông
Loại dòng chảy
Nhìn chung chuyển động của nước trong sông thiên nhiên thuộc loại chảy rối, với các đặc
trưng chuyển động biến đổi theo thời gian và không gian, nhưng giá trị tức thời của chúng vẫn
thoả mãn phương trình thuỷ động lực học. Vào mùa kiệt, dòng chảy trong sông rất gần với
dạng chuyển động ổn định, với các đặc trưng thuỷ lực của dòng (độ sâu, độ dốc, diện tích mặt
cắt ngang, vận tốc) tại mỗi tuyến không thay đổi theo thời gian. Vào mùa lũ chuyển động của
nước trong sông mang tính không ổn định, với các đặc trưng thuỷ lực của mỗi tuyến biến đổi
theo thời gian. Sóng lũ trong sông thiên nhiên thuộc dạng sóng hoãn biến, chuyển dịch không
ổn định, biến đổi từ từ. Trong quá trình di chuyển theo chiều dài sông, do trán lũ có độ dốc
lớn, chuyển động với vận tốc lớn hơn, nên chuyển dịch về xuôi nhanh hơn lưng lũ, làm con
sóng dài ra, đồng thời do lượng nước chuyển dịch không đổi nên độ cao đỉnh sóng giảm dần,
sóng lũ biến hình dài ra và bẹt đi. Điều này được minh hoạ rất rõ khi xem xét hình dạng của
sóng xả nhân tạo trên sông.
Trong đoạn sông cong, dòng chảy trên mặt có xu thế tiến thẳng vào vùng bờ lõm dưới tác
động của lực li tâm, dòng phản hồi đi xuống vùng đáy và di chuyển về phía bờ lồi, hình thành
một dòng chảy vòng khoét sâu, xói mòn bờ lõm và chuyển vận sản phẩm xói mòn sang phía
bờ lồi lắng đọng tạo bãi bồi.
Trên đoạn sông thẳng cũng tồn tại các dòng chảy vòng. Một trong những lực tác động có
thể sinh dòng chảy vòng trên sông là lực Côriôlit, tác động hướng vào phía phải của chuyển
động ở Bắc bán cầu và vào phía trái của chuyển động tại Nam bán cầu.
Theo Lêliapxki, trong đoạn sông thẳng có tồn tại hai loại dòng chảy vòng là dòng chảy
phân tán ở đáy và dòng chảy tập trung ở đáy sông. Trong dòng chảy vòng phân tán ở đáy
sông, dòng trên mặt hướng về phía đường sâu nhất và dòng đáy từ vùng nước sâu nhất hướng
về hai bờ, hình thành hai dòng chảy vòng, kết hợp với dòng chảy thẳng, chúng hình thành
những dạng chảy xoáy như cái mở nút chai nhưng theo chiều ngược nhau, tạo ra sự xói sâu
phần giữa lòng sông và bồi hai vùng đáy gần bờ. Dòng chảy vòng phân tán ở đáy sông thẳng

có thể gặp trong các sông thiên nhiên khi nước lũ lên, với thực tế là các vật nổi cuốn theo


