Thủy văn học và phân tích vùng ngập lụt ( ĐH Quốc Gia Hà Nội ) - Chương 1 potx

Chơng 1. Các nguyên lý thuỷ văn học

ảnh Thành phố Houston và Buftalo trong điều kiện mùa lũ năm 1989

1.1.

Giới thiệu chung về thuỷ văn học
Thuỷ văn học đề cập tới nhiều đối tợng, nghiên cứu về sự tuần hoàn và sự phân
bố nớc trên trái đất. Phạm vi thuỷ văn học bao gồm các tác động của các quá trình vật
lý, hoá học, sinh học của nớc trong tự nhiên và trong môi trờng sống. Chính bởi sự đa
dạng của các chu kỳ thuỷ văn trong tự nhiên và quan hệ của chúng với các mô hình
thời tiết, các loại đất, dạng địa hình và các nhân tố địa chất khác làm cho ranh giới giữa
thuỷ văn và các ngành khoa học Trái Đất khác nh khí tợng, địa lý, sinh học và hải
dơng là không rõ rệt.
Chu kỳ thuỷ văn là một qúa trình liên tục trong đó nớc bị bốc hơi từ bề mặt đại
dơng, sau đó di chuyển vào đất liền với những khối không khí ẩm ớt, và tạo thành
giáng thuỷ nếu gặp điều kiện thuận lợi. Giáng thuỷ rơi xuống bề mặt đất đợc phân
tán qua một vài con đờng (Hình 1.1). Một phần giáng thuỷ P, hay những trận ma
rào đợc giữ lại trong đất tại nơi mà nó rơi xuống còn một phần quay trở lại khí quyển
21


qua bốc hơi E, quá trình chuyển đổi của nớc thành hơi nớc, bốc hơi qua lá T, sự tổn
thất hơi nớc thông qua thực vật là một chuỗi liên quan với nhau. Sụ kết hợp tổn thất
trên đợc gọi là sự bốc hơi qua lá ET. Lợng tổn thất trên đạt lớn nhất nếu sự cung cấp
nớc trong đất là đầy đủ theo thời gian ( xem thiết diện hình 1.4). Phần còn lại chảy
tràn trên mặt đất hoặc theo hớng nớc chảy và cung cấp nớc cho những con suối và
những con sông. Sau cùng một lợng nớc đáng kể ngấm vào trong lòng đất giống nh
sự rò rỉ F và có thể trở lại vào những con suối sau đó sẽ hoà trộn với nhau hoặc có thể
thấm qua những hệ thống nớc ngầm sâu hơn. Nớc bề mặt và nớc ngầm di chuyển
tới những nơi độ cao thấp hơn và cuối cùng đổ vào đại dơng. Tuy nhiên một lợng lớn

nớc bề mặt và một phần nớc ngầm có thể quay trở lại khí quyển thông qua sự bốc hơi
bề mặt và bốc hơi qua lá. ( Xem phần1.4 ).

Hình 1.1. Vòng tuần hoàn nớc

Lịch sử thuỷ văn cổ đại
Biswas (1972), trong bài luận súc tích về lịch sử thuỷ văn đà mô tả thực tiễn việc
điều khiển nguồn nớc thời kỳ đầu ở Sumerian và Ai Cập cổ đại ở Trung Cận Đông và
dọc theo bờ sông Hoàng Hà ở Trung Quốc. Khảo cổ học ®· chøng tá sù tån t¹i cđa kÕt
cÊu thủ lùc đợc xây dựng cho việc tới tiêu và hoạt động điều tiết nguồn nớc. Vào
khoảng năm 400 trớc công nguyên một cái đập đà đợc xây dựng ngang qua con sông
Nile, và sau đó một con kênh để dẫn nớc ngọt cũng đợc xây dựng giữa Cairo và Suez.
Các nhà triết học Hylạp và những sinh viên thuỷ văn học đầu tiên cùng Aristotle
đa ra sự chuyển không khí ẩm vào sâu bên trong núi nh là nguồn của các nớc mạch
và sông suối. Homer dà đề xuất ra ý tởng là tồn tại một tầng nớc ngầm dới đáy đại
dơng giống nh tầng nớc ngầm trên mặt đất. Phơng pháp đo lờng đầu tiên đợc
thử trong hệ thống nớc ở thành phố Roma (vào năm 97 trớc công nguyên) dựa trên
diện tích mặt cắt ngang của dòng chảy. Chính ®iỊu ®ã ®· gióp cho Leonardo da Vinci
kh¸m ph¸ ra mối quan hệ chính xác giữa diện tích, vận tốc và lu lợng dòng chảy
22


trong thời kỳ Phục hng ở Italia.
Lần quan trắc đầu tiên đợc ghi chép về lợng ma rơi và dòng chảy bề mặt
đợc tiến hành vào thế kỷ thứ XVII bởi Perault. ông đà so sánh lợng ma rơi với dòng
chảy ớc lợng của sông Seine và đà chỉ ra hai mối quan hệ giữa chúng. Phát hiện của
Perault đợc công bố năm 1694. Halley, nhà thiên văn học ngời Anh (sinh năm 1656
và mất năm1742) đà sử dụng một vùng đất trũng lòng chảo để tiến hành ớc lợng bốc
hơi từ biển Địa Trung Hải và kết luận rằng nó đủ cơ sở để ớc lợng cho dòng chảy
sông nhánh. Marriot đà từng đo vận tốc dòng chảy tại sông Seine. Sự bắt đầu sớm của

các nhà thuỷ văn đà cung cấp nền tảng cho những sự phát triển trong thế kỷ 18, bao
gồm định luật Becnulli, ống Pilot, và công thức Sezi (1769), điều đó đà tạo nên nền tảng
cơ bản cho thủy lực học và đo đạc.
Trong st thÕ kû thø XIX, sù ph¸t triĨn quan träng trong thuỷ văn nớc ngầm
đà xảy ra. Định luật về dòng chảy trong trong môi trờng lỏng của Darcy, công thức
chính xác của Dupuit-Thiem và phơng trình dòng chảy trong ống mao dẫn của HagenPoiseuille đà phát triển mạnh mẽ. Trong thuỷ văn nớc mặt rất nhiều công thức dòng
chảy và các dụng cụ đo đạc đà phát triển và cho phép bắt đầu đo dòng chảy một cách có
hệ thống. Năm 1861 Humpgiờey và Abbot đà gián tiếp đa ra phơng pháp đo lợng
dòng chảy trên sông Mississippi tại Hợp chủng quốc Hoa Kỳ, và đoàn khảo sát địa chất
của Mĩ đà xây dựng lên một hệ thống chơng trình đo dòng chảy đầu tiên ở trên sông
Misissippi. Năm 1889 công thức Manning đà đợc giới thiệu và lu tốc kế của Price đÃ
đợc phát hiện năm 1885. Năm 1867, đo lu lợng đợc tổ chức trên sông Rhine tại
Basel. Trong suốt khoảng thời gian này, chính phủ Mỹ dà thành lập đợc một số các cơ
quan thuỷ văn bao gồm: Cục Công binh Mỹ (1802) Cục khảo sát địa chất Mỹ (1879),
Cục thời tiết (1891) và Uỷ ban sông Misissippi (1893).
Khoảng thời gian từ năm 1900 đến năm 1930 đợc Chow (1964) gọi là thời kỳ
kinh nghiệm bởi vì một số lớn các công thức kinh nghiệm đợc thiết lập. Rất nhiều
trong số chúng sau này đợc thấy là không thoả mÃn. Các cơ quan chính phủ đà cố
gắng để tăng thêm những nghiên cứu thuỷ văn và một số cơ quan chuyên môn đà đợc
thiết lập để phát triển ngành khoa học thủy văn. Ví dụ: Khu nghiên cứu thời tiết ở
Reclamation ( 1902 ) Cục bảo vệ tài nguyên rừng (1906 ) Trạm kỹ thuật giao thông
thuỷ quân đội Mỹ ( 1928 Ban phòng chống lũ lụt Los Angeles (1915 ) đợc hoạt động
trong suốt thời gian này và Hiệp hội khoa học thuỷ văn quốc tế (1922), Liên hiệp địa
vật lý Mỹ (ADU) đợc thành lập trớc năm 1930.
Lịch sử hiện đại
Thời kỳ từ năm 1930 đến năm 1950 đợc gọi là thời kỳ hợp lý hoá (Chow, 1964),
tạo ra bớc phát triển có ý nghĩa trong lĩnh vực thuỷ văn khi các cơ quan Chính phủ
bắt đầu phát triển nghiên cứu chơng trình riêng về thuỷ văn. Đờng quá trình đơn vị
Sherman (1932) ( thảo luận trong chơng 2), học thuyết thấm Horton (1933) ( chơng1)
và phong trình phi tuyến Theis (1935) về thuỷ lực giếng (chơng 8) đà phát triển rất

