Kỹ thuật và quản lý hệ thống nguồn nước ( Đại học Quốc gia Hà Nội ) - Chương 10 pptx

410

phÇn
3
kü thuËt vµ
qu¶n lý níc
d thõa




391

Chơng
10
Thủy văn và thủy lực

trong quản lý
nớc d thừa




Chơng này trình bày một số phơng pháp luận về thủy văn và thủy lực
cơ bản cần thiết cho việc quản lý nớc d thừa, nhằm mục đích khảo luận
các phơng pháp đợc sử dụng rộng rãi hơn. Ngời đọc có thể tham khảo
các cuốn sách (Bedient và Huber, 1988; Chow và cộng sự, 1988; Vessman
và cộng sự, 1989 và Bras, 1990) để biết chi tiết hơn về các nguyên lý của
các phơng pháp này. Các loại phơng pháp khác nhau bao gồm cả các mô

hình ngẫu nhiên hoặc tất định và cả các mô hình thông số tập trung hoặc
phân phối. Các định nghĩa về các loại mô hình này lấy theo các định nghĩa
của Chow và cộng sự (1988). Các mô hình tất định không xem xét tính
ngẫu nhiên trong khi các mô hình ngẫu nhiên có các đầu ra ít nhất là ngẫu
nhiên cục bộ. Các mô hình thông số tập trung tính trung bình theo không
gian của một hệ thống, xem hệ thống nh một điểm đơn lẻ không có thứ
nguyên trong không gian. Các mô hình phân phối xem xét các điểm khác
nhau trong không gian và xác định các biến mô hình nh các hàm của các
thứ nguyên không gian. Các chủ đề chính thảo luận ở đây là phân tích ma
- dòng chảy (tất định, tập trung), diễn toán thủy văn sông và hồ chứa (tất
định, tập trung), phân tích tần suất dòng chảy lũ (ngẫu nhiên, tập trung),
phân tích trắc diện dọc mặt nớc (tất định, phân phối) và diễn toán thủy lực
(tất định, phân phối) để dự báo lũ.
10.1. phân tích thủy văn và thủy lực đồng bằng ngập lụt
Phân tích thủy văn và thủy lực lũ đợc yêu cầu trong quy hoạch, thiết kế và quản lý nhiều
loại thành phần bao gồm các hệ thống thủy văn trong đồng bằng ngập lụt hoặc lu vực sông. Các
phân tích này cần thiết cho việc xác định các cao trình và độ sâu ngập lụt khả năng, các diện tích
ngập lụt, kích thớc các kênh mơng, các cao trình đê, các giới hạn của đờng, thiết kế các nút
giao thông và các cống nớc cùng nhiều việc khác. Các yêu cầu điển hình bao gồm:


392
1. Các nghiên cứu thông tin về đồng bằng ngập lụt. Phát triển các thông
tin về các sự kiện lũ lụt đặc trng nh các sự kiện có tần số xuất hiện
10 năm, 100 năm và 500 năm.
2. Đánh giá các phơng án sử dụng đất trong tơng lai. Phân tích một
loạt các sự kiện lũ lụt (có các tần số xuất hiện khác nhau) đối với việc
sử dụng đất hiện tại và trong tơng lai để xác định nguy cơ tiềm ẩn
rủi ro do lũ lụt, thiệt hại do lũ lụt và ảnh hởng của lũ lụt đối với môi
trờng.