49
dòng lũ thường tập trung vào giữa dòng, hoặc khi triều rút, nước ở giữa sông rút nhanh hơn.
Những dòng chảy vòng kiểu này góp phần duy trì hình dạng đáy sông ổn định dạng parabôn,
với phần sâu nhất nằm giữa hai vòng xoáy. Trong dòng chảy vòng tập trung ở đáy sông, dòng
trên mặt hướng về hai bờ, gây xói vùng bờ, còn dòng đáy tập trung vào giữa sông, tạo bồi
lắng. Hiện tượng này gặp trong sông thiên nhiên khi triều dâng, mặt nước giữa sông dâng cao
hơn mặt nước hai bên bờ. Dòng chảy vòng tập trung ở đáy là một trong những nguyên nhân
gây ra sự hình thành vùng bồi nông ở khoảng giữa dòng, giữa hai vòng xoáy. Ngoài ra, các
nghiên cứu trong phòng thí nghiệm với những thay đổi về độ rộng, độ sâu lòng chảy và tốc độ
nước còn tạo ra những dòng chảy có 4 vòng xoáy hoặc nhiều hơn nữa.
Nghiên cứu dòng chảy vòng trong sông thiên nhiên rất phức tạp do việc đo đạc thực địa
gặp khó khăn, còn các vấn đề lý thuyết chưa được giải quyết triệt để.
Vận tốc dòng chảy
Vận tốc trung bình của dòng chảy tính bằng công thức Sêzi
V = C.(Ri)
1/2
(2.3)
trong đó: i- độ dốc; C - hệ số Sêzi, được xác định gần đúng bằng công thức Manning C =
R
1/6
/n ; R- bán kính thuỷ lực; n- hệ số nhám, phụ thuộc loại lòng sông.
Đường phân bố vận tốc theo chiều rộng sông có dạng tương tự hình dạng mặt cắt ngang
lòng sông, với giá trị cực đại đạt được tại vùng nước sâu nhất, bằng không tại mép nước. Trên
đoạn sông thẳng, vận tốc lớn nhất thường đạt được ở khoảng giữa dòng, còn trên đoạn sông
cong vận tốc lớn nhất gặp ở vùng sát bờ lõm. Trong mỗi mặt cắt ngang ổn định, thường tìm
thấy một thuỷ trực mà tại đó vận tốc trung bình thuỷ trực gần bằng vận tốc trung bình toàn
mặt cắt (thuỷ trực đại biểu).

Trong mặt cắt ngang lõm đều, khi không có cản trở dòng chảy trên mặt nước, phân bố
vận tốc theo độ sâu có dạng hypecbôn với cực đại đạt được trên mặt nước và giá trị trung bình
gần bằng vận tốc thực đo tại điểm 0,6 độ sâu. Điều này có ý nghĩa quan trọng đối với việc
kiểm soát dòng chảy trong điều kiện cấp bách, khi không có thời gian và nhân lực đo vận tốc
theo quy phạm đầy đủ. Vận tốc vùng đáy biến đổi nhanh và kém ổn định do tương tác đáy -
nước, hoặc do xuất hiện dòng phân tầng ngược, còn vận tốc vùng mặt có thể không tuân theo
quy luật hypecbôn trong những trường hợp phát sinh dòng ngược do gió, nước dâng do vậy
quy phạm đo vận tốc dòng chảy thường bố trí mật độ điểm đo tại các vùng này dày hơn.
Lưu lượng dòng chảy
Lưu lượng dòng chảy là lượng nước chuyển qua mặt cắt ngang hoạt động của dòng nước
trong một đơn vị thời gian. Lưu lượng dòng chảy được tính bằng công thức:
Q = V
tb
. ω = V
tb
. B. h
tb
(2.5)
trong đó: ω - diện tích mặt cắt ngang hoạt động, V
tb
- vận tốc trung bình dòng chảy; B-
chiều rộng mặt cắt ngang; h
tb
- độ sâu trung bình mặt cắt ngang
Giữa lượng dòng chảy (DC) tuyến trên và tuyến dưới của sông tồn tại quan hệ khá chặt
chẽ, gọi là quan hệ tương ứng. Độ chặt chẽ của tương quan giảm theo sự tăng khoảng cách hai
tuyến và mức biến hình sóng lũ. Quan hệ có dạng:
DC
tuyến dưới
= F (DC

tuyến trên
, đặc trưng đoạn sông)
= F (DC
tuyến trên
, thời gian chảy truyền). (2.5)