mạnh. Năm 1958, Gumbel đề xớng việc sử dụng phân tích tần số phân bố giá trị cực
trị của số liệu thuỷ lực, từ đó xây dựng các mô hình thuỷ văn thống kê cơ bản (chơng
23


3). Trong khoảng thời gian này, Cục công binh Mỹ, Cục dự báo thời tiết Mỹ (nay là Cục
thời tiết quốc gia), Bộ nông nghiệp Mỹ, và Cục khảo sát địa chất Mỹ (USGS) đà có
những đóng góp có ý nghÜa quan träng vỊ lý thut thủ lùc vµ sù phát triển mạng
lới các trạm đo quốc gia về giáng thuỷ, bốc hơi và dòng chảy sông ngòi.
Cục thời tiết quốc gia vẫn có trách nhiệm chính trong việc đo đạc ma rơi, thông
báo các trận bÃo tàn khốc, và các khảo sát thuỷ lực liên quan khác. Cục công binh Mỹ
và Cục bảo vệ đất (SCS) đà có những đóng góp lớn trong lĩnh vực thuỷ văn học liên
quan ®Õn ®iỊu tiÕt lị, x©y dùng hå chøa, hƯ thèng tới và bảo vệ đất trong khoảng thời
gian này. Nhiều năm gần đây Cục địa chất Hoa Kì đà cố gắng tạo ra những bớc tiến
vợt bậc để thiết lập nên một mạng lới quốc gia đối với việc đo dòng chảy và lợng
ma rơi với đầy đủ số liệu và chất lợng đo đạc. Cục địa chất Mỹ ( USGS ) đà công bố
và đặc biệt đà làm những cuộc nghiên cứu, điều tra để phát triển trờng thuỷ văn bởi
một loạt quá trình phân tích các số liệu thuỷ văn phức tạp và làm sáng tỏ mối quan hệ,
giải thích các hiện tợng thuỷ văn.
Các cơ quan chính phủ Hoa Kì đà đóng vai trò hết sức quan trọng trong việc
nghiên cứu và cung cấp tài chính cho các cá nhân và các cơ quan nghiên cứu trong lĩnh
vực thuỷ văn. Năm 1930, một con đập lớn, một hồ chứa nớc nhân tạo và đề án điều
tiết lũ chính là kết quả đầu tiên của những tiến bộ thực tế của cơ học chất lỏng, hệ
thống thuỷ văn, dự báo thuỷ văn, phân tích quá trình bay hơi, đờng quá trình lũ và
công tác nghiên cứu thuỷ văn.
Sự phát triển chính trong lĩnh vực hiểu biết quá trình bốc hơi xuất hiện từ năm
1940 -1950 liên quan đến tình trạng tới tiêu cần cho sự phát triển trong từng khu vực
nông nghiệp của Hoa Kỳ. Những năm gần đây sự đô thị hoá một cách nhanh chóng ở
Hoa Kỳ và Châu Âu đà dẫn tới những dự án tốt hơn trong việc dự đoán đỉnh dòng chảy
và dự báo sự biến đổi nớc trong hồ chứa. Quá trình mô tả và dự báo ranh giới vùng

ngập lụt đà trở thành nhiệm vụ chính của các nhà thuỷ văn để đáp ứng yêu cầu của cơ
quan điều khiển tình trạng khẩn cấp liên bang Mỹ (FEMWA) và điều tiết lũ cho từng
địa phơng hay từng khu vực tới tiêu.
Sự phát triển của máy tính
Trong suốt thời kì từ năm 1960-1970 víi sù tham gia cđa m¸y tÝnh kÜ tht số từ
dữ liệu đầu vào đà cho phép hoàn thành những vấn đề liên quan đến nớc tơng tự nh
việc hoàn thành hệ thống dữ liệu này trong thời kì đầu. Ngày nay, mô hình tính trên
máy có thể đợc sử dụng để xem lại những dữ liệu thuỷ văn trớc đó và giúp trả lời
những câu hỏi khó liên quan đến thuỷ văn. Mô hình thuỷ lực đầu tiên đợc phát hiện
bởi một nhóm sinh viên ở trờng đại học Stanford (Crowford và Linsley, 1966) và đợc
gọi với cái tên là mô hình đờng phân nớc Stanford. Mô hình này cũng dựa trên tất cả
các quá trình chính trong một chu kì thuỷ văn cơ bản, bao gồm quá trình giáng thuỷ,
bốc hơi, bốc hơi qua lá, quá trình thấm, dòng chảy bề mặt, dòng chảy ngầm và dòng
chảy sông ngòi. Tất cả những thuật ngữ chuyên môn đó đều sẽ đợc định nghĩa trong
chơng 1.
Một mô hình khác cịng cã ý nghÜa quan träng trong viƯc thay ®ỉi tiến trình dòng
24


chảy của thuỷ văn hiện đại là mô hình HEC-1, đợc phát hiện bởi đoàn kĩ s xây dựng
của Trung tâm kĩ thuật thuỷ văn Hoa Kỳ (1973). Mô hình này dựa trên những trận lũ,
từ số liệu ma rơi ta sử dụng một hàm tổn thất đơn giản và dùng đơn vị thuỷ lực
(trong chơng 5). Mô hình kèm theo HEC-2 cũng đợc phát hiện bởi đoàn kỹ s Hoa Kỳ
(1976) thực hiện dựa trên ớc tính mặt cắt ngang của dòng chảy trên cơ sở tỉ lệ dòng
chảy hình học và đỉnh dòng chảy, những thứ có thể đợc tính toán trong mô hình HEC1 (trong chơng 7). Mô hình quản lí nớc sau những cơn ma (SWMM) đợc phát triển
cho cơ quan bảo vệ môi trờng (SWMM) và là mô hình có sẵn hoàn thiện nhất trong
việc điều khiển dòng chảy trong thành phố trong những hệ thống tháo nớc sau cơn
ma (trong chơng 6). Mô hình ILLUDAS (Terstriep và Stall, 1974) đà đựơc phát triển
từ phòng thí nghiệm nghiên cứu hiện đại của Anh và sử dụng một lợng nớc chảy
đợc tạo ra từ một cơn ma nhỏ cho những đề án rút nớc tơng tự (chơng 6 ). Mỗi