3. Đánh giá các biện pháp làm giảm tổn thất do lũ lụt. Phân tích một
loạt các sự kiện lũ lụt (có các tần số xuất hiện khác nhau) để xác định
việc làm giảm thiệt hại do lũ lụt kết hợp với các dòng chảy thiết kế
đặc trng.
4. Các nghiên cứu thiết kế. Phân tích các sự kiện lũ lụt đặc trng để xác
định kích thớc các phơng tiện, đảm bảo sự an toàn của chúng và
tránh thất bại.
5. Các nghiên cứu hoạt động. Đánh giá một hệ thống để xác định xem
các yêu cầu đã đặt ra với nó theo các sự kiện lũ lụt đặc trng có thể
đợc thỏa mãn hay không.
Các phơng pháp sử dụng trong phân tích thủy văn và thủy lực đợc xác định theo mục
đích, phạm vi của dự án và các tài liệu sẵn có để sử dụng. hình 10.1,1 là sơ đồ phân tích thủy văn
và thủy lực đối với các nghiên cứu đồng bằng ngập lụt. Các kiểu phân tích thủy văn là phân tích
ma - dòng chảy hoặc phân tích tần suất dòng chảy lũ. Nếu một số lợng thích hợp các lu
lợng đỉnh lũ tức thời hàng năm lịch sử (chuỗi cực đại hàng năm) sẵn có để sử dụng thì phân
tích tần suất dòng chảy lũ có thể thực hiện để xác định lu lợng đỉnh lũ cho các thời kỳ xuất
hiện lại khác nhau. Nếu không thì việc phân tích ma - dòng chảy phải đợc thực hiện bằng cách
sử dụng ma lũ lịch sử hoặc ma lũ thiết kế đối với thời kỳ xuất hiện lại đặc trng để phát triển
một biểu đồ quá trình ma - dòng chảy.
Việc xác định các cao trình mặt nớc có thể đợc thực hiện nhờ sử dụng phân tích trắc diện
dọc mặt nớc ở trạng thái ổn định nếu chỉ biết các lu lợng đỉnh hoặc có thể lựa chọn các lu
lợng đỉnh từ các biểu đồ quá trình ma - dòng chảy tạo ra. Để phân tích chi tiết và toàn diện
hơn, phân tích dòng chảy không ổn định phải dựa trên một mô hình diễn toán thủy lực và có thể
cần sử dụng biểu đồ quá trình ma - dòng chảy để xác định chính xác hơn các cao trình mặt
nớc cực đại. Phân tích dòng chảy không ổn định cũng cung cấp thông tin chi tiết hơn nh các
biểu đồ quá trình lu lợng đã diễn toán tại các vị trí khác nhau trên khắp đoạn sông nghiên cứu.
10.2. Xác định biểu đồ quá trình ma lũ: phân tích ma -dng chòy
Biểu đồ quá trình dòng chảy sông hay quá trình lu lợng là đồ thị hoặc bảng thể hiện
dòng chảy ớc lợng là một hàm của thời gian tại vị trí đã cho trên sông (Chow và nnk, 1988).
Trong thực tế, một biểu đồ thủy văn là một biểu hiện trọn vẹn các đặc trng địa lý tự nhiên và

khí hậu chi phối các quan hệ giữa ma và dòng chảy của một lu vực sông riêng biệt (Chow,
1964).


393


Hình 10.1.1
Các thành phần của một phân tích thủy văn - thủy lực đồng bằng ngập lụt







Đầu vào:

Ma
Hệ thống:

Lu vực sông
Đầu ra:

Biểu đồ quá trình dòng chảy
Hình 10.2.1 Mô hình hoá ma - dòng chảy



394

Hình 10.2.2
Các bớc xác định dòng chảy do ma
Đối tợng phân tích ma - dòng chảy đợc minh họa trong hình 10.2,1 trong đó, hệ thống
là một lu vực sông, đầu vào là biểu đồ quá trình ma và đầu ra là biểu đồ quá trình dòng chảy
hoặc lu lợng. hình 10.2,2 định rõ các quá trình (hoặc các bớc) khác nhau sử dụng để xác
định biểu đồ quá trình dòng chảy tổng cộng từ đầu vào ma. Mục này mô tả phơng pháp biểu
đồ thủy văn đơn vị và ứng dụng nó để xác định biểu đồ quá trình dòng chảy do ma.
10.2.1. Các tổn thất thủy văn
Lợng ma vợt quá hoặc lợng ma hiệu quả là lợng ma không
đợc giữ lại trên mặt đất mà cũng không thấm vào trong đất. Sau khi chảy
qua bề mặt lu vực, lợng ma vợt quá trở thành dòng chảy trực tiếp tại
cửa ra của lu vực. Biểu đồ quá trình ma vợt quá là một thành phần quan
trọng trong việc nghiên cứu các quan hệ ma - dòng chảy. Hiệu số giữa
biểu đồ quá trình lợng ma tổng cộng và biểu đồ quá trình lợng ma vợt
quá chính là các tổn thất. Các tổn thất chủ yếu là nớc hấp thu do thấm
cùng với một số lợng khấu trừ do bị chặn và trữ lại trên bề mặt.
Thấm là quá trình nớc thâm nhập từ mặt đất vào đất. Có nhiều nhân tố
ảnh hởng đến tốc độ thấm, bao gồm: điều kiện mặt đất và lớp phủ thực vật,
các tính chất của đất (nh độ rỗng và tính dẫn thủy lực của nó) và trữ lợng
ẩm hiện có trong đất. Tốc độ thấm
f
biểu diễn bằng inch/h hoặc cm/h là
tốc độ nớc vào đất tại bề mặt. Dới các điều kiện nớc tạo thành vũng trên
bề mặt, thấm xảy ra với tốc độ thấm khả năng. Thấm tích lũy
F
là độ sâu
lũy tích của nớc thấm trong một khoảng thời gian đặc trng và bằng tích
phân của tốc độ thấm trong toàn bộ khoảng thời gian đó:

