Mô hình toán thủy văn lưu vực nhỏ - Chương 5 doc

C
C
h
h


ơ
ơ
n
n
g
g


5
5




Dòng chảy mặt, tích trữ và vận chuyển
5.1 Các tiếp cận mô hình lu vực sông 284
5.2 Khái niệm hoá các thành phần 286
5.3 Sự phát triển biểu đồ thủy văn quan niệm 292
5.4 Thuyết dòng chảy mặt 301
5.5 Dòng chảy tràn trạng thái ổn định 315
5.6 Mô phỏng dòng chảy mặt với các mô hình
thông số tập trung
330
5.7 Các mô hình liên kết 349
5.8 Mô hình lu vực thông số phân phối dòng chảy bề mặt 357

5.9 Lựa ch
ọ
n các thành phần theo các mối quan hệ
và theo các mô hình.
360
5.10 364Tài liệu tham khảo


281

282
Dòng chảy mặt, tích trữ và vận chuyển
Tác giả:
LF. Huggins, Head, Khoa Kỹ thuật Nông nghiệp, trờng Đại học
Purdue, West Lafayette, IN
J.R. Burney, Head, Khoa Kỹ thuật Nông nghiệp, trờng Đại học
Kỹ thuật của Nova Scotia, Halifax, N.S.


Dòng chảy mặt là một phần của giáng thủy, nó tồn tại trong suốt thời
gian ma cũng nh ngay sau khi có một cơn ma, và sau cùng xuất hiện nh là
dòng chảy trong mạng lới sông suối của một lu vực. Những dòng chảy đó có
thể bắt nguồn từ sự chuyển động trực tiếp của nớc trên mặt đất khi lợng
giáng thủy vợt quá giới hạn thấm, hoặc nó có thể bắt nguồn từ sự xuất hiện
của nớc trong đất vào các đờng thoát nớc. Và trong chơng này sẽ trình bày
các phơng pháp định lợng các quá trình vật lý nói trên.
Để lựa chọn một phơng pháp mô hình hoá một thành phần bất kỳ trong
số các thành phần thủy văn của mô hình lu vực, điều này là quan trọng phải
thấy đợc rằng chúng ta không thể mô hình hoá đợc nếu chỉ dựa trên bản
chất vật lý của một thành phần nào đó. Nh đã đề cập ở phần đầu chơng này,

mọi công việc mô hình hoá, đặc biệt là việc mô hình hoá các quá trình liên quan
đến nhiều yếu tố phức tạp nh các quá trình thuỷ văn trên lu vực, đều là các
quá trình gần đúng ở các mức độ khác nhau so với thực tế. Khi quyết định xem
phép xấp xỉ gần đúng nào là phù hợp, có nghĩa là chính xác nhất đối với kết
quả có thể tính ra, thì cần phải chọn lựa một cấu trúc chung cho mô hình lu
vực hoàn chỉnh.


283
5.1 các Tiếp cận mô hình lu vực sông
Một phân loại đầy đủ các mô hình lu vực sông đã đợc trình bày trong
chơng 1, và mục đích của chơng này là chỉ xem xét một phần nhỏ trong toàn
bộ hệ thống các mô hình nói trên.
Điều đầu tiên và là điều quan trọng nhất đó là sự phân loại thờng dựa
trên cơ sở của mô hình sử dụng phơng pháp hàm chuyển hoá nào hoặc xấp xỉ
theo một hiện tợng nào, ví dụ nh mô hình hộp đen. Đầu tiên ngời ta cố
gắng định lợng hoá các thành phần quá trình vật lý riêng lẻ. Sau đó thì giải
quyết các khó khăn khi mô tả vài quá trình tơng tác phức tạp bằng cách xem
lu vực nh là một thực thể đơn lẻ mà chỉ chuyển hoá các đầu vào (nh là
lợng ma) thành đầu ra (dòng chảy) theo một hàm toán học chung nào đó mà
không trực tiếp mô tả các thành phần trong các quá trình vật lý (Amorocho và
Orlob, 1961).
Ngời ta dựa vào các thời đoạn có số liệu đo đạc ma - dòng chảy để tìm
ra một hệ các phơng trình chuyển hoá và tối u hoá các giá trị thông số trong
hệ phơng trình toán học đó. Mặc dầu phép xấp xỉ này cung cấp một vài công
dụng hữu hiệu, đặc biệt cho các lu vực lớn, thì ngời ta không tiếp tục đầu t
nghiên cứu vào nó nữa do nó không đòi hỏi các quan hệ trữ lợng bề mặt - dòng
chảy tơng ứng và cũng bởi vì nó có một vài hạn chế nhất định nh: phụ thuộc
vào những hạn chế của số liệu lợng ma - dòng chảy, phụ thuộc vào những
đặc điểm giống nhau giữa các điều kiện quá khứ và tơng lai trong lu vực

đang xét và vì vậy, không thể đánh giá đợc các ảnh hởng của sự thay đổi các
nhân tố chính trên bề mặt.
Đáng tiếc là việc loại bỏ các mô hình hàm chuyển hoá từ những xem xét
thêm vẫn để lại một phổ rộng của các tiếp cận mô hình mà phải đợc xem xét
kỹ trớc khi lựa chọn một quan hệ thành phần thích hợp. Phần phổ còn lại bị
giới hạn bởi một đầu bởi các cách tiếp cận mô hình hoá và tại đầu kia bởi các
mô hình phân bố.
Mô hình tham số tập trung là một trong những cố gắng để đánh giá các
tác động của sự thay đổi theo không gian của các tham số cơ bản bằng cách sử
dụng một thủ tục để tính toán các giá trị hiệu quả" cho toàn bộ vùng. Thủ tục

284
hay đợc sử dụng rộng rãi nhất là thủ tục trung bình diện tích trọng số. Với
cách tiếp cận này, ngời dựng mô hình cố gắng để kết hợp, có nghĩa là gộp tất
cả những ảnh hởng không đồng nhất theo không gian vào những giá trị hệ số
toán học tơng đơng theo các điểm. Phép xấp xỉ này đợc tìm thấy dựa trên
quy tắc của phép lấy vi phân trung bình. Nguyên lý cơ bản đó đợc phát biểu
nh sau. Đối với bất cứ mối tơng quan hàm liên tục nào mà khả vi trên một
khoảng cho trớc thì có thể thay thế hàm tơng quan đó bằng một giá trị tơng
đơng hoặc giá trị trung bình. Do đó, lợi thế chính của mô hình thông số tập
trung so với mô hình phân bố chính là hiệu quả tính toán.


Hình 5.1. Chu kỳ thuỷ văn trên lu vực sông tự nhiên.
Năn
g
lợn
g
Ma 75mm
Bốc thoát hơi 55mm

Dòn
g
chả
y
Thấm
Đô thị
Dòn
g
chả
y
n
g
ầm
Côn
g
n
g
hiệ
p

Nớc n
g
ầm
Lu lợn
g
dòn
g
chả
y
20mm

Các tiếp cận mô hình tham số phân bố là một trong những cố gắng để
kết hợp, mức độ có thể thực hành, các số liệu có liên quan đến sự phân bố theo
không gian của các biến đổi tham số cùng với các thuật toán để đánh giá ảnh
hởng của phân bố đó tới quá trình tính toán. Cách tiếp cận thuần túy phân bố
sẽ cần phải phát triển mạnh các phơng trình vi phân từng phần cho mọi
thành phần thủy văn và xác định các điều kiện biên áp dụng cho mỗi phơng
trình. Do đó, tất cả các cách tiếp cận mô hình theo kiểu phân bố sử dụng các
phép xấp xỉ với các biến không gian cũng có thể đợc gọi một cách hợp pháp là
các xấp xỉ tập trung. Bởi vậy khi sử dụng cách phân loại này chúng ta mới chỉ