một mô hình sẽ đợc miêu tả một cách chi tiết trong những chơng tiếp theo.
Mô hình gần đây có tính đến mối quan hệ giữa đầu vào sử dụng bởi những ngời
điều tra, những kỹ s thuỷ văn và đợc mô tả qua một số công cụ máy tính trong
những mô hình thuỷ văn. Sự phát triển của những công cụ đó (cách đây 20 năm ) đÃ
hớng dẫn con ngời thu thập những số liệu thuỷ văn để xác định điều kiện hoặc quan
sát các mô hình đối lập.
Những mô hình máy tính thuỷ văn đợc phát triển từ những năm 1960-1970 đÃ
đợc xác định để sử dụng những vùng dữ liệu không đợc nghiên cứu trớc đó hoặc chỉ
đợc xác định theo những kinh nghiệm có sẵn. Ví dụ, tất cả những cơn ma trong
thành phố, những đồng bằng ngập lụt và những lu vực thuỷ văn, đồ án tháo rút nớc,
đồ án hồ chứa nhân tạo và phơng pháp phân tích tần số xuất hiện lũ và quản lí
những lu vực sông rộng lớn đà giúp ích cho những mô hình lập trình bằng máy tính.
Những mô hình mô phỏng đó đà ứng dụng phân tích lu vực (đợc mô tả chi tiết
trong chơng 5). Mô hình đơn giản nh HEC-1 hay SWMM đợc sử dụng để mô tả (hay
tính toán ) quá trình biểu đồ thuỷ văn là kết quả của những cơn ma, từ một diện tích
lu vực xác định rõ ràng cho một mô hình cụ thể của cờng độ ma. Sự tổn thất thuỷ
văn nh quá trình thấm, bay hơi, bốc hơi qua lá, và lợng nớc đợc giữ lại trong hồ
chứa có thể trực tiếp tính đợc cho một lu vực sông xác định. Mô hình tiếp theo là mô
hình đờng phân nớc Stanford và SWMM có thể đánh giá cho những khu đất chứa ẩm
những nơi có lợng thoát hơi nớc qua lá và những cơn ma kéo dài trong suốt thời
gian dài. Mô hình thống kê đợc sử dụng để đa ra một chuỗi thời gian tính toán về
dòng chảy và lợng ma rơi có thể sau đó đợc phân tích bằng phơng pháp cân bằng
lũ. Những mô hình nh HEC-1 không quan tâm đến sự ngẫu nhiên của tự nhiên, của
đầu vào trực tiếp lợng ma rơi nhng có thể sử dụng cùng với phơng pháp thống kê
bắt nguồn từ những cơn ma đợc gọi là tính toán lợng ma rơi trong chu kì một trăm
năm hay 24h. Mô hình HEC-2 có thể sau đó đợc sử dụng ớc lợng mặt cắt ngang
sông đợc dự đoán sẽ xảy ra trong thời gian trung bình 100 năm. Mức ngập lụt xác
định đó đợc gọi là năm ngập lụt và đợc mô tả chi tiết trong chơng 7.
Lợi thế của mô hình thuỷ văn làm trên máy tính bao gồm sự hiểu biết sâu sắc
trong sự thu thập và thiết lập dữ liệu đầu vào cộng với sự hiểu biết thực tế, sự cố gắng

để hiệu chỉnh kết quả tính toán dòng chảy hoặc mực nớc với số liệu khảo sát từ
25


lu vực thực tế. Những bài thực hành thờng hớng dẫn thu thập thêm dữ liệu bổ
sung hoặc hoàn thiện ứng dụng của một mô hình riêng biệt.
Tính hạn chế của các mô hình tơng tự bao gồm sự nguy hiểm tin tởng rằng mô
hình sẽ đem lại kết quả chính xác trong tất cả các trờng hợp. Sự tin cậy mô hình tính
trên máy tính mạnh trong năm 1970 ®· dÉn ®Õn nhiỊu hoµi nghi thÝch øng ®èi víi mô
hình thuỷ văn trong năm 1980, cùng với sự quay trở lại đối với yêu cầu của các mô hình
dẫn đến không thể kéo dài sự sẵn có của dữ liệu đầu vào trong thực tế. Tuy nhiên mô
hình tơng tự trong thuỷ văn nếu cung cấp đúng dữ liệu vẫn có khả năng suy luận một
cách đúng đắn để hiểu đúng hệ thống nguồn nớc phức tạp, và một kỉ nguyên mới
trong ngành khoa học thuỷ văn đà bắt đầu. Những đồ án mới và phép tính mới đà tin
tởng hoặc kiểm tra mà không có sự giúp đỡ phức tạp nào đôí với những mô hình dùng
máy tính. Mô hình thuỷ văn thông thờng đà sử dụng từ năm 1990 cho việc phân tích
lu vực và thiết kế.

1.2.

Vòng tuần hoàn nớc
Các thành phần cơ bản của vòng tuần hoàn nớc bao gồm: Ma, bốc hơi, sự thoát
hơi nớc, thấm, dòng chảy tràn trên mặt, dòng chảy trong sông ngòi và dòng chảy
ngầm. Sự chuyển động của nớc thông qua sự biến đổi các trạng thái của vòng tuần
hoàn nớc là không ổn định theo thời gian và không gian, tạo nên các giá trị cực trị của
lũ lụt và hạn hán.
Vòng tuần hoàn nớc là rất phức tạp, nhng dới các điều kiện và nguồn nớc xác
định, sự tác động của một lu vực sông tới lợng ma, thấm, và bốc hơi nớc có thể tính
toán đợc nếu chúng ta giả thiết chúng đợc tạo thành từ những quy luật đơn giản. Ví
dụ, nếu cờng độ ma rơi trên một lu vực nhỏ hơn cờng độ thấm và nếu lợng trữ ẩm

trong đất đá phong phú, khi đó ma sẽ không sinh dòng chảy do vậy dòng chảy trong
sông sẽ bằng không. Nếu trên các vùng đất khác, lợng ma trớc đó đà lấp đầy các lỗ
hổng chứa ẩm trong đất đá và nếu cờng độ ma rơi trên lu vực lớn hơn cờng độ
thấm và cờng độ bốc hơi, khi đó toàn bộ lợng ma rơi trên lu vực sẽ sinh ra dòng
chảy mặt. Trong phần lớn các trờng hợp, các điều kiện ma rơi ở một nơi nào đó có các
điều kiện không thuận lợi thì chúng ta phải đo đạc một cách cẩn thận hoặc tính toán
đến sự ảnh hởng của nhiều nhân tố trong vòng tuần hoàn nớc để dự báo sự ảnh
hởng của lu vực.
Các nhà thuỷ văn học có thể phải tính toán hoặc đánh giá một cách chính xác các
dự án tài nguyên nớc tới sự biến đổi các thành phần của vòng tuần hoàn nớc.
Các dự án thuỷ lực lớn đợc thiết kế phải tính đến những ảnh hởng tiêu cực của
các trận lũ lụt hoặc hạn hán để bảo vệ và thờng xuyên tiến hành tu sửa và chăm sóc.
Đặc biệt là những vùng cửa sông là mối quan tâm của một nhà kỹ s thuỷ văn, bao
26


gồm các vùng sau:
1. Sự phòng chống lũ lụt ở một đập tràn hoặc cống ngầm trên đờng quốc lộ.
2. Dung tích hồ chứa đòi hỏi phải đảm bảo đầy đủ nớc tới cho nông nghiệp hoặc
cung cấp nớc cho thành phố trong suốt thời kì khô hạn.
3. Hiệu ích của hồ chứa, đê điều và các công tác kiểm soát của con ngời đối với
dòng chảy lũ trong sông.
4. ảnh hởng của sự đô thị hoá tới dung tích chứa tơng lai của một hệ thống tiêu
nớc và mối liên hệ với dòng chảy lũ.
5. Sự mô tả lũ cực hạn có thể tăng cờng bảo vệ các dự án do con ngời làm nên
khỏi lũ lụt và xúc tiến việc phân vùng tốt hơn.
Trong mọi hệ thống thuỷ lực nào đó, một kho nớc có thể đợc đánh giá sự phát
triển và sự biến đổi hớng của dòng chảy và các thành phần trữ nớc trong lu vực. Hệ
thống thuỷ lực đơn giản nhất là một mặt nghiêng không thấm nớc, đợc giới hạn bởi
tất cả bốn bờ với một cửa sông duy nhất. Nh là mô hình nhiều khu để xe một thành

phố nhỏ.
Phơng trình liên tục cho mọi hệ thống sông là:
I Q =

dS
dt

(1.1)