t
t
dftFF
0
)()(

(10.2.1)
Tốc độ thấm bằng đạo hàm của thấm lũy tích. Ba phơng trình thấm đã
đợc công nhận và đã đợc sử dụng rộng rãi (Green-Ampt, Horton và SCS)


395

đợc trình bày trong bảng 10.2,1, Các mối tơng quan của lợng ma, tốc
độ thấm và thấm lũy tích đợc thể hiện trong hình 10.2.3.
10.2.2. Phơng pháp biểu đồ thủy văn đơn vị
Biểu đồ thủy văn đơn vị là biểu đồ quá trình dòng chảy trực tiếp do
lợng ma vợt quá 1 inch (hoặc 1 cm theo các đơn vị SI) gây ra một cách
đồng đều trên một lu vực sông với tốc độ không đổi trong khoảng thời
gian hiệu quả. Về cơ bản, biểu đồ thủy văn đơn vị là hàm phản ứng dao
động đơn vị của hệ thủy văn tuyến tính. Biểu đồ thủy văn đơn vị là một mô
hình tuyến tính đơn giản có thể đợc sử dụng để nhận đợc biểu đồ thủy
văn từ tổng lợng ma hiệu quả bất kỳ. Phơng pháp biểu đồ thủy văn đơn
vị luôn dựa trên các giả thiết dới đây:
1. Lợng ma hiệu quả có cờng độ không đổi trong khoảng thời gian
hữu hiệu.
2. Lợng ma hiệu quả đợc phân bố đồng đều trên toàn bộ lu vực
sông.
3. Thời gian cơ sở của các biểu đồ quá trình dòng chảy trực tiếp do

lợng ma hiệu quả sinh ra là không đổi trong khoảng thời gian đã
cho.
4. Các tung độ của tất cả các biểu đồ quá trình dòng chảy trực tiếp
trong một thời gian cơ sở thông thờng tỷ lệ thuận với tổng lợng
dòng chảy trực tiếp mô tả bằng mỗi một biểu đồ quá trình lu lợng.
5. Đối với một lu vực sông đã cho, biểu đồ quá trình lu lợng do
lợng ma hiệu quả đã cho sinh ra phản ánh các đặc trng không
thay đổi của lu vực.

Bảng 10.2.1
Các phơng trình thấm
Thấm lũy tích (F
t
) Tốc độ thấm (f
t
) Chú giải
Phơng trình Green-Ampt:
Kt
F
F
t
t

1ln











1
t
t
F
Kf


*
K
: dẫn suất thủy lực
*

: cột nớc hút của mặt thấm ớt trong

đất
*


: Lợng thay đổi trữ lợng ẩm
i



*

: độ rỗng


396
i

: trữ lợng ẩm ban đầu
Phơng trình Horton:



kt
co
ct
e
k
ff
tfF

1



kt
coct
effff



*
c
f
: tốc độ thấm không đổi
*
o
f
: tốc độ thấmban đầu
*
k
: hằng số phân rã
Phơng pháp SCS:


SIP
IPS
F
at

at
t





2
2
SIP
dt
dP
S
f
at
t
t



*
S
: lợng giữ lại cực đại khả năng
10
1000

CN
S

*

CN
: số đờng cong không thứ nguyên
1000


CN

*
a
I
: Tổn thất ban đầu.
SI
a
2,0

*
t
P
: Lợng ma tổng cộng theo thời gian
t

Phơng trình cuốn rời rạc dới đây đợc sử dụng để tính dòng chảy
trực tiếp
n
Q
căn cứ vào lợng ma hiệu quả
m
P
và biểu đồ quá trình lu
lợng đơn vị