50
Đây là cơ sở cho một trong những phương pháp cổ điển dự báo ngắn hạn dòng chảy trên
sông mà ngày nay vẫn được áp dụng rộng rãi với độ chính xác cho phép và giảm theo sự tăng
thời gian dự kiến của dự báo.
2.5 Hình dạng lòng sông và tương tác dòng nước lòng sông
2.5.1 Hình dạng lòng sông trên mặt bằng
Trong các thung lũng khó xói, hình dạng lòng sông trên mặt bằng hình thành do sự thích
nghi của dòng nước với những chỗ uốn cong của địa hình - gọi là uốn khúc sơn văn, có tính
tương đối ổn định, thường gặp ở vùng thượng lưu sông. Trong điều kiện đáy thung lũng dễ bị
xâm thực, các khúc uốn hình thành do hệ quả tương tác dòng nước - lòng sông, gọi là uốn
khúc thuỷ văn, thường gặp trong vùng đồng bằng.
Nghiên cứu hình dạng lòng sông trong các thung lũng đồng bằng dễ xói cho thấy chính
dạng lòng sông uốn khúc mới thuộc loại ổn định và mang tính đặc trưng. Tuy nhiên các khúc
uốn cũng biến động tuân theo một số xu thế chính sau: 1- Chuyển dịch tự do xuôi dòng; 2-
Chuyển dịch quanh những điểm uốn cố định trên mặt bằng; 3- Cắt dòng.
Sự chuyển dịch tự do của các khúc uốn xuôi dòng chỉ có thể xảy ra trong điều kiện đất đá
đồng nhất. Khi đó dòng nước chuyển động xói vào phần dưới của tất cả các đoạn lõm, làm
cho các khúc uốn dịch chuyển dần về xuôi. Trong điều kiện đáy thung lũng cấu tạo không
đồng nhất, với những vị trí khó xói, thì chuyển dịch các khúc uốn bị cản trở, các khúc uốn sẽ
phát triển xoay quanh những điểm khó xói này.
Độ uốn khúc càng lớn, độ dốc và do đó khả năng tiêu thoát nước càng giảm. Sự giảm này
có thể đi tới giới hạn mà tại đó dòng nước không có khả năng xói mòn tiếp các bờ, làm cho
các khúc uốn không phát triển thêm được, tạo ra những dạng mêanđrơ ổn định.

Hạ lưu các sông có đồng bằng châu thổ lớn và đổ ra vùng biển có biên độ triều lớn cũng
thường uốn khúc mạnh
Trong quá trình phát triển tự do, sẽ xuất hiện những đoạn sông cong gấp khúc, bán kính
cong rất nhỏ, điểm đầu và điểm cuối đoạn cong rất gần nhau trên mặt bằng. Khi lượng nước
mùa lũ lớn, tiêu thoát qua khúc uốn gặp khó khăn, nếu eo đất nhỏ giữa hai đầu khúc uốn dễ
xói, dòng nước lũ sẽ cắt qua đó, tạo thành một đường nước chảy mới ngắn hơn và có độ dốc
lớn hơn, thoát lũ nhanh hơn. Đồng thời do lưu tốc lớn, sức tải cát của dòng nước trong đoạn
sông mới tạo ra sẽ lớn, trong khi đó, cửa vào của đoạn sông mới nằm sát bờ lõm của đoạn
cong cũ nên nước vào là nước trên mặt mang ít phù sa, dẫn đến quá trình xói lở trên đoạn
sông mới diễn ra rất mạnh, mặt cắt mở rộng nhanh. Ngược lại, trên đoạn cong cũ, vì độ dốc
nhỏ, lưu tốc nhỏ, sức tải cát nhỏ, trong khi đó dòng vào mang nhiều bùn cát nên bị bồi mạnh,
chỉ sau 3 - 4 năm phần đầu của đoạn sông cong cũ sẽ bị lấp hoàn toàn, phần cuối thường sẽ
hình thành hồ.
Sự thay đổi cao độ mốc xâm thực cơ sở (nhân tạo hoặc tự nhiên) cũng là một nguyên
nhân quan trọng dẫn tới thay đổi chế độ thuỷ lực trong sông, thay đổi tương tác dòng nước
lòng sông, dẫn đến những biến động bất thường hình dạng lòng sông trên mặt bằng, nâng cao
hoặc hạ thấp đáy sông, tạo ra các thềm sông mới.