285
phân loại đợc mức độ chứ cha biểu thị đợc sự khác nhau giữa các vấn đề lý
thuyết cơ bản.
Một loạt các mô hình đã mô tả tất cả các mức độ kết hợp của hai phơng
pháp xấp xỉ đó. Tuy nhiên, mức độ thích hợp của phân tích phân bố đòi hỏi các
liên hệ khác nhau cơ bản. Các vấn đề tiếp theo trong chơng này đợc phát
triển bằng cách kết hợp các yêu cầu dựng mô hình phân bố ngợc lại nh là hệ
các phơng pháp vi phân cơ bản.
Điểm quan trọng của chơng này là việc định lợng dòng chảy xuất hiện
từ một sự kiện thủy văn xác định hơn là mô hình hoá "dòng chảy liên tục" mà
thờng đợc lựa chọn hơn do những quan tâm chính đến ớc lợng sản lợng
nớc thay vì các biểu đồ dòng chảy - ma. Lựa chọn điều này vì các mô hình đã
định hớng sự kiện cung cấp một ý nghĩa trực tiếp cuả việc mô phỏng liên tục.
Những mô phỏng liên tục có thể nhận đợc bằng cách xác định một tập số liệu
giáng thủy đầu vào liên tục, mặc dù thông thờng không có lợi cho hiệu quả
tính toán.
5.2 khái niệm hoá các Thành phần
Vì cần thiết giữ lại một hệ thống quan điểm khi lựa chọn các thành phần
mô hình, là điều mong muốn để bắt đầu việc thảo luận mô hình hoá dòng chảy

bằng cách mô tả mang tính khái niệm tất cả các quá trình thành phần mà sau
đó phải đợc mô hình hoá với các mối tơng quan toán học. Mặc dầu đã đề cập
đến trong các chơng khác, thì sự thảo luận này nhằm mục đích chỉ ra mức độ
tơng tác giữa các quá trình thành phần và để biểu diễn tại sao chúng ta cần
chọn cấu trúc chung của mô hình trớc khi lựa chọn các phơng pháp định
lợng thành phần bên trong nó. Hơn nữa, sự thảo luận này phục vụ cho việc
thiết lập một cấu trúc các tài liệu tham khảo từ đó các phơng pháp mô hình
hoá đầy đủ tơng ứng đã đề nghị có thể đợc quan trắc, hay chỉ là các mối
tơng quan xác định tính toán tốt nh thế nào đối với việc thiết lập cho các cơ
chế trực giác mà đ
ợc biết là có một vai trò trong dòng chảy mặt.
Hình 5.1. mô tả chu trình thuỷ văn trên một lu vực sông tự nhiên. Nó
trình bày khái quát hệ thống mà chúng ta luôn luôn phải để ý khi xây dựng mô
hình. Các thành phần thủy văn đợc quan tâm đặc biệt đó bao gồm: sự chặn

286
nớc, sự giữ nớc bề mặt, thấm và dòng chảy mặt. Thành phần ma đợc giả
định là một số liệu đa vào xác định, trong khi quá trình xói mòn và vận
chuyển các chất hoá học là nằm ngoài phạm vi chơng này. Sự bốc thoát hơi
đợc giả thiết là chỉ tác động đến các điều kiện ẩm ở trớc thời điểm ma bắt
đầu. Trong những tình huống mà mô hình kết quả định hớng sự kiện đợc sử
dụng để mô phỏng dòng chảy liên tục, những mối quan hệ phải đợc đa vào
để mô phỏng liên tục quá trình bốc thoát hơi.
Nên hiểu rõ từ hình 5.1. rằng mỗi thành phần là phụ thuộc lẫn nhau mà
sự phụ thuộc đó sẽ quy định số liệu đa vào của nó. Sự phụ thuộc lẫn nhau này
thậm chí nên hiểu rõ hơn nhờ vào sự kiểm tra các tham số mà có thể đợc giả
thiết để kiểm soát các quá trình thành phần.
5.2.1 Sự chắn nớc
Sự chắn nớc là lợng giáng thủy đọng lại trên tán thực vật và sau đó
bay hơi trở lại khí quyển. Bốn nhân tố đầu tiên ảnh hởng tới lợng nớc bị

đọng lại trên tán cây là: loài thực vật, giai đoạn sinh trởng của thực vật, mùa
trong năm và tốc độ gió.
Tất nhiên loại thực vật phát triển trên một khu vực sẽ có một ảnh hởng
rõ rệt đến lợng nớc mà tán cây có thể giữ lại. Nhân tố thứ hai ảnh hởng tới
sự chắn nớc là giai đoạn sinh trởng của thực vật tại thời điểm xem xét. ở
những giai đoạn đầu vụ mùa màng, cây trong còn nhỏ thực tế sẽ hầu nh
không có lợng nớc đọng trên tán cây, trong khi vào giai đoạn phát triển
muộn hơn thì một lợng quan trọng của giáng thuỷ có thể bị giữ lại trên tán
cây. Mùa trong năm có tác động đáng kể tới tán lá cây của các loại thực vật
nhất định.
Nhân tố thứ 4, tốc độ gió, là rất quan trọng bởi hai lý do. Một là, nó ảnh
hởng đến l
ợng bay hơi xảy ra trên mặt lá. Chúng ta có thể chắc rằng, vì điều
kiện ẩm cao trong suốt quá trình ma, thì sự bay hơi có thể là không đáng kể.
Tuy nhiên, trên một vùng bề mặt rộng lớn thu hút một số tán thực vật dày, ví
dụ: rừng rậm, một lợng nớc quan trọng đó vẫn bị bay hơi từ các bề mặt này
trong suốt quá trình ma. Khi tốc độ gió tăng lợng bay hơi xảy ra từ những bề
mặt này tăng. Ngoài ra tốc độ gió còn ảnh hởng tới cơ chế chuyển động của

287
thảm thực vật. Khi tốc độ gió tăng, nhiễu động trong không khí và sự chuyển
động của không khí xuyên qua các tán cây làm rung chuyển các lá cây giũ ra
một lợng nớc nào đó. Do vậy, tán cây có khả năng giữ một thể tích nớc đọng
nhỏ hơn khi tốc độ gió tăng.
5.2.2 Nớc lu trên bề mặt
Đó là nớc đã giữ lại trên bề mặt đất trong những phần lõm cực nhỏ.
Vào giai đoạn cuối của quá trình ma, lợng nớc này hoặc là bay hơi hoặc
thấm vào mặt đất. Có một khả năng nhỏ có thể xảy ra là một ít nớc giữ lại
trên bề mặt sẽ trở thành dòng chảy mặt và trong quá trình thấm, nó trở thành
dòng chảy ngầm khi nó chuyển động xuyên qua mặt cắt của đất. Các nhân tố