1mn
U
(Chow và cộng sự, 1988):
1
1





mn
Mn
m
mn
UPQ
(10.2.2)
trong đó: n mô tả thời gian. Quá trình ngợc lại gọi là phá cuốn đợc sử
dụng để nhận đợc biểu đồ thủy văn đơn vị
m
P
và
n
Q
đã cho. Giả sử có
M
dao động của lợng ma hiệu quả và
N
dao động của dòng chảy trực tiếp
trong trận ma đợc xem xét: khi đó,
N

phơng trình có thể đợc viết cho
n
Q
(
Nn , ,2,1

) dới dạng
1


MN
tung độ của biểu đồ thủy văn đơn vị
cha biết.
Khi các tài liệu ma - dòng chảy không sẵn có để sử dụng, phải dùng
một biểu đồ thủy văn đơn vị nhân tạo. Phơng pháp thờng đợc sử dụng
nhất là phơng pháp của Snyder. Phơng pháp này liên kết thời gian từ
trọng tâm của lợng ma đến đỉnh của biểu đồ thủy văn đơn vị với các đặc
trng địa lý tự nhiên của lu vực sông.



397


Hình 10.2.3
Lợng ma, tốc độ thấm và thấm lũy tích
Một khi biểu đồ thủy văn đơn vị đã đợc xác định, nó có thể đợc áp
dụng để tìm dòng chảy trực tiếp và các biểu đồ quá trình dòng chảy sông.
Từ biểu đồ quá trình ma lựa chọn với các khấu trừ đợc lợc đi để xác
định biểu đồ quá trình lợng ma hiệu quả. Khoảng thời gian sử dụng trong

việc xác định các tung độ của biểu đồ quá trình ma hiệu quả phải giống
hệt nh khoảng thời gian đã xác định cho biểu đồ thủy văn đơn vị.
10.2.3. Cục Công binh Hoa kỳ, Trung tâm Kỹ thuật Thủy văn, HEC-1
Chơng trình tính HEC-1 đã đợc phát triển bởi Trung tâm Kỹ thuật
Thủy văn (HEC), Cục Công binh Hoa kỳ, để mô phỏng quá trình ma -
dòng chảy đối với các lu vực sắp xếp theo kích thớc và độ phức tạp từ các
lu vực đô thị nhỏ đến các hệ thống sông đa lu vực lớn. Mô hình này có
thể đợc sử dụng để xác định dòng chảy từ các sự kiện nhân tạo cũng nh
các sự kiện lịch sử. Một lu vực sông đợc mô tả nh một hệ thống các
thành phần nối liền với nhau (xem hình 10.2,4), mỗi một trong các thành
phần đó mô hình hoá một mặt của quá trình ma - dòng chảy trong một tiểu
lu vực. Các thành phần là thành phần dòng chảy trên mặt đất, thành phần
diễn toán dòng chảy sông, thành phần hồ chứa, thành phần chuyển nớc và
thành phần bơm.
Quy trình biểu đồ thủy văn đơn vị hoặc sóng động học có thể đợc sử
dụng trong thành phần dòng chảy trên mặt đất để xác định biểu đồ quá trình
dòng chảy trực tiếp. Các thành phần dòng chảy trên mặt đất đối với lu vực
sông ví dụ trong hình 10.2,4 là: 10. 20, 30, 40, 50 và 60, Các thành phần


398
diễn toán dòng chảy: 1020, 3040, 2050, 5060 và 6070 trong hình 10.2,4
đợc sử dụng để mô tả chuyển động của lũ trong lòng dẫn nhờ sử dụng diễn
toán thủy văn. Đầu vào là biểu đồ thủy văn thợng lu đợc diễn toán tới
một điểm hạ lu bằng cách sử dụng phơng pháp Muskingum, phơng pháp
diễn toán mực nớc ao hồ hoặc phơng pháp diễn toán sóng động học. Một
thành phần hồ chứa nh 70 trong hình 10.2,4 chẳng hạn, tơng tự với thành
phần diễn toán dòng chảy sông sử dụng quy trình diễn toán mực nớc ao
hồ. Thành phần chuyển nớc có thể đợc sử dụng để miêu tả những chỗ
chuyển nớc, các nhánh rẽ của sông hoặc sự di chuyển của dòng chảy từ

một điểm trong một lu vực đến điểm khác ở trong hoặc ở ngoài lu vực
sông riêng biệt. Thành phần bơm có thể đợc sử dụng trong việc mô phỏng
các trạm bơm nâng dòng chảy khỏi các diện tích thấp tạo thành ao hồ chẳng
hạn nh các diện tích ở sau các đê.