trong đó:
I: Dòng chảy vào lu trong một đơn vị thời gian (m3/s).
Q: Dòng chảy ra trong một đơn vị thời gian (m3/s).
dS/dt: Sự thay đổi trữ lợng nớc trong một đơn vị thời gian (m3/s).
Nh lợng ma tích tụ trên bề mặt, độ nhám bề mặt tăng và cuối cùng tạo ra dòng
chảy ra khỏi hệ thống sông. Sự bốc hơi là không đáng kể trong giai đoạn vào lu vực,
tất cả lợng ma rơi trong lu vực cuối cùng đều chảy ra khỏi lu vực (xem hình 1.2),
nhng chúng bị giữ ở một nơi nào đó trong một thời gian nhất định. Sự khác nhau giữa
phần nớc đến và đi ở bất kỳ thời điển nào trong lu vực thể hiện sự thay đổi trữ lợng
nớc trong lu vực. Do vậy, vùng đợc che phủ thể hiện thể tích giữ nớc liên quan tới
khả năng trữ.
Một số khái niệm, áp dụng cho các lu vực nhỏ hoặc các lu vực lớn khó có thể
thêm vào đợc, chính điều đó tất cả các thuật ngữ bị mất có thể không đợc biết đến
trong kho nớc. Một lu vực đợc xác định nh là một vùng đất tại đó nớc chảy về một
cửa sông duy nhất và đợc phân chia với các lu vực khác bởi một đờng phân thuỷ của
lu vực. Công thức toán học mới cho một thời đoạn nhất định của toàn bộ kho nớc
trong hình 1.1, trong các đơn vị của độ sâu (in hoặc cm) trên lu vực.
P – R – G – E – T = ∆S

(1.2)

trong đó:
P: Lợng ma.
R: Dòng chảy mặt.
G: Dòng chảy ngầm.
27


E: Lợng bốc hơi.
T: Lợng nớc thoát ra.
S: Sự thay đổi trữ lợng nớc trong lu vực.

Hình 1.2 Một hệ thuỷ văn đơn giản

Hệ số dòng chảy có thể đợc xác định bằng tỷ số R/P. Chú ý rằng lợng thấm I mất
mát từ bề mặt tới nớc ngầm, sau đó lại chảy ra khỏi lu vực. Các đơn vị đo inchs (hoặc
cm) mô tả một phần thể tích nớc của lu vực.

Ví dụ 1.1

Cân bằng nớc

Trong một tháng, một hồ 300 mẫu có lợng nhập lu là 15 (ft3/s), lợng thoát ra là
13 (ft3/s), tổng lợng trữ nớc tăng là 16 (ac-ft), lợng ma đo đợc trong hồ trong một
tháng là 1.3 (inchs). Giả thiết rằng lợng thấm trong hồ là rất đáng kể, hÃy xác định
lợng hơi nớc mất trên toàn hồ.

giải:
áp dụng phơng trình cân bằng nớc cho lợng nớc đến và đi trong hồ là:
E = I – O + P - ∆S
mµ

15( ft 3 / s).( acre / 43,560 ft 2 ).12(in / ft).3600( s / giờ ).(24 giờ / ngày).30(ngày / thá ng ).1(thá ng)
300( acre)
= 35.70 (inchs).
I=

28


12( ft 3 / s).( acre / 43,560).12(in / ft).3600( s / giờ ).24( giờ / ngày).30( ngày / thá ng).1( th¸ ng)
300( acre)
= 30.94 (in).
16( ac − ft).12(in / ft)
∆S =
== 0.64 (in) .
300( acre)

O=

suy ra E = 35.70 – 30.94 + 1.3 – 0.64 = 5.42 (in).

VÝ dô 1. 2

Cân bằng nớc lu vực

Trong một năm, một lu vực với diên tích 2500 km2 nhân đợc 130 cm ma. Sự
thay đổi lu lợng trong một năm đo đợc là 30 m3/s. HÃy tính tổng lợng nớc mất do
các nhân tố ảnh hởng bốc hơi, lợng nớc thấm xuống nớc ngầm, lợng nớc thoát.
Dòng chảy tới sông trong một năm là bao nhiêu (theo cm)? Hệ số dòng chảy?

giải

Theo phơng trình cân bằng nớc ta có:
ET + G = P R - S
Giả thiết rằng mực nớc không thay đổi trong một năm, nghĩa là S = 0
30(m 3 / s).86400( s).365.100( cm / m)
2500 km 2 .1000(m / km) 2
= 130 37,9 = 92,1 (cm)

ET + G = 130( cm) −

VËy, víi 92,1 cm mÊt do tỉn thất, còn 37,9 cm dòng chảy cung cấp cho sông:
Hệ số dòng chảy sẽ là
R/P = 37,9/130
R/P = 0.29.

1.3

Giáng thuỷ
Giáng thuỷ là thành phần quan trọng của vòng tuần hoàn nớc. Ma, tuyết, hoặc
ma đá là các dạng biểu hiện của giáng thuỷ và thờng nhận đợc từ hơi ẩm khí
quyển. Trong quá trình đi lên hơi nớc bị lạnh đi, ngng tụ và hình thành các giọt nớc
trớc khi giáng thuỷ có thể xuất hiện. Theo điều kiện chuyển động thẳng đứng của khí
quyển ma đợc phân chia thành:
1) Đối lu, do sự đốt nóng mÃnh liệt của không khí sát mặt đất dẫn đến sự dÃn nở,
phát triển theo chiỊu cao cđa kh«ng khÝ.
29


2) Xoáy, do sự kết hợp chuyển động của những khối khí lớn, nh trong trờng hợp
của các front nóng và front lạnh.
3) Địa hình, do sự nâng cơ học của những khối không khí ẩm trên những dÃy núi

nh ở Tây Bắc Thái Bình Dơng.
Độ ẩm không khí
Độ ẩm không khí là nguồn cung cấp chủ yếu cho giáng thuỷ và hơi ẩm này nhận
đợc từ sự bốc hơi nớc và thoát hơi thực vật. Lợng ma trên nớc Mỹ lớn bởi vì sự
bốc hơi trên đại dơng và sự vận chuyển vào lục địa thuận lợi bởi hệ thống tuần hoàn
khí quyển.
Các đại lợng độ ẩm thông dụng bao gồm áp suất hơi nớc, độ ẩm riêng, tỉ lệ hỗn
hợp, độ ẩm tơng đối và nhiệt độ điểm sơng. Dới những điều kiện nhiệt ẩm, hơi nớc
có thể đợc xem nh khí lí tởng, điều này cho phép nhận đợc những quan hệ đơn
giản giữa áp suất, mật độ và nhiệt độ.
áp suất riêng là áp suất tác động bởi một phần tử khí lên trên bề mặt một bình
chứa hỗn hợp khí. áp suất riêng phần gây bởi hơi nớc đợc gọi là áp suất hơi nớc và
có thể đợc xác định từ quy luật Dalton và quy luËt khÝ lÝ t−ëng :
ρ RT
(1.3)
e= w
0.622

trong ®ã:
e : áp suất hơi nớc (mb)
w : mật độ hơi nớc hoặc độ ẩm tuyệt đối (g/cm3)