quyết định nớc giữ lại trên bề mặt là vi địa hình và độ dốc bề mặt.
Yếu tố vật lý chính ảnh hởng tới độ lớn của lợng nớc giữ lại trên bề
mặt là bề mặt nhấp nhô trên quy mô nhỏ của vùng nghiên cứu và bất kỳ nhân
tố nào mà có liên quan tới sự nhấp nhô trên quy mô nhỏ đó. Ba yếu tố quan
trọng nhất mà có thể xem nh một chỉ tiêu phụ là: các hoạt động trồng trọt,
mùa của năm và các thành phần xói mòn. Hoạt động trồng trọt bao gồm cả các
kỹ thuật canh tác và chúng bị ảnh hởng nh thế nào bởi sự phát triển của
cây. Những hoạt động canh tác này là theo mùa tự nhiên; do đó, mùa trong
năm ảnh hởng tới lợng nớc duy trì trên bề mặt. ảnh hởng khác là kiểu xói
mòn xảy ra do những cơn ma trớc và hoặc kiểu xói mòn đó đã bị thay đổi
hoặc đã bị xóa mờ bởi hoạt động canh tác.
Nhân tố rõ nét thứ hai đã ghi nhận là độ dốc trên quy mô lớn của bề
mặt. Khi độ dốc trung bình của bề mặt tăng đối với một độ nhám cho trớc thì
thể tích lợng nớc duy trì trên bề mặt thờng giảm. Thông thờng, độ dốc quy
mô lớn là chiếm vai trò thứ yếu so với các đặc điểm nhấp nhô trên quy mô nhỏ.
5.2.3 Lợng nớc giữ trên bề mặt
Lợng nớc giữ trên bề mặt là nớc tạm thời bị giữ lại trên bề mặt,
lợng n
ớc này là điều kiện cần để dòng chảy mặt xuất hiện. Do đó, nó có thể
đợc xem xét một cách logic là một phần trong tổng thể dòng chảy mặt hơn là
một quá trình riêng biệt. Tuy nhiên, với mục đích phân biệt rõ ràng chúng ta
sẽ xem xét hai quá trình này một cách riêng biệt. Các nhân tố rõ ràng nhất

288
quyết định lợng nớc giữ lại trên bề mặt bao gồm: sự mấp mô của vi địa hình
bề mặt, thảm thực vật, độ dốc bề mặt quy mô lớn, phân bố lợng ma vợt quá
và địa hình chung của lu vực.
Độ mấp mô vi địa hình của bề mặt quy định hình dạng mặt cắt ngang
của kênh dẫn dòng chảy trên mặt đất, vận chuyển nớc mặt đến các phụ lu
nhỏ và cuối cùng đổ vào sông chính. Do đó, bất kỳ yếu tố nào đã liệt kê vào các

yếu tố ảnh hởng đến quá trình nớc lu trên bề mặt tất nhiên cũng sẽ ảnh
hởng đến khả năng giữ nớc trên bề mặt. Thảm thực vật cũng phải đợc tính
đến bởi vì nó cũng quyết định các hoạt động trồng trọt và do các thân cây có
thể tác động đến độ nhám thủy văn trên bề mặt đó. Độ dốc quy mô lớn của mặt
đất cũng đóng vai trò quan trọng trong tổng lợng nớc có thể đợc giữ lại trên
bề mặt. Độ dốc trung bình càng lớn thì tốc độ dòng chảy càng cao và thể tích
nớc giữ lại càng ít.
Địa hình chung của lu vực là yếu tố cuối cùng. Nó ảnh hởng tới lợng
nớc gia nhập vào diện tích thành phần từ những vùng gần kề. Khi mà dòng
chảy mặt đợc cung cấp nớc bởi ma và cả dòng chảy từ các vùng lân cận, thì
thể tích nớc giữ lại sẽ lại càng bị ảnh hởng mạnh mẽ bởi các đặc điểm địa
hình chung của lu vực.
ảnh hởng của địa hình lu vực chung tới mối quan hệ dòng chảy có thể
cung cấp một minh họa cho quan điểm trớc đây nghiên cứu tính cần thiết của
việc phát triển một mô hình lu vực sông từ một phác hoạ của hệ thống. Mối
quan hệ giữa tốc độ và độ sâu dòng chảy có thể đợc phát triển mà chỉ xem xét
những vùng cục bộ hay là điểm, các tham số, ví dụ: phơng trình của
Manning. Tuy nhiên, cần tính đến vị trí gần các điểm cao của vùng trũng lớn
trên lu vực. Vào giai đoạn đầu của trận m
a, trớc khi bất cứ lợng nớc mặt
nào đợc tích luỹ trong các vùng trũng, quan hệ độ sâu - dòng chảy tại điểm có
thể mô phỏng chính xác dòng chảy mặt tại những khu vực thông qua diện tích
vùng trũng. Nếu ma có cờng độ và thời gian ma đủ lớn để có thể làm ngập
toàn bộ vùng trũng, thì tốc độ dòng chảy mặt tại bất kỳ điểm nào trong phạm
vi vùng trũng sẽ không bị chi phối bởi các tính chất cục bộ của nó; hơn nữa điều
kiện thoát nớc cho toàn vùng trũng trở thành điểm kiểm soát dòng chảy. Do

289
đó, các đặc tính địa phơng hoá thờng không thể đợc xem xét nếu thiếu tính
toán đến các đặc tính toàn cầu.

5.2.4 Thấm
Đối với rất nhiều lu vực, lợng nớc thấm là thành phần thủy văn
quan trọng nhất quyết định hình dáng của biểu đồ dòng chảy từ một vùng cho
trớc. Những nhân tố quyết định chủ yếu là: loại đất, lớp vỏ bề mặt, mùa trong
năm, điều kiện ẩm tiềm năng, biểu đồ lợng ma hàng năm và điều kiện ẩm
bên dới bề mặt.
Loại đất là một nhân tố cơ bản để xem xét khi xây dựng mô hình lợng
thấm ẩm. Loại đất đơn giản chỉ là một sự phân loại đợc sử dụng để đặc tính
hoá các tính chất vật lý của của một loại đất cho trớc nào đó. Nếu việc phân
loại đợc thực hiện chính xác thì những loại đất có đặc điểm vật lý tơng tự
nhau sẽ đợc xếp vào vào cùng nhóm tên nh nhau mà không để ý đến vị trí
địa lý của nó. Và vì thế đất trong cùng một loại thì phải có các đặc tính thấm
nớc tơng tự nhau.
Nhân tố thứ hai ảnh hởng đến lợng nớc thấm là đặc tính của lớp vỏ
bề mặt. Những thí nghiệm đã minh họa ở vài milimet đầu tiên của bề mặt có
ảnh hởng lớn đến tỷ lệ thấm của nớc. Và bất cứ nhân tố nào mà ảnh hởng
tới lớp vỏ bề mặt sẽ có ảnh hởng tới quá trình thấm. Ba nhân tố quan trọng
là: các hoạt đọng trồng trọt, loại thực vật (bởi vì nó bảo vệ bề mặt đất khỏi tác
động của hạt nớc ma) và cờng độ của chính cơn ma đó (bởi vì cờng độ
ma có liên quan chặt chẽ với kích thớc hạt nớc ma rơi xuống). Thông
thờng kích thớc trung bình hạt n
ớc ma có xu hớng tăng khi cờng độ
ma tăng. Những hạt ma lớn hơn sẽ có năng lợng lớn và sẽ gây thiệt hại
nhiều hơn tới cấu trúc bề mặt, vì vậy ảnh hởng tới lớp vỏ bề mặt của đất.
Mùa trong năm có những ảnh hởng đặc thù tới quá trình thấm, không
chỉ vì nó ảnh hởng tới thảm thực vật mà còn bởi sự xuất hiện hay không xuất
hiện hiện tợng đóng băng bề mặt là rất quan trọng. Tuy nhiên, vẫn có thể
trong trờng hợp có đóng băng bề mặt nhng vẫn xuất hiện quá trình thấm.
Tốc độ thấm này sẽ phụ thuộc vào bản chất của hiện tợng đóng băng, độ ẩm
của đất vào thời điểm đóng băng, loại đất và những yếu tố khác. Dĩ nhiên là