51

HÌNH 2.2.
SƠ Đồ CHUYểN DịCH Vị TRÍ LÒNG SÔNG THEO THờI GIAN
2.5.2 Hình dạng đáy sông
Hình dạng đáy sông thường không đều đặn và bằng phẳng mà bao gồm các lạch sâu và
bãi cạn xen kẽ nhau kiểu bàn cờ. Trên đoạn sông cong hình đạng này thể hiện rõ nét nhất với
một lạch sâu ăn sát vào bờ lõm ở phần đầu của đoạn sông cong và một bãi cạn bên bờ lồi ở
phần cuối của đoạn sông cong, ngoài ra trên đoạn sông cong còn hình thành một bãi nông
hình yên ngựa vắt ngang sông cắt qua đường sâu nhất.
Định luật Facgơ về mối tương quan giữa độ cong của đoạn sông và hình dạng đáy sông

phát biểu như sau:
Đường có độ sâu lớn nhất dọc sông nép sát vào bờ lõm và đối diện với chúng là những
bãi bồi nông.
Phần sâu nhất của lạch sâu và phần nông nhất của bãi vắt dịch xuống theo dòng so với
những điểm có độ cong lớn nhất và nhỏ nhất gần bằng 1/4 chiều dài của lạch sâu cộng bãi vắt.
Sự thay đổi độ sâu nhịp nhàng hình thành khi độ cong thay đổi nhịp nhàng, mọi sự thay
đổi độ cong đột ngột sẽ khiến độ sâu thay đổi đột ngột.
Độ cong càng lớn, độ sâu của lạch càng lớn.
Đối với một độ cong cho sẵn, khi độ dài của đoạn sông tăng, độ sâu lúc đầu tăng rồi sau
đó giảm và đối với mỗi đoạn sông tồn tại một giá trị độ dài đường cong trung bình nào đó
thích hợp nhất với các độ sâu.
Độ uốn khúc tăng dẫn đến giảm độ dốc, giảm thời gian chảy truyền, giảm mức ác liệt của
lũ và ngược lại. Trong điều kiện thung lũng đồng bằng, độ uốn khúc thuỷ văn tự nhiên thể
hiện trạng thái cân bằng tương đối ổn định của tương tác dòng nước - lòng sông.
Những cố gắng nhân tạo hướng tới thay đổi độ uốn khúc trên một đoạn sông, thay đổi
hình dạng bờ đáy có thể dẫn tới thay đổi tương tác bờ đáy tại chỗ và tạo ra phản ứng dây
chuyền tới toàn bộ quá trình trên phần hạ lưu công trình, phá vỡ quy luật tự nhiên toàn tuyến,
tạo ra bất thường dòng chảy lũ và biến hình sóng lũ ngoài khả năng dự đoán và phòng tránh,
gây hệ quả nghiêm trọng. Đây là cơ sở khoa học cho công tác thiết kế chỉnh trị dòng sông
phục vụ giao thông vận tải cũng như chống xói lở bờ.


52
Trên nhiều đoạn sông thẳng và rộng, nếu lòng sông dễ xói hơn bờ thì quá trình xói bồi
đáy sông có thể dẫn tới hình thành các bãi bên nằm so le nhau ở hai bên bờ, đối diện mỗi bãi
là lạch sâu, giữa hai lạch sâu cũng có một ghềnh cạn, đường chủ lưu là một đường uốn khúc.
Về mùa kiệt, các bãi nổi lên, lòng sông trở nên quanh co uốn khúc, chảy quanh các bãi bên.
Theo Rôsinski, trong sông thẳng, bãi ở vị trí so le là không thể tránh khỏi; Do tác dụng qua lại
giữa dòng nước và lòng sông, khiến cho lòng sông sinh ra biến hình hoặc có những bãi bên so
le nhau để thích ứng với kết cấu của dòng nước. Những bãi bên này cũng di chuyển dần về hạ