R : hằng số không khÝ kh« = 2.87 * 103 (mb cm3/goK)
T : nhiƯt độ tuyệt đối (oK)
Thừa số 0.622 là kết quả của trọng lợng phân tử nớc trên trọng lợng phân tử
không khí. Gần bề mặt Trái Đất áp suất hơi nớc bằng 1-2% của tổng áp suất khí
quyển, ở đây áp suất trung bình khí quyển là 1013.2 mb (1mb = 102 pascal (Pa)). áp
suất hơi nớc bÃo hoà là áp suất riêng phần của hơi nớc khi không khí hoàn toàn bÃo
hoà ( không có sự bốc hơi xuất hiện nữa) và là một hàm của nhiệt độ
Độ ẩm tơng đối (H) là tỉ lệ của lợng hơi nớc có trong không khí với lợng hơi

nớc trong không khí ở ®iỊu kiƯn b·o hoµ cïng nhiƯt ®é H = 100 e/es vì thế độ ẩm
tơng đối 50% có nghĩa là khí quyển có thể giữ đợc 50% lợng hơi ẩm dới điều kiện
bÃo hoà ở nhiệt độ đó
Độ ẩm riêng là khối lợng hơi nớc có trong một đơn vị khối lợng không khí ẩm
(g/g) và bằng w/m, w là mật độ hơi nớc và m là mật độ không khí ẩm. Sử dụng định
luật Dalton và giả định rằng khí quyển chỉ bao gồm không khí và hơi nớc ta cã

ρm =

( P − e) + 0.622 e
ρ
=
(1 − 0.387 e / P )
RT
RT

(1.4)

C«ng thøc 1.4 thĨ hiƯn r»ng không khí ẩm thực sự nhẹ hơn không khí khô ở cùng
áp suất và nhiệt độ. Vì thế:
30


q=

w
0,622 e
=
m
P 0.387 e

(1.5)

q: độ ẩm riêng (g/g)
e: áp suất hơi nớc (mb)
P: toàn bộ áp suất khí quyển (mb)
m: mật độ hỗn hợp của không khí khô và không khí ẩm (g/cm3)

Nhiệt độ điểm sơng Td là nhiệt độ mà tại đó khối không khí bắt đầu bÃo hoà (e =
es) khi lạnh đi tại áp suất và dung tích hơi ẩm không đổi. áp suất hơi nớc bÃo hoà là
hàm của điểm sơng Td.

4278.6

e s = 2.7489 × 10 8 exp⎜ −
⎜ T + 242.79 ⎟
d
⎝
⎠

(1.6)

trong ®ã: es ®o b»ng mb vµ Td lµ oC. Quan hệ này chính xác khoảng 0.5% của bảng giá
trị (1966 ) trong khoảng nhiệt độ từ 0 tới 40oC.
Quan trắc hơi ẩm trong khí quyển thờng đợc sử dụng để phân tích trong dự báo
thời tiết và giáng thuỷ có thể xảy ra trên từng vùng riêng biệt. Chi tiết hơn về ứng
dụng của chúng có thể tìm thấy trong tµi liƯu chn (Eagleson, 1970 ; Hess, 1959 ;
Wallace vµ Hobbs, 1977)
Giai đoạn biến đổi
Theo trình tự, hơi nớc bắt đầu ngng tụ hình thành giáng thuỷ, một dạng tồn tại

khác của độ ẩm không khí là ẩm nhiệt. ẩm nhiệt ngng tụ Lc cân bằng với ẩm nhiệt
bay hơi Le, tổng lợng nhiệt cần thiết để biến đổi nớc thành dạng hơi ở cùng nhiệt độ,
với T đo bằng oC:
L e = − Le = 597.3 − 0.57(T − 0 0 C )

(1.7)

trong ®ã: Le: cal/g Èm nhiƯt tan và đóng băng cũng có quan hệ:
Lm = L f = 79.7

trong đó: Lm cũng có đơn vị cal / g. Các nhà khí tợng học sử dụng hơi ẩm và ẩm nhiệt
là khái niệm thông dụng của nhiệt độ và áp suất biểu thị cho sự lạnh đi và nóng lên của
độ ẩm không khí trong khí quyển. TØ lƯ nhiƯt ®é thay ®ỉi theo ®é cao trong khí quyển
gọi là gradien đoạn nhiệt khí quyển. Cũng nh độ ẩm, khi không khí không bÃo hoà
thăng lên, độ ẩm tăng lên.Và đạt đến độ cao nào đó độ ẩm lúc này là 100%. Sự lạnh đi
hơn nữa của không khí là kết quả của sự ngng tụ của hơi nớc tại mức ngng kết xác
định. ẩm nhiệt ngng tụ giải phóng làm nóng không khí và làm giảm gradien đoạn
nhiệt khí quyển. ẩm nhiệt trao đổi này là nguồn năng lợng chính hình thành gió xoáy
và bÃo nhiệt đới
Có thể quan sát thấy rằng một quan hệ không thật cần thiết tồn tại giữa tổng
lợng hơi nớc và kết quả giáng thuỷ trên từng vùng. Vì thế quá trình ngng tụ có thể
xảy ra trong mây mà không có sự hình thành giáng thuỷ trên bề mặt đất. Các quá
trình thời tiết khác phải đợc nghiên cứu kĩ để nắm đợc tất cả cơ chế của giáng thuỷ.

31


Nguyên nhân và cơ chế thành tạo
Nhiệt độ dới điểm bÃo hoà hơi nớc làm không khí lạnh đi và quá trình ngng tụ
của hơi nớc trong mây xảy ra. Điều này thờng xảy ra với áp suất và nhiệt độ thấp

theo chiều thẳng đứng. Một nửa khối lợng của khí quyển nằm trong khoảng 18000 ft
từ bề mặt chứa phần lớn mây và hơi ẩm
Quá trình ngng tụ có thể tạo ra bởi:
(1) Sự lạnh động lực hoặc sự lạnh đoạn nhiệt (không có tổn thất nhiệt ra xung
quanh) là đợc miêu tả đầu tiên,
(2) Sự trộn lẫn của các khối không khí có nhiệt độ khác nhau,
(3) Tiếp xúc lạnh,
(4) Sự lạnh đi do bức xạ.
Sự lạnh động lực là quá trình quan trọng nhất của giáng thuỷ có thể thấy đợc.
Sơng, sơng muối và sơng mù là sản phẩm phụ của quá trình giáng thuỷ. Nguyên
nhân gây ra bởi sự tiếp xúc và sự lạnh đi do bức xạ.
Các nhân ngng tụ phải tồn tại đối với sự hình thành các giọt nớc nhỏ, các nhân
này đến tõ nhiỊu ngn nh− mi biĨn, bơi tõ ®Êt sÐt, sản phẩm đốt cháy của công
nghiệp và của núi lửa, kích cỡ của chúng dao động từ 0.1 à tới 10 à . Những giọt nớc
thờng có đờng kính 0.01 mm. Khi chúng đạt tới 0.5 mm chỉ lúc đó mới đủ điều kiện
để hiện tợng giáng thuỷ xảy ra. Có thể mất một giờ để cho những giọt ma nhỏ (1
mm) lớn lên thành phần tử ngng tụ. ẩm nhiệt trong không khí tăng lên làm không
khí lạnh đi, đạt tới trạng thái bÃo hoà, hơi nớc bắt đầu ngng tụ hầu hết những nhân
hoạt động. Cơ chế quan trọng làm tăng kích thớc của giọt nớc trong trạng thái đầu là
sự khuyếch tán của các phần tử nớc xuống, gradien áp suất hơi nớc theo hớng bề
mặt. Khi những giọt tăng lên đủ khối lợng, chúng bắt đầu di chuyển toàn bộ theo
mây. Tuy nhiên một số quá trình khác phải hỗ trợ cho sự tăng kích thớc của những
giọt nớc đến 0.5 - 3 mm để khắc phục sức cản không khí và để ma rơi xuống. Những
quá trình này bao gồm cả quá trình kết hợp và quá trình kết tinh.
Quá trình kết hợp dợc nghiên cøu phỉ biÕn trong mïa hÌ lµ m−a rµo. Khi ma
rơi, những giọt nớc nhỏ sẽ bị những giọt nớc lớn bắt kịp và kích thớc các hạt tăng
lên qua va chạm. Điều này có thể tạo ra một lợng ma đáng kể, đặc biệt trong những
đám mây tích ẩm trong những vùng nhiệt đới
Quá trình kết tinh băng hút các nguyên tử kết tinh ngng tụ bởi áp suất thấp của
hơi nớc.Kích thớc băng kết tinh tăng lên qua sự tiếp xúc và va chạm với các phân tử