290
hiện tợng đóng băng sẽ làm giảm nhanh tốc độ thấm nớc, nhng vẫn sẽ luôn
luôn xuất hiện quá trình thấm.
Tốc độ thấm của nớc vào mặt đất phụ thuộc lớn vào lợng ẩm hiện tại
của đất. Vì vậy, các điều kiện ẩm thời đoạn trớc, có nghĩa là, lợng ẩm tồn tại
vào thời gian bắt đầu ma, sẽ ảnh hởng lớn tới tốc độ thấm trong suốt cơn
ma đó.
Chính biểu đồ thủy văn lợng ma hàng năm cũng ảnh hởng tới những
thuộc tính thấm. Đất với lợng ẩm đặc trng thì có khả năng để nớc thấm vào
với một tỉ lệ nhất định. Điều này muốn ám chỉ khả năng thấm nớc của nó.
Tuy nhiên, có thể đợc hiểu rằng tỉ lệ ma tại thời điểm nào đó là nhỏ hơn khả
năng thấm nớc của đất. Do đó, nớc không thể thấm vào đất nhanh hơn tỉ lệ
nớc mà nó đợc cung cấp. Thậm chí một vùng đất có khả năng thấm cao,
nhng thực tế tăng độ nớc thấm có thể bị giới hạn bởi tỉ lệ nớc ma và dòng
chảy mặt từ các vùng lân cận vào vùng đang xét. Vì vậy, với các đặc tính thay
đổi của lợng nớc cung cấp vợt quá và không vợt quá trữ lợng thấm thì
việc dự báo đợc tỷ lệ thấm tức thời vào trong đất là một điều hết sức khó
khăn.
Nhân tố cuối cùng ảnh hởng tới lợng nớc thấm là lợng ẩm bên dới
bề mặt. Trong thực tế, điều này ám chỉ thành phần thủy văn của dòng ngợc
(interflow) hơn là quá trình thấm. Dòng ng
ợc là sự tái xuất hiện của lợng ẩm
từ lớp dới mặt lên lớp mặt, thờng thì tại một mực thấp hơn so với mực mà
nớc thấm vào lòng đất. Tuy nhiên, có thể gộp chung dòng ngợc này vào dòng
thấm bằng cách xem dòng ngợc nh là dòng thấm âm. Nếu chấp nhận khái
niệm này (thờng đợc áp dụng để đơn giản hoá trong các mô hình thực tế), thì
sự phân bố lợng ẩm phía dới bề mặt là tơng đối quan trọng trong việc dự
báo tốc độ và lợng nớc quay trở lại mặt đất. Địa chất của các tầng dới mặt
là một nhân tố quan trọng quy định dòng ngợc.

5.2.5 Dòng chảy mặt
Để dự báo đợc dòng chảy mặt cần phải đánh giá định lợng tất cả các
thành phần đã xét trên đây. Thờng thì những thành phần khác này đợc xem
đơn giản nh là những thành phần của số liệu giáng thủy đầu vào.

291
Các nhân tố ảnh hởng đáng kể đến tốc độ nớc chảy ra khỏi một diện
tích cơ bản là: độ nhám thủy lực của bề mặt - tác động vi địa hình, độ dốc
chung của bề mặt (nhìn chung, bề mặt càng dốc thì nớc chảy càng nhanh) và
cuối cùng là độ sâu của dòng chảy trong diện tích cơ bản đó.
5.3 Sự phát triển biểu đồ thủy văn quan niệm
Tất cả các thành phần thủy văn - các quá trình vật lý - xảy ra trong
phạm vi một lu vực sông trong suốt một cơn ma, cùng với các tham số quyết
định chính của chúng đều đã đợc xác định. Trớc khi cố gắng phát triển
những mối quan hệ định lợng thì cần phải có một khái niệm chính xác về
những quá trình đó xảy ra và tơng tác lẫn nhau nh thế nào theo thời gian kể
từ khi một sự kiện giáng thủy bắt đầu. Những mô hình quan niệm xác định
đơn giản một cách định tính sự xuất hiện của những quá trình vật lý đó đợc
tiên đoán là tồn tại. Phải thừa nhận rằng, có một bớc nhảy lớn từ mô hình
quan niệm gồm các nhân tố ảnh hởng tới trạng thái thuỷ văn đã biết đến giai
đoạn thực hiện yêu cầu các mối quan hệ định lợng và các tham số dự báo. Tuy
nhiên, một quan niệm nhận thức chắc chắn về đối tợng mô phỏng của mô
hình là thiết yếu để cung cấp một hệ thống quan điểm để đánh giá sự thích hợp
của các mô hình đặc thù. Phần này cố gắng mô tả các quá trình liên tục theo
thời gian xảy ra trên một vùng cơ bản (một vài mét vuông) trong phạm vi
đờng phân nớc giả định.
Nh đã nói từ trớc, không một mô hình thủy văn nào hiện nay đang
đợc sử dụng hoặc đề xuất là chính xác; tất cả chúng đều đa ra những phép
xấp xỉ thô từ rất nhiều quá trình vật lý phức tạp có liên quan. Vì chúng là
những phép xấp xỉ, nên ngời sử dụng sẽ phải quyết định nh thế nào là mô

hình mô phỏng phù hợp với các hiện tợng thực tế. Với một sự hiểu biết tỉ mỉ
và một tiêu chuẩn so sánh, thì có thể đa ra sự lựa chọn hợp lý mà việc phân
tích là phù hợp nhất đối với một ứng dụng đa ra.
5.3.1 Các bề mặt lý tởng
Điều gì xảy ra khi ma rơi trên một vùng rất nhỏ, bằng phẳng và hoàn
toàn không thấm nớc? Hình 5.2 dự báo những quá trình vật lý này mà xảy ra

292
và phản ứng biết trớc của một thiết diện có độ nhám thủy lực đồng nhất với
diện tích bề mặt là A.

Hình 5.2 Dòng chảy từ bề mặt không thấm
Đờn
g

q
uá trình dòn
g
chả
y

Tốc độ ma -i - inch/h
Dừn
g
ma
Tốc độ dòng chảy
Phần nhẵn trên
diện tích bề mặt
Phơng trình cơ bản:
() ( )

vnS
x
yfxq
x
q
i
t
y
,,,=


=



Chú ý:
V
1
= V
2
= thể tích giữ nớc bề mặt
Thể tích dòng chảy mặt tổng cộng = i.A.T
r
trong đó: T
r
= khoảng thời gian ma

Tình huống đề cập đến trên hình 5.2 có thể đợc phân tích chính xác.
Phơng trình cơ bản đầu tiên cho việc phân tích vấn đề này là phơng trình
liên tục. Và để giải phơng trình vi phân đó cần đa vào một vài thông tin. Một

cách cơ bản thì cần phải có mối quan hệ hàm số mô tả tốc độ dòng chảy tại bất
kỳ một điểm nào. Tốc độ có sẽ phụ thuộc vào độ sâu của dòng chảy tại một
điểm, x, độ dốc bề mặt của dòng chảy, đặc điểm độ nhám thủy lực của bề mặt
và một đặc trng biểu thị độ nhớt của chất lỏng. Thông thờng thì các mối
quan hệ hàm số nh vậy là hàm lu lợng, điều kiện ban đầu và điều kiện
biên.
Khi cách tiếp cận trên đợc áp dụng vào việc giải phơng trình vi phân
liên tục, thì nhận đợc kết quả nh biểu diễn trên ở phần bên phải của hình
5.2. Trên phần bên trái của biểu đồ, dòng chảy bắt đầu tại thời điểm bằng 0 và
tăng dần đến tận khi nó đạt tới một tỷ lệ tăng gần nh tuyến tính. Cuối cùng,
tốc độ dòng chảy gần nh tiệm cận với tốc độ cân bằng của dòng chảy, Q, là tích
của i - cờng độ ma - với diện tích có ma. Tốc độ này tiếp tục không giới hạn
cho đến khi tốc độ ma thay đổi. Nếu ma ngừng đột ngột, thì nớc tích lũy
trên bề mặt hình thành dòng chảy và tốc độ của dòng chảy từ vùng cơ bản đó
giảm dần tới 0.