lưu trong khi bảo tồn về hình dạng và cấu trúc so le, gây bất lợi cho các hoạt động kinh tế cần
độ sâu ổn định ở vùng bờ.
Đoạn sông thẳng có lòng sông đơn nhất phần nhiều nằm trong thung lũng sông thẳng,
hẹp, hoặc trong thung lũng sông rộng nhưng bờ khó xói lở, thổ nhưỡng ven bờ phần lớn là đất
thịt pha sét hoặc đất sét chịu được xói.
2.5.3 Chỉ tiêu ổn định lòng sông
Chỉ tiêu ổn định lòng sông theo chiều dọc của Makavêep
ϕ
h
= d/(hI) (2.6)
trong đó: d- đường kính hạt lơ lửng (mm); h- độ sâu (m); I - độ dốc mặt nước (mm/m).
Khi hệ số ổn định lớn, độ ổn định lớn. Khi hệ số ổn định nhỏ (< 0,2), độ ổn định lòng
sông sẽ kém.
Hệ số ổn định lòng sông theo chiều rộng của Antunin:
ϕ
B
= B.I
1/5
. Q
-1/2
(2.7)
trong đó: I - độ dốc mặt nước; B - độ rộng sông ứng với lưu lượng tạo lòng (m); Q- lưu
lượng tạo lòng (m
3
/s)
Hệ số ϕ
B
thay đổi trong khoảng từ 0,5 - 1,7. Hệ số càng nhỏ thì độ ổn định của bờ sông
càng lớn.
Lưu lượng tạo lòng là lưu lượng có tác dụng rất lớn đến quá trình tạo lòng sông cũng như

diễn biến lòng sông. Theo Makavêep, diễn biến lòng sông có quan hệ chặt chẽ với chuyển
động của bùn cát. Mức chuyển cát càng lớn thì diễn biến lòng sông càng mạnh. Lưu lượng
tương ứng với mức chuyển cát lớn nhất là lưu lượng tạo lòng. Theo Makavêep, lưu lượng
ứng với giá trị (Q
m
.P.I) lớn nhất sẽ là lưu lượng tạo lòng, trong đó: Q - lưu lượng nước, P
- tần số xuất hiện của lưu lượng Q trong năm điển hình (năm có lượng ngậm cát bình quân
năm bằng trung bình nhiều năm), I - độ dốc mặt nước ứng với mức lưu lượng Q.
Đa số các sông chưa chỉnh trị ở châu Âu có hai trị số cực đại của tích (Q
m
.P.I): Trị số đầu
ứng với mực nước lớn có tần suất 5 – 10% và tạo thành lưu lượng tạo lòng mùa lũ, trị số cực
đại thứ 2 tương ứng mực nước có tần suất 25 – 50% tạo thành lưu lượng tạo lòng mùa kiệt.
Tính toán thử nghiệm cho sông Hồng, đoạn Sơn Tây - cửa sông Đuống cho thấy Q tạo lòng
thứ nhất bằng 11.200m
3
/s, Q tạo lòng thứ hai bằng 8.000m
3
/s.
2.5.4 Dòng chảy phù sa
Dòng chảy phù sa là dòng vật chất dạng hạt chuyển động trong sông cùng với dòng nước.
Nguồn cung cấp phù sa cho sông là: 1- Xói mòn bề mặt và cuốn theo do dòng nước, gió; 2-
Xói mòn bờ đáy.


53
Phù sa trong sông được phân thành hai loại theo đặc điểm chuyển động là phù sa lơ
lửng và phù sa đáy (di đẩy). Sự phân loại này chỉ có tính tương đối do trạng thái lơ lửng
của hạt vật chất phụ thuộc: 1- Đặc tính bản thân hạt (độ thô thuỷ lực); 2- Đặc điểm thuỷ lực
khối nước. Độ thô thuỷ lực của hạt là tốc độ rơi đều của nó trong nước tĩnh, phụ thuộc vào kích