khác là nguyên nhân những bông tuyết đợc hình thành. Những bông tuyết có thể thay
đổi trong ma khi đi vào nơi nhiệt độ không khí cao hơn nhiệt độ kết tinh. Ma tuyết
và tuyết tan đợc biểu hiện ở phần 2.8.
Các nhân ngng kết có thể do nhân tạo tác động đến mây và gây ra ma trong
những điều kiện nào đó, các hạt băng kết tinh lớn lên qua việc tiếp xúc giữa các phần
tử. Trong vấn đề làm ma nhân tạo để kiểm soát thời tiết còn tồn tại nhiều vấn đề về
kỹ thuật và pháp lý.
Nh đà nói ở trên, nguyên nhân của hầu hết quá trình ngng tụ gây ma rào là sự
32


lạnh động lực hoặc sự lạnh đoạn nhiệt. Giáng thuỷ có thể đợc phân loại theo điều kiện
của chuyển động không khí theo chiều thẳng đứng : đối lu, gió xoáy và địa hình núi
mô tả dới dạng biểu đồ. Địa hình núi ảnh hởng trớc tiên liên quan đến dÃy núi là
nguyên nhân không khí bị nâng lên theo chiều thẳng đứng, và giáng thuỷ hoặc tuyết
bắt gặp phổ biến trên những sờn dốc phía tây. Những sờn dốc phía đông hớng về
vùng khô và nóng. Hầu hết những cơn ma có cờng độ lớn liên quan lụt lội ở nơi ma
dông nguyên nhân bởi các cơn bÃo đối lu. Các cơn ma dông bắt đầu bằng sự thăng
lên của các đám mây và có thể đạt tới độ cao 25000 – 40000 ft víi tèc ®é giã theo chiều
thẳng đứng 35 70 m/ph trong dòng khí đi lên. Trong những vùng lÃnh thổ, bÃo và gió
xoáy cờng độ mạnh kết hợp với áp suất thấp có thể tạo ra lợng ma rất lớn kéo dài
một thời gian. VÝ dơ vỊ m−a r¬i trong 24 h ë Alvil, Taxas, trong suốt tháng VII-1979 ghi
chép trong lục địa Hoa Kỳ. Điều này thậm chí đợc kết hợp với bÃo Claudette trong
vịnh Mexico. Thông tin chi tiết hơn về chế độ giáng thuỷ có thể tìn thấy trong Eagleson
(1970), Gray(1970), và Wallace, Hobbs(1977).

Hình 1.3. Cơ chế giáng thuỷ

Điểm giáng thuỷ
Một lợng dữ liệu đáng kể có sẵn trong Trung tâm thời tiết quốc gia và Cục Công

binh Mỹ. Mạng lới trạm đo ma quốc gia cho thấy sự biến thiên lợng ma theo
không gian và thời gian, thể hiện trong hình 1.4. Nguồn gốc chính của hơi nớc cho
giáng thuỷ là bốc hơi từ đại dơng, vì thế P có xu hớng lớn hơn gần đờng bờ biển, với
sự biến dạng bởi ảnh hởng của địa hình núi, tác động của sự thay đổi theo độ cao qua
các dạng núi. Thông thờng số lợng và tần số xuất hiện của P là lớn hơn trên các sờn
núi chắn gió thổi tới (bờ phía Tây của Hoa Kỳ) và ít hơn phÝa s−ên kht giã, thĨ hiƯn
trong h×nh 1.4. Spreen (1947) nghiên cứu về ảnh hởng của địa hình lên giáng thuỷ và
tìm sự tơng quan của bốn thông số trong miền tây Colorado : độ cao, độ dốc, hớng và
sự lộ quang miền tây Colorado.
Sự biến thiên thời gian của giáng thuỷ xảy ra theo mùa hoặc trong khoảng thời
gian một cơn ma, và phân bố đa dạng theo kiểu ma, cờng độ, thời gian kéo dài và
thời gian của năm. Gió thịnh hành và nhiệt độ tơng đối của đất và trên đại dơng
cũng có ảnh hởng. Lợng ma lớn nhất ghi đợc trong sáu thành phố chính của Mỹ
thể hiện trong bảng 1.1. Lợng ma trong thời đoạn 24 h, vÝ dơ kÐo dµi tõ thÊp 4.67 in.
(119 mm) ë San Francisco tíi cao 43 in. (1092 mm) ë Houston.
33


Bảng 1.1 Số liệu ma lớn nhất trong sáu thành phố chính, đơn vị in. (mm)

Vị trí

Phút
5

NewYork, N.Y

Giờ

15

30

1

6

24
9.55(243)

7/10/1905

8/12/1926

8/26/1947

10/1/1913

10/8/1903

0.88(22)

1.39(35)

2.56(65)

3.47(88)

4.82(148)

8.78(223)

8/8/1923

8/8/1923

7/23/1933

7/9/1942

8/15/1946

1.00(25)

1.90(35)

3.18(81)

4.71(120)

8.62(219)

14.01(356)

4/25/1953

4/25/1953

4/25/1953

9/6/1926

4/15/1927

0.91(23)

1.57(40)

1.99(51)

2.20(56)

2.91(74)

6.53(166)

7/25/1965

7/25/1965

8/23/1921

8/23/1921

5/21/1876

0.33(8)

0.65(17)

0.83(21)

1.07(27)

2.34(59)

4.67(119

11/25/1926

11/4/1918

3/4/1912

3/4/1912

10/11/1962

1/29/1881

-

-

-

4.00(102)

15.67(397)

43.00(1092)

-

Huoston, Tex

4.44(113)

7/14/1912
San Francisco,Calif

2.97(75)

2/5/1955
Denver,Colo.

2.34(59)

3/5/1897
New Orleans,La

1.63(41)

7/5/1973
St.Louis, Mo.

1.02(26)

-

-

7/25/1979

7/25/1979

7/25/1979

Hình 1.4. Phân bố giáng thuỷ trung bình

34


Theo những mùa khác nhau đợc thể hiện trong hình 1.5, những giá trị thể hiện
gây lầm lẫn trong đó những cơn ma dông hoặc bÃo nhiệt đới với cờng độ cao có thể
gây ra ma rào 15 30 in. trong khoảng nhiều ngày, dọc theo bờ vịnh và bờ Đại Tây
Dơng. Tính thờng xuyên hoặc thậm chí sự thay đổi chi tiết của ma rào thờng là rất
quan trọng đối với việc xây dựng bản đồ nguồn tài nguyên nớc, đặc biệt là hệ thống
cấp thoát nớc đô thị. Những số liệu nh thế chỉ có sẵn từ những hệ thống thu ma
phức tạp, thờng tìm thấy ở những đô thị rộng lớn.
Hệ thống máy tính đo ma đợc cung cấp bởi trung tâm thời tiết quốc gia và trung
tâm địa chất Mỹ. Dụng cụ đo giáng thuỷ có thể tự ghi hoặc không phải dạng tự ghi,
nhng dụng cụ ghi là thếp giấy theo thời gian phân bố của ma nếu đợc yêu cầu,
thờng là trờng hợp cho thoát nớc đô thị hoặc công việc kiểm tra lũ lụt. Dụng cụ ghi
điều kiển từ một đầu pít tông nhỏ ghi lên giản đồ trắng, giấy ghi, hoặc dữ liệu 0.01 in.
của trận ma. Dữ liệu đợc trình bày trong bảng 1.7 (b) nh đờng cong khối lợng luỹ
tích và có thể sẵn sàng giải thích cho sự thay đổi tổng dung lợng và mật độ. Các quan
sát viên sử dụng ghi chép hàng ngày hoặc 12h lợng ma rơi (in. hoặc cm) với dụng cụ
không tự ghi và vì thế loại thiết bị này cung cấp ít thông tin về về cờng độ.
Hệ thống 5 đến 10 máy đo trên 100 mi2 là nhu cầu trong vùng đô thị để xác định

lợng ma thay đổi. Chi phí để bảo quản hệ thống rất đắt nếu không thiết bị sẽ phủ
nhận kết quả của hệ thống thậm chí dự báo các cơn ma sai. Những máy đo ma đợc
đề cập đến trong phần 1.6 thờng đặt gần máy đo vận tốc dòng chảy, thời gian và khu
vực phân bố thay đổi trong cơn ma rất quan trọng trong quyết định toàn bộ câu trả
lời về thuỷ văn và đợc đề cập đến chi tiết hơn ở sau.