293
Hai đặc điểm thêm vào của biểu đồ dòng chảy là đáng chú ý. Đầu tiên là,
những vùng có ký hiệu V
1
, V
2
là có diện tích bằng nhau. Giả sử không có bốc
hơi, thì do tính liên tục thì tất cả lợng nớc ma rơi xuống bề mặt cuối cùng
sẽ hình thành dòng chảy. Do đó, trong phần trạng thái không ổn định ban đầu
của biểu đồ thủy văn khi tốc độ dòng chảy tăng, nớc rơi trên bề mặt mà ở đó
nó cha gặp dòng thoát, đợc tích lũy nh một màng tích nớc. Đây là thể tích
nớc bị giữ lại trên bề mặt. Sau khi ma dừng, thể tích trữ đó sẽ biến thành
dòng chảy. Tổng lợng dòng chảy xuất hiện từ thời gian ngừng ma cho đến
khi bề mặt trở nên hoàn toàn khô, giả thiết là không có ảnh hởng của sức

căng bề mặt hoặc bay hơi, đúng bằng thể tích nớc chứa trên bề mặt hình
thành trong suốt đoạn đầu bất ổn định của biểu đồ. Do kết cấu bề mặt tơng
đối bằng phẳng nên lợng nớc duy trì trên bề mặt có thể bỏ qua.
Thuộc tính thứ hai của biểu đồ thủy văn đáng chú ý có liên quan tới tổng
thể tích dòng chảy. Nó tơng đơng với diện tích ở phía dới biểu đồ dòng chảy.
Nó bằng i x A (là tỷ lệ dòng chảy, Q) x tổng thời gian T
r
, trong suốt thời gian
ma liên tục. Đây là một hệ quả trực tiếp của hệ các điều kiện liên tục, đợc
phát biểu là tổng thể tích dòng chảy cuối cùng phải bằng tổng thể tích của nớc
ma rơi trên bề mặt.
Trờng hợp trên đây chỉ biểu thị một tình huống đơn giản hơn nhiều so
với trờng hợp xảy ra trên một lu vực tự nhiên. Chỉ một vài ứng dụng, nh
một bãi đỗ xe là ví dụ tơng tự nh trờng hợp đã xem xét trên đây. Vì thế cần
phải nghiên cứu các trạng thái phức tạp hơn để có thể hiểu các quá trình xảy
ra trong lu vực canh tác nông nghiệp và thu đợc mô hình lý thuyết thực tế
hơn.
5.3.2 Các vùng nông nghiệp cơ bản
Hình 5.3. Biểu diễn một sơ đồ tổng hợp của một trạng thái vật lý tiêu
biểu hơn của lu vực sông tự nhiên. Mô hình lý thuyết phát triển dới đây cố
gắng mô tả các quá trình vật lý đó có thể xảy ra khi có ma rơi trên một vùng
nh vậy.
Vẫn cần phải đặt một vài giới hạn chặt chẽ trong một mô hình quan
niệm để phát triển. Kích thớc vùng đợc giả thiết là rất nhỏ, phần lớn là vài

294
m
2
, chính xác hơn là một vùng đủ nhỏ để trên thực tế nó là một vùng đồng nhất
về loại đất. Hơn nữa, nó đợc giả định là thảm thực vật đều và bề mặt ít thay

đổi. Điều này không có nghĩa là một điểm nào đó trong thực tế phải có độ dốc
không đổi nhng cần có bề mặt phù hợp với độ dốc chung của vùng cơ bản. Bởi
vì vùng có kích thớc nhỏ nên có thể giả thiết hợp lý rằng sự phân bố vùng
giáng thủy đồng nhất trong suốt một cơn ma tự nhiên.


Hình 5.3 Mặt cắt của vùng tự nhiên cơ bản

Xét một trạng thái tơng tự với một trạng thái trớc hai thời điểm bằng
0, lợng ma đợc cung cấp cho vùng cơ bản. Ngay khi ma đợc cung cấp cho
vùng cơ bản. Ngay khi ma bắt đầu rơi, thảm thực vật đang phát triển ở vùng
sẽ ngăn cản một ít nớc không cho thấm xuống dới đất. Quá trình vật lý này
có hàm ý nh lợng nớc bị chắn. Nếu vùng không có tán cây bao phủ toàn bộ
thì ngay lập tức một phần nớc ma sẽ đạt tới bề mặt. Một khi nớc ma rơi
đến mặt đất thì một phần bắt đầu thấm vào mặt đất trong khi phần còn lại bắt
đầu chảy xuống những chỗ trũng nhỏ hoặc những vùng nhấp nhô rất nhỏ trên
bề mặt gồ ghề. Ngay khi các nhu cầu đã kết hợp dới vùng trũng tích nớc
đợc làm đầy, thỏa mãn sự chắn nớc, và tiếp tục đòi hỏi cho sự thấm đợc
vợt quá thì nớc bắt đầu tích lũy trong điều kiện bề mặt giữ nớc và dòng
chảy bắt đầu.
Các chấm nhỏ đen trên hình 5.3 đợc dùng để mô tả các điều kiện mật
độ đất. Chính những khoảng trống giữa các điểm đó biểu thị càng dày hoặc

295
chặt thì đặc điểm thấm nớc của đất càng dày hoặc chặt thì đặc điểm thấm
nớc của đất càng bị giới hạn. Hình 5.3. tơng ứng với một trạng thái trong đó
một lớp đã đợc phát triển đến một mục nào đó phía dới mặt đất. Lớp này là
dày và hạn chế sự thấm và chuyển động của nớc ngầm qua đất hơn là lớp phía
trên. Một trong những điều này có thể xảy ra trong trạng thái nh vậy, đó là
thờng thấy ở các vùng đồng bằng chủ yếu để canh tác và cày bừa là một phép

rút gọn quan trọng trong trạng thái thấm ổn định. Hơn nữa, một phần của
nớc di chuyển vào mặt đất là có thể chuyển động ngang cũng nh thẳng đứng
xuống dới và có thể, tại một số độ cao thấp hơn trong lu vực, lại xuất khi hòa
vào nhau hơn trên bề mặt của mặt đất để lại trở thành dòng chảy trên mặt đất.


Lợn
g
chắn
Tốc độ ma - i
Thấm
Tốc độ trên một đơn vị diện tích
Nớc bị chặn trên mặ
t

Nớc
g
iữ lại trên mặ
t

Dòn
g
chả
y
Thời
g
ian
Hình 5.4 Phản hồi thuỷ lực của vùng tự nhiên cơ bản

Biểu đồ tổng hợp của tất cả các thành phần thủy văn đó là một hàm của

thời gian đã đo biểu diễn trong hình 5.4. Biểu đồ hoàn toàn đúng này cố gắng
mô tả sinh động các thành phần tơng tác khi chúng thay đổi theo thời gian từ
khi giáng thủy bắt đầu. Một biểu đồ thông thờng đợc gán cho tốc độ trên một
đơn vị diện tích
Đó có thể là tốc độ của ma, tốc độ của dòng chảy, tốc độ thấm hoặc là
bất cứ cái gì, khi nó đợc sử dụng nh một quy mô tốc độ đối với tất cả các quá