thước, hình dạng, trọng lượng riêng của hạt, mật độ hạt cũng như độ nhớt và mật độ nước. Độ thô
thuỷ lực (w) được tính bằng công thức:
w = [d.(ρ - 1). β
-1
]
1/n
(2.9)
trong đó: d- đường kính hạt; ρ- mật độ hạt; n,
β - tham số thực nghiệm:
Khi d <0,2 cm n=1,2 β = 0,007
Khi d >0,2 cm n = 2 β = 0,006
Khi thành phần thẳng đứng của vận tốc nước lớn hơn hoặc bằng độ thô thuỷ lực của hạt
thì nó sẽ ở trạng thái lơ lửng.
Phù sa lơ lửng lại phân thành hai loại là: 1- Chất tạo lòng, chiếm đa số; 2- Chất không tạo
lòng, kích thước nhỏ (<0,005 mm), luôn luôn ở trạng thái lơ lửng mà không phụ thuộc đặc
tính thuỷ lực của nước. Theo độ sâu các hạt nhỏ phân bố tương đối đồng đều trong khi phân
bố hạt lớn tăng dần khi đi xuống sâu. Vận tốc dòng chảy càng lớn thì phân bố phù sa lơ lửng
theo độ sâu càng đều. Xuôi dọc sông lưu lượng phù sa tăng nhưng độ thô thuỷ lực và độ đục
giảm do giảm vận tốc và hạt bị mài mòn trong quá trình chuyển động.
Phù sa đáy chuyển dịch theo ba cách trượt, lăn và nhảy cóc tuỳ theo đặc điểm bề mặt đáy,
hình dạng, kích thước và trọng lực hạt, tốc độ nước vùng sát đáy, tuân theo quy luật Eri: trọng
lượng hạt lăn tỷ lệ với luỹ thừa bậc sáu của tốc độ. Giả sử tỷ lệ tốc độ dòng chảy sông giữa
vùng hạ lưu và thượng lưu là 1:4 thì tỷ lệ trọng lượng các hạt chuyển dịch tại hai đoạn sông
này là 1: 4096, do đó phù sa sông đồng bằng thường là cát nhỏ, trong khi phù sa sông miền
núi có cả cuội, sỏi, đá tảng.
Sức tải cát của dòng là lượng phù sa mà dòng nước có thể mang được ứng với mỗi trạng
thái động lực (vận tốc) cụ thể. Vận tốc thay đổi khả năng tải cát của dòng cũng thay đổi. Khi
lượng phù sa thực tế lớn hơn sức tải cát thì sẽ xảy ra bồi lắng phần vượt trội. Còn khi sức tải
cát lớn hơn lượng phù sa thực tế trong sông thì năng lượng dư sẽ bị hướng vào công phá bờ
đáy gây xói mòn và bổ sung phù sa để tạo cân bằng. Có rất nhiều công thức lý thuyết, bán

kinh nghiệm và kinh nghiệm để tính sức tải cát của dòng nước. Tuy nhiên các công thức cho
những kết quả tính toán không giống nhau và chưa sát với giá trị thực đo.
Chế độ phù sa trong năm phụ thuộc đặc điểm nguồn cung cấp phù sa, chế độ mưa và chế
độ nước sông. Mùa kiệt độ đục và lưu lượng bùn cát đều nhỏ và ít biến động. Ở Việt Nam độ
đục các sông nhỏ 10 - 50g/m
3
, sông lớn 50 - 200g/ m
3
. Đầu mùa lũ độ đục và lưu lượng phù
sa đều tăng mạnh, đường quá trình phù sa có dạng răng cưa nhiều đỉnh, phù hợp với đường
quá trình nước. Trên các sông nhỏ miền núi, đỉnh đường quá trình phù sa thường xuất hiện
cùng hoặc sau đỉnh lũ; Trên các sông lớn đồng bằng - xuất hiện trước.
Phù sa sông ngòi là lượng vật chất có giá trị dinh dưỡng cao và nguồn cung cấp cho các
quá trình bồi lắng hình thành một số dạng địa hình. Kích thước phù sa lơ lửng thích hợp nhất ˜
0,15mm, lớn hơn sẽ gây bồi lắng kênh, nhỏ hơn gây màng bít lỗ rỗng của đất.