Hình 1.5. Phân bố chuẩn giáng thuỷ tháng ở Mỹ

Điểm ma rơi có thể biểu thị nh tổng lợng ma tích luỹ hoặc cờng độ ma từ
dụng cụ đặc biệt. Biểu thị đầu tiên có thể tham khảo nh đờng cong tích luü khèi
35


lợng (hình 1.6 a) có thể phân tích sự thay đổi của cơn bÃo để quyết định tần số và đặc
điểm của trận ma tại vị trí đà cho. Biểu đồ quá trình ma biểu thị cờng độ ma (in. /
giờ) với thời gian và đợc miêu tả trong ví dụ 1.3. Biểu đồ quá trình ma thờng đợc
sử dụng nh đầu vào của mô hình tính toán thuỷ văn cho l−u vùc.

H×nh 1.6. M−a ë Houston, Texas. a) M−a tích luỹ 24-26 tháng 7, 1979.

Ví dụ 1.3

Biểu đồ quá trình ma và tích luỹ giáng thuỷ

Đồ thị đa ra trong hình E1.3 (a) ghi lại lợng ma từ hai trung tâm địa chất Mỹ
cho cơn ma 30 - VIII tới 3- IX-1981, thời kỳ giữa 2:45 sáng và 2:00 chiều 31-8.Với dữ
liệu đa ra phát triển bản đồ quá trình cơn ma và đờng cong khối lợng. Tìm cờng
độ ma lớn nhất cho mỗi trạm in./giờ
36

Hình 1.6. Ma ở Houston, Texas.
b) Đờng tổng lợng ma 24-26 th¸ng 7, 1979

37


Giải
Từ bản đồ quá trình ma, chúng ta lấy số liƯu thêi kú sau trõ ®i sè liƯu cđa thêi kì
trớc. Ví dụ 3.70 bị trừ từ 3.73 đa ra 0.03 in. /15 phót. Chóng ta biÕn ®ỉi nã ra in.
/giờ.
(3.73 3.70)in.
= 0.12 in./giờ
0.25 giờ

Bởi vì dữ liệu đợc ®−a ra theo kiĨu l tÝch, d÷ liƯu cđa ®−êng cong khối lợng
đợc đơn giản hoá nh hình E1.3 b.
Cờng độ lớn nhất của trạm 4800 xảy ra giữa 1000 vµ 1015 vµo 31-8 lµ
(6.98 − 6.23)in.
= 3.0 in/giê
0.25 giê

cho trạm đo 303 R
(6.33 5.55)in.
= 3.2 in./giờ
0.25 giờ

là cờng độ lớn nhất, xảy ra giữa 0630 và 0645. Những cờng độ lớn nhất này xuất
hiện nh gờ cao nhất trên đờng quá trình ma và nh vùng của độ dốc lớn nhất trên
đờng cong tích luỹ ma. Những phác hoạ này thực tế đờng cong khối lợng là tích

phân của đờng quá trình ma trong lí thuyết xác suất hàm luỹ tích phân bố là tích
phân của hàm mật độ xác suất.

Trạm . số. 08074800

Bản ghi ma và dòng chảy

Lợng nớc năm 1981

Trạm đo Keegans
Đờng cạnh Houston, Tex
trận bÃo từ ngày 30/8 đến ngày 3/9/1981
Ngày và giờ

Số trạm

Giáng thuỷ
luỹ tích
( in. )

Lu lợng
(in. ft3/s )

Dòng chảy
luỹ tích
( in.)

4800

303 R

0245

3.07

3.23

3.42

1290.0

0.6362

0300

3.73

3.25

3.44

1310.0

0.6804

0315

3.80

3.30

3.50

1300.0

0.7241

0330

3.99

3.63

3.77

1300.0

0.7679

0345

4.00

3.78

3.87

1310.0

0.8121

0400

4.04

3.83

3.91

1320.0

0.8565

0415

4.06

3.85

3.93

1300.0

0.9003

0430

4.08

3.85

3.94

1280.0

0.9434

0445

4.23

4.05

4.12

1270.0

0.9862

0500

4.28

4.11

4.18

1260.0

1.0287

31/9

38


Trạm . số. 08074800

Bản ghi ma và dòng chảy

Lợng nớc năm 1981

Trạm đo Keegans
Đờng cạnh Houston, Tex
trận bÃo từ ngày 30/8 đến ngày 3/9/1981
Ngày và giờ

Số trạm

Giáng thuỷ
luỹ tích
( in. )

Lu lợng
(in. ft3/s )

Dòng chảy
luỹ tích
( in.)

4800

303 R

0515

4.53

4.15

4.30

1280.0

1.0718

0530

4.63

4.29

4.43

1300.0

1.1156

0545

4.76

4.33

4.50

1310.0

1.1597

0600

4.90

4.70

4.78

1330.0

1.2045

0615

4.98

5.10

5.05

1410.0

1.2520

0630

5.08

5.55

5.36

1500.0

1.3025

0645

5.20

6.33

5.88

1600.0

1.3564

0700

5.26

6.63

6.08

1710.0

1.4140

0715

5.28

6.71

6.14

1740.0

1.4727

0730

5.30

6.77

6.18

1780.0

1.5326

0745

5.38

6.85

6.26

1770.0

1.5922

0800

5.40

6.91

6.31

1770.0

1.6519

0815

5.44

6.95

6.35

1740.0

1.7105

0830

5.53

7.01

6.42

1710.0

1.7681

0845

5.58

7.07

6.47

1690.0

1.8250

0900

5.60

7.13

6.52

1680.0

1.8816

0915

5.64

7.18

6.56

1640.0

1.9369

0930

5.70

7.33

6.68

1610.0

1.9911

0945

6.08

7.53

6.95

1650.0

2.0467

1000

6.23

8.16

7.39

1690.0

2.1036

1015

6.98

8.63

7.97

1890.0

2.1673

1030

7.00

8.84

8.10

2100.0

2.2380

1045

7.28

9.00

8.31

2130.0

2.3098

1100

7.40

9.40

8.60

2170.0

2.3829

1115

7.43

9.45

8.64

2190.0

2.4566

1130

7.68

9.50

8.77

2220.0

2.5314

1145

7.86

9.52

8.86

2240.0

2.6069

1200

7.90

9.53

8.88

2270.0

2.6833

1215

7.93

9.54

8.90

2220.0

2.7581

39


Trạm . số. 08074800

Bản ghi ma và dòng chảy

Lợng nớc năm 1981

Trạm đo Keegans
Đờng cạnh Houston, Tex

Giáng thuỷ

trận bÃo từ ngày 30/8 đến ngày 3/9/1981
Ngày và giờ

luỹ tích
( in. )

Số trạm

Lu lợng
(in. ft3/s )

Dòng chảy
luỹ tích
( in.)