296
trình vật lý. Biểu đồ này cố gắng mô tả tốc độ của thành phần thủy văn đặc
trng tại thời điểm khảo sát khi độ cao của vùng đã định rõ bởi vùng tô đậm
đặc thù. Nói cách khác, mỗi thành phần, trừ ma và dòng chảy tốc độ mà cả
hai đợc gợi ý (đối xứng - x, sử dụng một đờng cơ sở có thể thay đổi cho tung
độ của nó).
Trớc hết xét lợng nớc bị giữ lại. X - trục hoành (đối xứng x) là đờng
cơ sở của nó và tốc độ tại đó nớc đợc giữ lại tại bất kì thời điểm nào đợc mô
tả đơn giản nh tung độ của vùng đã che phủ tơng ứng. Tại thời điểm bằng 0
một tỉ lệ phần trăm nào đó của tỉ lệ mà ma đang cung cấp đợc hiểu nh là
lợng nớc bị giữ lại. Nhìn chung tỉ lệ ban đầu có để ớc lợng bằng cách nhân
tỉ lệ ma với phần trăm tán thực vật bao phủ bề mặt tức là vùng đã che phủ
của tán cây. Điều đó có nghĩa là, nếu 50% diện tích đợc bao phủ bởi sự nhô ra
thẳng đứng của tán cây, thì xấp xỉ một nửa lợng ma đợc sử dụng lúc đầu
thỏa mãn lợng nớc tích lũy. Thông thờng, tỉ lệ của phân tích ra này sẽ giảm
nhanh bởi vì toàn bộ nhu cầu giữ nớc của các thảm thực vật thờng là nhỏ;
một ít trong 0,25% min xấp xỉ bằng 1,5mm lợng giáng thủy có thể đợc
mong chờ nh là tổng khả năng giữ nớc của thảm thực vật nông nghiệp.
Lợng ma không đợc sử dụng để đáp ứng lợng nớc giữ lại tại thời
điểm bằng 0 đ
ợc tận dụng tiếp để đáp ứng các nhu cầu thấm nớc khả năng.
Hình 5.4 đã đợc vẽ) với sự giả định rằng khả năng thấm của đất là lớn hơn tỉ
lệ nớc ma cung cấp cho vùng trừ đi tỉ lệ mà nớc đang bị giữ lại. Điều này

đợc biểu thị bằng cách chú ý rằng diện tích đã che phủ tơng ứng đạt tỉ lệ
thích hợp của lợng ma. Điều này có nghĩa là tại t bằng 0 lợng ma cung cấp
đợc tận dụng hoàn toàn thỏa mãn hai yêu cầu: phần nớc giữ lại và một phần
nhu cầu thấm khả năng. Độ cao thực của diện tích đã tô đậm duy nhất trên
biểu đồ (cao hơn độ cao giữa đỉnh của vùng tô đậm và đối xứng x) đa ra tỉ lệ
nớc thấm vào đất.
Khi thời gian tăng lên một điều kiện đợc đạt tới tại đó các nhu cầu phối
hợp dới sự giữ nớc và khả năng thấm đều nhớ hơn tỉ lệ mà ở đó ma đang
cung cấp cho vùng. Cùng lúc đó, một điểm xuất phát có thể đợc hoàn thành
theo hớng phù hợp với các nhu cầu tích lũy nớc giữ lại trên bề mặt. Nớc

297
không cần thiết cho các nhu cầu thấm và giữ lại sẽ bắt đầu chảy xuống các
vùng trũng nhỏ.
Dịch chuyển xa hơn theo trục thời gian, đờng thẳng đứng đã đánh dấu
chấm có thể đợc chú ý tới. Vào lúc này các nhu cầu giữ nớc cơ bản giảm tới 0.
Mặc dù, một tỉ lệ rất nhỏ của phần nớc giữ lại tách ra do sự bay hơi có thể
đợc biểu diễn, nó đợc xem nh không đáng kể trong phép so sánh các tỉ lệ
của lợng ma, lợng thấm v.v Khi đó tơng ứng vì đờng thẳng đứng chấm
đầu tiên trên bản đồ, các nhu cầu của khả năng thấm và tích lũy nớc trên bề
mặt là giảm và tiến tới bằng tỉ lệ của lợng ma thích hợp. Đây là thời điểm
đầu tiên nớc có chẵn cho sự tích lũy duy trì trên bề mặt và là đầu trên dòng
chảy xuất hiện trên diện tích vùng.
Vẫn tiếp tục theo trục thời gian, khả năng thấm tiếp tục giảm theo thời
gian. Điều này là phù hợp với lợng thấm thực nghiệm vào hầu hết các loại
đất. Khả năng thấm của đất là rất cao. Khi ma đợc cung cấp và hơi ẩm
chuyển vào mặt cắt dới khả năng thấm có xu hớng giảm theo thời gian cho
đến, nếu ma tiếp tục với một tỉ lệ vợt quá khả năng thấm, thì tỉ lệ nớc thấm
vào mặt đất cuối cùng trở lên và phần còn lại tơng đối ổn định.
Đó là trạng thái đã phác họa trong hình 5.4. Tốc độ thấm vào trong đất

đợc biểu diễn tăng liên tục cho đến khi đạt tới đờng thẳng chấm thứ hai.
Khi đó năng suất thấm đạt tới giá trị bằng hằng số. Trong khi năng suất
thấm giảm, thì tổng lợng nớc ma tăng lên trở thành d thừa để đáp ứng
nhu cầu chứa nớc của bề mặt và tốc độ dòng chảy tiếp tục tăng.
Khi nhu cầu chứa nớc bề mặt là thờng xuyên đợc thỏa mãn và khi
khả năng thấm giảm đến tốc độ không đổi, thì tốc độ dòng chảy tăng dẫn đến
khi nhu cầu thấm khả năng và tốc độ dòng chảy trở nên ổn định, tại thời điểm
tơng ứng với đ
ờng chấm thẳng đứng thứ 2 đã biểu diễn trong hình 5.4. Điều
này cũng tơng đơng với thời điểm mà ở đó các nhu cầu chứa nớc bề mặt
giảm 0
Nếu ma tiếp tục vợt ra xa điểm này với một tốc độ không đổi nh
trong hình 5.4 thì dòng chảy sẽ liên tục với tốc độ không đổi bằng tốc độ ma, I
trừ đi tốc độ nớc thấm vào mặt đất. Tốc độ này đợc ký hiệu là f
i
. Do đó, sự

298
khác nhau trong tốc độ của ma tơng ứng và trạng thái ổn định tốc độ dòng
chảy cũng bằng f
e
. Tốc độ của ma trừ tốc độ của tất cả các phần tách đợc
đa ra một trong các phân tích thủy văn, nó có nghĩa nh là tỉ lệ lợng ma
vợt quá giới hạn. Tơng tự, tổng thể tích dòng chảy từ một cơn ma thờng
đợc hiểu đơn giản nh là lợng ma vợt quá giới hạn.
Các điều kiện đã duy trì là tơng đối đơn giản và ít đợc quan tâm vào
thời điểm này, nhng phần phía cuối của biểu đồ là cần quan tâm. Khi ma
ngừng tốc độ dòng chảy bắt đầu giảm nhanh nh đã biểu diễn trong hình 5.4.
Chỉ lợng nớc giữ lại, trên bề mặt và tích lũy là đủ để duy trì cho dòng chảy
và quan trắc thấm. Tốc độ thấm đợc giảm rất nhanh bởi vì quá trình này là

một trong những chuyển động thẳng đứng đầu tiên. Khi ma không dài trên
toàn bộ diện tích bề mặt thì nó thờng chỉ làm tràn 10-15% diện tích bề mặt.
Vì quá trình thấm tiếp tục làm đầy vùng chứa nớc chỉ trên một tỉ lệ % nhỏ
diện tích vùng, nên tốc độ trung bình rất nhanh trong suốt cơn ma. Dòng chảy
mặt tiếp tục cho đến khi thể tích nớc tích lũy bị cạn hết. Quá trình thấm sẽ
tiếp tục cho đến khi nớc chứa trên bề mặt bị thấm hoặc bay hơi hoàn toàn.
5.3.3 Xem xét quy mô
Các khái niệm đa ra bên trên đã đợc định nghĩa dự báo trên cơ sở giả
định rằng diện tích vùng tính là rất nhỏ, vùng cơ bản. Những nhân tố nào cần
đa thêm vào để thiết lập mô hình nếu diện tích vùng đợc xác định? Đầu tiên,
nó đợc chỉ ra rằng, theo lý thuyết, không có sự khác nhau rõ ràng trong các
quá trình xảy ra trên một mô hình nhỏ đợc lập với quy mô lu vực. Nói cách
khác, mô hình lý thuyết đã phát triển trên chỉ áp dụng cho các l
u vực nhỏ
cũng nh xác định (chính xác) cho các lu vực lớn. Sự khác nhau giữa các
phơng pháp áp dụng cho các đờng dẫn nớc lớn và nhỏ arise khi các mối
quan hệ định lợng xấp xỉ đợc để đặc trng cho các phơng trình vật lý phức
tạp đã đợc định nghĩa.
Trong phơng trình phát triển các phơng pháp xấp xỉ cho việc dựng
mô hình các quá trình thủy văn. Một vài nhân tố ảnh hởng lớn đến các lu
vực nhỏ có thể trở nên tơng đối không quan trọng khi kích thớc lu vực tăng
cho các lu vực lớn có thể tơng đối không quan trọng trong khi kích thớc lu