Hình 10.2.4
Mô hình hoá ma - dòng chảy nhờ sử dụng HEC-1 (Hiệp hội Kỹ s Quân
đội Hoa Kỳ, 1989)

10.2.4. Các mô hình mô phỏng liên tục
Mô hình HEC-1 dùng phơng pháp biểu đồ thủy văn đơn vị là một mô
hình sự kiện đợc sử dụng để mô phỏng các sự kiện ma - dòng chảy riêng
lẻ. Các mô hình sự kiện nhấn mạnh đến thấm và dòng chảy mặt cùng với
các đối tợng để xác định dòng chảy trực tiếp. Các mô hình này đợc sử
dụng để tính toán các dòng chảy lũ ở nơi mà dòng chảy trực tiếp đóng góp


399

chính cho dòng chảy. Các mô hình sự kiện không xem xét đến việc tính độ
ẩm giữa các trận ma.
Các mô hình liên tục tính toán tờng minh cho tất cả các thành phần dòng chảy, kể cả dòng
chảy mặt và dòng chảy gián tiếp (nhập lu và dòng chảy ngầm). Các mô hình này tính toán đối
với cân bằng ẩm toàn diện của một lu vực trên cơ sở thời hạn dài và vì thế phù hợp để dự báo
tổng lợng dòng chảy thời hạn dài. Các mô hình liên tục xem xét đến bốc thoát hơi và các thất
thoát dài hạn, xác định tốc độ khôi phục độ ẩm trong các thời kỳ không có ma.
Ba mô hình liên tục đã sử dụng ở Hoa Kỳ là: (1) mô hình dòng chảy sông và điều khiển hồ
chứa nhân tạo (SSARR) phát triển bởi Cục Công binh Hoa Kỳ - S đoàn Bắc Thái Bình Dơng
(1986); (2) mô hình lu vực Stanford (SWM) phát triển tại Trờng Đại học Stanford (Crawford
và Linsley, 1966) và (3) mô hình Sacramenko phát triển bởi nhóm kết hợp giữa Trung tâm Dự

báo sông của Bang Liên bang, Cục Thời tiết Quốc gia Hoa Kỳ và Ban Tài nguyên nớc của
bang Califorlia (Burnach, Ferral và McGuire, 1973). Một phiên bản đã sửa đổi của mô hình
Sacramenko đã đợc kết hợp trong Hệ thống Dự báo sông - Cục Thời tiết Quốc gia (NWSRFS)
(Peck, 1976). Mô hình Sacramenko đợc thảo luận ở mức chi tiết hơn trong các đoạn dới đây.
Do việc tính toán dòng chảy từ ma đợc dựa trên cơ sở tính toán độ ẩm đất nên mô hình
Sacramenko cũng đợc biết đến nh là mô hình tính toán độ ẩm đất Sacramenko.
Mô hình Sacramenko là mô hình tất định, có đầu vào và các tham số tập trung trong phạm
vi diện tích tính độ ẩm đất. Mô hình này có thể đợc sử dụng để làm mô hình áp suất nớc, phân
chia đất theo chiều thẳng đứng thành hai đới tính toán độ ẩm chính. Đới trên cao tính toán đối
với lợng trữ bị chặn lại và lớp đất bên dới; đới dới thấp tính toán đối với phần chủ yếu của độ
ẩm đất và khả năng chứa nớc ngầm. Một biểu đồ khái niệm của mô hình Sacramenko đợc thể
hiện trong hình 10.2.5.
Các đới trên cao và dới thấp chứa nớc áp lực và nớc tự do (xem hình 10.2,5). Nớc áp
lực đợc giới hạn chặt chẽ với các hạt đất và vì vậy, không thể sẵn sàng để chuyển động. Nớc
tự do không bị giới hạn với các hạt đất và có thể chuyển động theo cả hai phơng đứng và ngang
từ đầu đến cuối trắc diện đất. Nớc áp lực chỉ đợc xả hết ra bằng cách bốc thoát hơi nớc trong
khi nớc tự do đợc di chuyển bằng cách thấm qua, chảy hòa vào nhau, bốc thoát hơi nớc và bổ
sung cho nớc áp lực. Trong đới trên cao, nhu cầu nớc áp lực (lợng trữ nớc áp lực của đới
trên cao, UZTWS) phải đợc thỏa mãn trớc khi nớc đợc di chuyển tới chỗ chứa nớc tự do.
Trong đới dới thấp, phần nớc đến có thể trở thành nớc tự do không đáp ứng các yêu cầu của
nớc áp lực.
Sự chuyển động của nớc từ đới trên cao đến đới dới thấp đợc xác định bằng một hàm
thấm có liên quan với các năng lực và dung tích của cả hai đới và các hệ số xả nớc tự do. Hai
loại thông tin bốc thoát hơi nớc đợc sử dụng là: (1) đờng cong bốc thoát hơi nớc thay đổi
theo mùa bao gồm các giá trị trung bình tháng hoặc (2) các số liệu bốc thoát hơi nớc khả năng
thực tế cùng các hệ số hiệu chỉnh hàng tháng để tính các thay đổi mùa theo lớp phủ thực vật và
điều kiện mặt đất.
Phiên bản NWS của mô hình Sacramenko sử dụng các khoảng thời gian
tính toán 6 giờ đối với các mô phỏng kiểm tra và các dự báo có thể sử dụng
(Brazil và Hudlow, 1981). Cả hai khu vực u tiên và không u tiêu đều