4800

303 R

1230

7.96

9.55

8.91

2170.0

2.8312

1245

7.96

9.56

8.92

2120.0

2.9026

1300

7.96

9.57

8.93

2070.0

2.9724

1315

7.96

9.58

8.93

2010.0

3.0401

1330

7.96

9.59

8.94

1950.0

3.1058

1345

7.96

9.60

8.94

1860.0

3.1684

1400

7.96

9.61

8.95

1780.0

3.3783

Hình E1.3 (a)

Hình 1.7. Tr¹m tù ghi

40


Phơng pháp thống kê (chơng 3) đợc áp dụng vào chuỗi số liệu ma trong một
thời gian dài. Ví dụ thời gian ma rào khác nhau khoảng từ 5 phút đến 1440 phút có
thể đợc phân tích để hình thành một số ớc lợng của của 10 biến cố xác suất. Những
số liệu này đợc gắn với một đờng để tạo thành một trong những đờng cong cờng độ

thời gian tần số trong hình 1.8. Những đờng xác suất IDF khác nhận đợc trong
những kiểu tơng tự nh năm thứ 2, 5, 25, 50 và 100. Chúng ta cã thĨ nhËn thÊy r»ng
c−êng ®é m−a cã xu h−íng giảm khi thời gian ma tăng trên mỗi đờng cong IDF. Thay
cho việc phân tích lịch sử chuỗi thời gian m−a, ®−êng cong IDF cã thĨ sư dơng ®Ĩ thiÕt
kÕ kết quả ma, nh 24 giờ, ma 25 năm và có thể sử dụng nh đầu vào của mô hình
thuỷ văn cho thiết kế lu vực và điều tiết lũ (chơng 6).

Hình E1.3(b)

Điều này cần thiết để ớc lợng điểm ma ở một vị trí đà cho từ giá trị thu đợc ở
các trạm xung quanh. Trung tâm thời tiết quốc gia đà phát triển lý thuyết trên cơ sở
trọng số trung bình của các giá trị lân cận. Trọng số là số nghịch đảo tổng bình phơng
của khoảng cách từ điểm liên quan.Vì thế
D2 = x2 + y2
W = 1/D2 = Träng l−ỵng
L−ỵng m−a −íc l−ỵng = ∑ Pi Wi / Wi
Vùng giáng thuỷ
Lớp nớc ma trung bình trên một đơn vị diện tích thờng đợc đòi hỏi để dự đoán
phản ứng thuỷ văn của lu vực hoặc để xây dựng tần suất ma thiết kế. Tồn tại ba
phơng pháp tính ma cơ bản: trung bình số học, đa giác Thái Sơn và đờng đẳng trị.
41


Phơng pháp đơn giản nhất là trung bình số học của những điểm ma từ những
trạm đo có sẵn. Phơng pháp này đợc thoả mÃn nếu các trạm đo phân bố đều và sai
khác của mỗi trạm không quá xa lợng ma trung bình.
Phơng pháp đa giác Thái sơn (hình 1.9 b) theo trọng số ma rơi từ mỗi trạm. Vẽ
đờng nối giữa vị trí các trạm trên bản đồ. Các đờng trung trực đợc vẽ để tạo thành
những đa giác xung quanh mỗi trạm, và tỉ lệ diện tích của mỗi đa giác Ai, tổng diện tích
At bên trong đờng phân nớc đợc sử dụng với trọng số ma rơi của mỗi trạm.

Phơng pháp này đáng chú ý với mỗi mạng lới trạm đo không cho phép sử dụng đối
với lu vực chịu sự ảnh hởng địa hình nhng đợc sử dụng rộng rÃi nhất trong 3
phơng pháp trên.

Hình 1.8.Biểu đồ thời khoảng ma

Phơng pháp đờng đẳng trị lợng ma bao gồm các đờng nối các điểm có cùng
42


lợng ma và là phơng pháp chính xác nhất. Tuy nhiên, cần có một mạng lới trạm
rộng lớn để vẽ chính xác các đờng đẳng trị. Tính toán lợng ma trên cơ sở xác định
lợng ma trung bình giữa mỗi cặp đờng đẳng trị, nhân với diện tích giữa chúng, cộng
tổng các giá trị này chia cho tổng diện tích. Phơng pháp đẳng trị lợng ma có thể
gồm cả ảnh hởng sơn văn và hình thái ma, có thể biểu hiện chính xác một kiểu bản
đồ của lợng ma.
a) Phơng pháp bình quân số học
1.8 + 1.2 + 1.0
= 1.33in
3

b) Phơng pháp đa giác Thaison
Pi

A

A/AT

Pi/(A/AT)

2.0

1.5

0.064

0.13

1.8

7.2

0.305

0.55

1.2

5.1

0.216

0.26

1.0

9.8

0.415

0.42



23.6

1.000

1.35 (in)

c) Phơng pháp đờng đẳng trị
Giá trị

A

P

V

2.0

5.1

1.9

9.69

1.8

9.8

1.5

14.7

1.2

3.1

1.1

3.41

1.0

5.6

0.5

2.8

Hình 1.9. Các phơng pháp tính ma bình quân

23.6

30.6

Ma trung bình = 30.6/23.6 = 1.30 (in)

Ví dụ 1.4

Các phơng pháp xác định lợng ma trung bình

Một diện tích 34 mi2 có một hệ thống 7 trạm đo ma đợc thể hiện trên bản đồ
hình E1.4.Sử dụng lợng ma mỗi trạm trong bảng, xác định lợng ma trung bình
lu vực sử dụng (a) trung bình số học và (b) phơng pháp đa giác Thái Sơn

43


Trạm

Lợng ma (in.)

A

5.13

B

6.74

C

9

D

6.01

E

5.56

F

4.98

G

4.55

Giải
a) Đối với phơng pháp trung bìmh số học chỉ có những trạm bên trong đờng phân
lu đợc sử dụng, trong ví dụ này là các trạm B và D. Vì vậy theo phơng pháp trung
bình số học là:
(6.74 in. + 6.01 in.)/2 = 6.38 in.
b) Bớc đầu tiên trong phơng pháp Thái Sơn là nối tất cả các trạm đo ma bằng
những đờng thẳng sao cho không có hai đờng nào tạo thành một góc lớn hơn 90o. Kết
quả là một hệ thống những đờng thẳng thể hiện bằng những đờng nét đứt trong hình
1.4 (b). tiếp theo, chúng ta dựng đờng thẳng trung trực của những đờng kẻ đứt. Các
đờng trung trực giao nhau trong mỗi tam giác. Kết quả là các đa giác bao quanh mỗi
một trạm đo đợc biết nh là đa giác Thái Sơn.Diện tích mỗi đa giác trong gianh giới
phân lu là đợc đo bởi dụng cụ đo diện tích hoặc đếm ô vuông trên giấy kẻ ô.

Hình E1.4 a

Và mỗi diện tích này đợc chia cho tổng diện tích lu vực rồi nhân với lợng ma
các trạm tơng ứng. Tổng các giá trị tính đợc ở trên là lợng ma trung bình của toàn
lu vực. Kết quả tính toán thể hiện trong b¶ng sau:

44


Hình E1.4 b

Trạm

Pi

Ai

Ai/AT

Pi(Ai/AT)

A

5.13

1.01

0.030

0.15

B

6.74

3.91

0.115

0.78

C

9.00

3.42

0.101

0.91

D

6.01

13.01

0.383

2.3

E

5.56

3.75

0.110

0.61

F

4.98

5.23

0.154

0.77

G

4.55

3.64

0.107

0.49

34.00

1.000

6.01

Vậy lợng ma trung bình lu vực tính theo phơng pháp đa giác Thái Sơn là:
6.01 in

1.4.

Bốc hơi và bốc thoát hơi nớc
Bốc hơi là quá trình xảy ra trong khí quyển mà tại đó nớc chuyển từ thể rắn hoặc
lỏng sang thể khí. Bốc thoát hơi đợc biết đến nh là một sự kết hợp tổn thất hơi nớc
qua thảm phủ thực vật và bề mặt đất.
Kiến thức về quá trình bốc hơi là cần thiết cho việc dự báo tổn thất nớc do bốc hơi
ở hồ chứa. Tại Mỹ, tổng lợng bốc hơi chiếm khoảng 70% lợng ma bình quân năm.
45