299
vực tăng. Ngợc lại một vài nhân tố ảnh hởng lớn trong các quy định dự báo
cho các lu vực lớn có thể tơng đối không quan trọng đối với việc dự báo trên
các vùng nhỏ hơn. Khi các phơng pháp dựng mô hình thờng xuyên là các
phép xấp xỉ thô, thì độ chính xác với bất kì mô hình nào cũng có thể giả sử là
một chu trình thủy văn không phụ thuộc vào kích thớc lu vực mà nó đợc áp
dụng ở đó. Các nhân tố là đặc biệt quan trọng có thể làm thay đổi kích thớc

lu vực bao gồm: sự phân bố giáng thủy vùng, dòng kết hợp, và mặt đất phía
trên chống lại việc tính dẫn nớc của kênh.
Tất nhiên ảnh hởng hay tầm quan trọng của sự phân bố giáng thủy
vùng sẽ có xu hớng tăng lên khi kích thớc lu vực tăng. Khi kích thớc
đờng dẫn nớc trở nên nhỏ hơn thì càng có thể giả thiết tốc độ của lợng ma
tơng ứng là đồng nhất tại một khoảng thời gian đặc thù trên toàn bộ diện tích
vùng. Ngợc lại, khi kích thớc lu vực tăng, nó có thể là quan trọng, để nghĩ
về đờng vận chuyển của một cơn ma đặc thù chảy theo.
Tầm quan trọng tơng đối của dòng kết hợp thay đổi rất mạnh khi kích
thớc của lu vực tăng. Đối với nhiều lu vực nhỏ, các vùng đồng bằng đặc thù
đã xác định vị trí trong các giới hạn trên mặt đất của một lu vực lớn, dòng kết
hợp là không đáng kể. Đối với các lu vực rộng nhân tố dòng kết hợp có thể là
nhân tố góp phần chủ yếu, đặc biệt nếu có liên quan với tổng thể tích dòng
chảy, hơn là một biểu đồ ma. Tầm quan trọng của dòng chảy cũng có xu
hớng trở nên lớn hơn trên các lu vực có rừng hơn trong vùng đất thực vật
đang phát triển. Điều này thông thờng đ
ợc nghỉ là để thu đợc kết quả từ
lợng thấm bề mặt đã làm tăng kết hợp với một ít rừng mà ở đó thờng cho
phép tất cả ma thấm xuống bề mặt (Hewlett và Troendle, 1975).
Các điều kiện kênh dẫn có xu hớng ảnh hởng đến các phép tính dòng
chảy mặt cho các lu vực sông. Khi kích thớc của lu vực tăng thì cần phải sử
dụng nghiêm ngặt các thủ pháp đờng lũ để xác định đờng chảy và tốc độ
chuyển động của các dòng chảy từ các lu vực nhỏ khác nhau.
Ngợc lại, một vài nhân tố mà các nhân tố quan trọng đối với các lu vực
hơn đối với các lu vực sông là: thảm phủ thực vật, địa hình bề mặt nhỏ và sự
phân bố loại đất. Ví dụ sự thay đổi của thảm phủ thực vật có xu hớng trở
thành trung bình và thờng là trông đáng kể khi diện tích lu vực sông trở nên

300
rất lớn. Các nhân tố nh là loại đất và độ nhấp nhô rất nhỏ, vì chúng thay đổi

quá rộng, có thể đợc kết hợp lại không có sai số chính khi diện tích đờng dẫn
nớc trở nên lớn hơn. Ngợc lại, do các nhân tố này có một ảnh hởng mạnh đã
xác định nên chúng có thể thờng xuyên không đợc bỏ qua đối với các lu vực
nhỏ hơn. Các mối tơng quan dòng chảy mặt có thể là quyết định độ chính xác
của các mô hình đã dùng cho các đờng dẫn nớc đồng bằng và nhỏ.
5.3.4 Kết luận
Các khái niệm chung chung đa ra trong phần này cần phải đợc ghi
nhớ khi nâng cao độ chính xác của các phơng pháp phân tích mô phỏng trạng
thái thủy văn của lu vực đối với một trận ma xảy ra. Sự thích hợp của các
phơng pháp định lý khác nhau đã sử dụng cần để khảo sát lại các mô hình lý
thuyết đã phát triển. Các khái niệm này đợc dùng để mô tả tất cả các quá
trình vật lý xảy ra trong một lu vực. Nếu một phơng pháp số hoặc phơng
pháp phân tích đối với việc dự báo đáp ứng lu vực là chính xác thì cần phải
đa các nhân tố lý thuyết đó vào việc thiết lập. Các nhân tố này càng đợc
thiết lập chính xác thì các kết quả dự báo càng chính xác.
Cuối cùng, việc chứng minh cho cảnh báo có liên quan sử dụng triển
vọng của hệ thống khi việc phát triển và lựa chọn các mô hình lu vực bấy giờ
nên đợc hiểu rõ ràng hơn. Mức độ tơng tác giữa các thành phần thủy văn
cũng nh các thảo luận có liên quan tới các phép tính quy mô minh họa cho cố
gắng không đáng kể để đánh giá các mối quan hệ định lợng cho mỗi thành
phần thủy văn độc lập với nhau. Việc sắp xếp cần thiết giữa độ chính xác và
các phép tính có thể thực hiện đợc mà phép tính đó luôn đợc hình thành sử
dụng một mô hình làm bất cứ việc gì trừ sự mô tả vô lý của hệ thống.
5.4 thuyết dòng chảy mặt
Cơ sở lý thuyết của các phơng trình phát triển mô tả dòng chảy mặt,
tất cả đợc suy luận từ các trờng thủy văn học. Mục đích của phần này là chỉ
ra những phép phát triển đó theo quy luật mà chúng có thể đợc áp dụng và
những nơi thích hợp để làm tăng các mối tơng quan định lợng dòng chảy.