đợc xem xét. Các khu vực không u tiên nối trực tiếp với một sông đóng
góp dòng chảy trực tiếp vào dòng chảy sông mà không di chuyển qua đất.
Các đất đã bão hòa gần sông cũng tác động nh các khu vực không u tiên


400
và khu vực này có thể thay đổi về kích thớc tùy thuộc vào độ ẩm đất. Mô
hình Sacramenko tạo ra 5 thành phần của dòng chảy sông (Brazil và
Hudlow, 1981):
1. Dòng chảy trực tiếp do ma gây ra áp dụng đối với các khu vực
không thấm và các khu vực không thấm tạm thời.
2. Dòng chảy mặt do ma lớn hơn lợng giữ lại ở đới trên cao.
3. Dòng chảy sát mặt chảy theo phơng ngang từ lợng trữ nớc tự
do của đới trên cao.
4. Dòng chảy cơ sở bổ sung chảy từ lợng trữ bổ sung nớc tự do
của đới dới thấp.
5. Dòng chảy cơ sở chính chảy từ lợng trữ nớc tự do của đới dới
thấp.
Dòng chảy vào lòng dẫn đối với mỗi thời đoạn đợc cộng với các thành
phần dòng chảy ở trên.


Hình 10.2.5
Biểu đồ khái niệm của mô hình Sacramenko (Brazil và Hudlow, 1981)


401

10.ả. 3iDn tễán thủy văn: các hồ choa và ứsng
Diễn toán dòng chảy là một quy trình để xác định thời gian và độ lớn

của dòng chảy (nghĩa là biểu đồ quá trình lu lợng) tại một điểm trên dòng
sông từ các biểu đồ thủy văn đã biết hoặc giả thiết tại một điểm hoặc nhiều
hơn một điểm ở thợng lu. Nếu dòng chảy là lũ, quy trình đợc nhận biết
một cách rõ ràng nh diễn toán lũ. Diễn toán bằng các phơng pháp hệ
thống tập trung đợc gọi là diễn toán thủy văn và diễn toán bằng các
phơng pháp hệ thống phân phối đợc gọi là diễn toán thủy lực. Diễn toán
dòng chảy bằng các phơng pháp hệ thống phân phối đợc mô tả trong mục
10.6.
Để diễn toán thủy lực, đầu vào


tI
, đầu ra


tQ
và lợng trữ


tST
đợc liên
kết bởi phơng trình liên tục:
)()(
)(
tQtI
dt
TdST

(10.3.1)
Nếu một biểu đồ quá trình dòng chảy vào

tI
đợc biết, phơng trình
10.3.1 không thể đợc giải trực tiếp để nhận đợc biểu đồ quá trình dòng
chảy ra