301

Dòng chảy mặt với trạng thái bất quy luật tự nhiên đợc tầng thủy lực
thành dòng bất ổn định, không đông nhất, tức là tốc độ và độ sâu thay đổi theo
cả không gian và thời gian. Hơn nữa, các phạm vi dòng chảy phổ biến trên một
thảm thực vật từ dòng chảy vùng nớc nông của lợng nớc ma vợt quá lô
giữ nớc, chảy xuyên qua vùng đất nông nghiệp đã phân thành các dòng suối
nhỏ tập trung trong các kênh dẫn nhỏ mà ở đó chúng gia nhập vào và cuối cùng
hình thành các mạch dẫn vào trong các dòng suối và các con sông. Các phơng
trình thủy lực lý thuyết thống trị dòng chảy này thờng đợc tợng trng bởi
Barre Saint - Venant và đã đợc lập thành công thức vào phần cuối thế kỷ IXX.
Tuy nhiên, vì tự nhiên minh hoạ vàthay đổi không ngừng. Tơng lai và sử
dụng tính toán và phân tích kỹ thuật số đã đơn giản hoá và giải quyết đợc
nhiều khó khăn khia giải các hệ phơng trình này.
5.4.1 Các phơng trình thủy lực
Các phơng trình St.Venant dựa vào cơ sở của các định luật bảo toàn
khối lợng và định luật bảo toàn động lợng tuyến tính đã cung cấp cho một
giá trị xác định hoặc từng phần đã ổn định của kênh dẫn.
Phơng trình liên tục cơ bản. Phơng trình cơ bản của định luật bảo toàn
toàn khối lợng hoặc liên tục là:





= dV
t
Adv
(5.1)

trong đó:
: mật độ chất lỏng

v
: vectơ tốc độ
A : vectơ diện tích, hoàn toàn hớng ra ngoài
t: thời gian
V: thể tích.
Số hàng bên trái biểu thị tốc độ thuần của dòng chảy xuyên qua bề mặt
của một thể tích xác định và các trạng thái cân bằng tuân theo định luật bảo

302
toàn khối lợng, tốc độ mất đi này là cận bằng với tốc độ thay đổi khối lợng
trong phạm vi thể tích xác định. Vectơ diện tích (area)
A đợc định hớng trực
tiếp ra ngoài từ bề mặt xác định và đánh dấu sản phẩm quy mô hơn
v
d A là
dơng nếu các vectơ
v
và d A là cùng hớng. Sau đó số hạng bên trái biểu thị
sự khác nhau giữa khối lợng dòng ra từ thể tích xác định và khối lợng dòng
bên trong, bởi sự tích hợp trên toàn bộ diện tích vùng. Số hạng dV bên vế phải
biểu thị khối lợng nguyên tố là khối lợng đợc tích hợp khắp thể tích xác
định và đợc phân biệt theo thời gian tức là: tốc độ thay đổi khối lợng theo
thời gian trong phạm vi thể tích xác định.
Phơng trình động lợng cơ bản. Định luật bảo toàn động lợng tuyến tính
có thể đợc biểu diễn nh sau:

+=+ dVv
t
)Adv(vdVBF
(5.2)

Trong đó các ký hiệu đa thêm vào là:
F : tổng các lực bề mặt tác động lên thể tích xác định.
B: tổng của tất cả các nội lực trên một đơn vị diện tích
Các số hạng ở vế trái của phơng trình biểu diễn các lực tác động lên thể
tích xác định và, theo định luật bảo toàn các lực này cân bằng với tốc độ thay
đỏi theo thời gian đo động lợng.
Số hạng đầu trên bên vế trái,
F , biểu diễn các lực thủy động và các lực
kéo trên bề mặt của thể tích chất lỏng xác định. Số hạng thứ hai biểu diễn
trọng lực và lực li tâm trên mỗi đơn vị thể tích đã tổng hợp trên toàn bộ thể
tích xác định. ở vế phải của phơng trình, số hạng đầu là tốc độ thuần của
dòng thông lợng động lợng qua một mặt xác định, trong khi đó số hạng thứ
hai biểu thị tốc độ thay đổi động lợng theo thời gian trong phạm vi thể tích
xác định.
Các phơng trình St. Vevant: Hai phơng trình trên áp dụng cho một phần
kênh dẫn mở, nó thờng đợc giả định rằng dòng chảy là một chiều, kênh dẫn
là thẳng và độ dốc là đều đặn.

303
Các phép giả định đơn giản hóa cho phép giả định một phân bố tốc độ
(hệ số Coriolist bằng 1) và một phân bố áp suất thủy lực đồng nhất.
Lấy đạo hàm các phơng trình liên tục và động lợng khi chúng áp dụng
cho các bài toán dòng chảy không ổn định không đồng nhất sẽ không đợc lập
lại ở đây. Strelkoff (1969) đa ra một phép lập đạo hàm chính xác bao gồm một
phép tính các giả định vốn có áp dụng trong công thức.

Sau đó thay thế vào các số hạng thích hợp trong các phơng trình cơ bản
đã cho ở trên đối với 1 đơn vị chiều rộng của kênh dẫn, phơng trình liên tục
chuyển thành:

fq
x
Q
t
y
=


+


(5.3)

và phơng trình động lợng thành:

y/qv)SS(g
x
y
g
x
v
v
t
v
f0
=

+


+


(5.4)

trong đó:
y: độ sâu tại 1 vị trí của dòng chảy.
Q: Lợng chảy qua một đơn vị chiều rộng (thông lợng)
q: lợng chảy vào một đơn vị dài và sông của kênh
f: lợng chảy ra trên 1 đơn vị dài và rộng củ kênh.
V: tốc độ
g: hằng số lực trọng trờng
S
0
: nền dốc
S
f
: ma sát dốc
x: hớng dòng chảy theo trục hoành
Trong khi áp dụng các phơng trình vi phân từng phần tựa tuyến tính
cho việc giải các bài toán sóng lũ, thì điều kiện mặt cắt dòng chảy ban đầu đợc

304
giả định là đã biết nh là các điều kiện biên của biểu đồ dòng vào ngợc dòng
và các đờng cong tốc độ xuôi dòng cho việc giải quyết câu hỏi. Loại bài toán

này, gọi là bài toán Cauchy, có một phạm vi phải mở rộng trên mặt phẳng x - t,
trên mp đó tìm đợc các mặt y và v.
Việc giải bài toán đợc thực hiện bằng phơng pháp đặc trng (đã đa
ra cho các phơng trình sóng động lực đơn giản hơn ở phần tiếp theo) trong đó
các đờng cong đặc thù trong mặt phẳng x - t biểu thị quỹ tích không liên tục
của các đạo hàm của v và y theo x và t. Các đờng cong đặc thù này biểu thị
tuyến tính mà dọc theo nó các nhiễu động của mặt nớc đợc lan truyền. Khi
tốc độ truyền bằng tốc độ dơng hoặc trừ tốc độ, tất cả các đờng cong đặc thù
sẽ đợc xác định hớng theo chiều của dòng chảy tới hạn. Đối với dòng chảy ít
quan trọng, thì cả đờng cong đặc thù xuôi dòng và ngợc dòng đều sẽ tồn tại
bất kỳ điểm nào trong mặt phẳng x - t. Các đờng cong ngợc là cần thiết để
giải cho các điều kiện biên trong đó các ảnh hởng của nớc đọng xuất hiện vào
các phụ lu và các sóng phản xạ từ các mặt hồ xuôi dòng chứa nớc.
Một sơ đồ giải các phơng trình St. Venant đợc Chow đa ra vào năm
1959. Tuy nhiên, phép giải này đã đợc trang bị bằng các phơng pháp số dựa
vào việc sử dụng các máy tính số. Một mô phỏng của các phép tổng hợp với
kích cỡ khác nhau đã sử dụng giải các phơng trình St. Venant đợc Srelkoff
đa ra năm 1970.
5.4.2 Phơng trình động học
Lighthill và Whithan (1955) đã giả thiết rằng các số hạng động lực trong
phơng trình động lợng có ảnh h
ởng không đáng kể đối với các trờng hợp
mà trong đó không có mặt các tác động của nớc đọng. Phép xấp xỉ tựa ổn định
này, hiểu là phép xấp xỉ sóng động lực, là kết của của việc thay thế các phơng
trình St. Venant bằng các phơng trình động lực đơn giản hơn nhiều tức là
phơng trình liên tục (phơng trình [5.3]), và phơng trình thẳng đứng thờng
có cấu trúc:

m
yQ = (5.5.)

305