tQ
bởi vì cả
Q
và
ST
đều cha biết. Một quan hệ thứ hai hoặc
hàm lợng trữ đợc yêu cầu để liên kết
ST
,
I
và
Q
; liên kết hàm lợng trữ
và dòng chảy vào hồ chứa thành mực nớc hồ chứa. Trong phơng pháp
Muskingum đối với diễn toán dòng chảy trong lòng dẫn, lợng trữ có quan
hệ tuyến tính với
I
và
Q
.
Tác động của lợng trữ là phân phối lại biểu đồ quá trình lu lợng
bằng cách di chuyển trọng tâm của biểu đồ quá trình dòng chảy vào đến vị

trí của trọng tâm của biểu đồ quá trình dòng chảy ra trong thời gian phân
phối lại. Trong các lòng dẫn rất dài, toàn bộ sóng lũ cũng di chuyển một
khoảng cách đáng kể và trọng tâm của biểu đồ quá trình lu lợng của nó
có thể đợc di chuyển trong một thời gian dài hơn thời gian phân phối lại.
Thời gian thêm vào này có thể đợc xem bằng thời gian tịnh tiến. Tổng thời
gian truyền lũ giữa trọng tâm của biểu đồ dòng chảy vào và biểu đồ dòng
chảy ra, bằng tổng thời gian của phân phối lại và tịnh tiến. Quá trình phân
phối lại thay đổi hình dạng biểu đồ quá trình lu lợng trong khi, quá trình
tịnh tiến thay đổi vị trí của nó.
10.3.1. Diễn toán thủy văn hồ chứa
Diễn toán mực nớc ao hồ là quy trình để tính biểu đồ quá trình dòng
chảy ra từ một hồ chứa nhờ giả thiết mặt nớc nằm ngang, cho biết biểu đồ
quá trình dòng chảy vào và các đặc trng lợng trữ - dòng chảy ra của nó.
Sự thay đổi lợng trữ trong thời đoạn
t



jj
STST
1
có thể đợc biểu diễn
từ phơng trình 10.3,1 bằng:
t
QQ
t
II
SS
ijij
jj

22
11
1
(10.3.2)


402

Các giá trị của dòng chảy vào tại lúc đầu và cuối thời đoạn thứ
j
tơng
ứng là
j
I
và
1j
I
và các giá trị tơng ứng của dòng chảy ra là
j
Q
và
1j
Q
.
Các giá trị
j
I
và
1j
I
đợc biết từ đờng quá trình dòng chảy vào. Các giá
trị
j
Q
và
j
ST
cho trớc tại đầu thời đoạn thứ

j
từ các tính toán đối với thời
đoạn trớc. Do đó, phơng trình 10.3.2 bao gồm hai ẩn số
1j
Q
và
1j
ST

đợc tách ra bằng cách nhân phơng trình 10.3.2 với
t

/2
và sắp xếp lại để
đem lại kết quả là:

j
j
jjj
j
Q
t
ST
IIQ
t
ST 22
11
1
(10.3.3)
Để tính dòng chảy ra
1j
Q
, một hàm lợng trữ - dòng chảy ra liên kết
Q
t
ST

2
và
Q
đợc yêu cầu. Hàm này có thể đợc phát triển bằng cách sử
dụng các quan hệ cao trình - lợng trữ và cao trình - dòng chảy ra. Quan hệ
giữa cao trình mặt nớc và trữ lợng nớc hồ chứa có thể nhận đợc từ các
bản đồ địa hình. Quan hệ cao trình - lu lợng nhận đợc từ các phơng
trình liên kết cột nớc và lu lợng đối với các loại đập tràn và công trình
cửa xả khác nhau. Giá trị của
t

đợc lấy bằng bớc thời gian của đờng
quá trình dòng chảy vào. Đối với một giá trị cao trình mặt nớc đã cho, các
giá trị lợng trữ
ST
và lu lợng
Q
đợc xác định, khi đó, giá trị
Q
t
ST


2

đợc tính toán và vẽ thành đồ thị trên trục hoành cùng với giá trị dòng chảy
ra
Q
trên trục tung.

Trong diễn toán dòng chảy từ đầu đến cuối thời đoạn
j
, tất cả các số
hạng trên RHS của phơng trình 10.3,3 đều đợc biết và vì thế, giá trị của
1
1
2




j
j
Q
t
ST
có thể tính toán đợc. Giá trị tơng ứng của
1j
Q
có thể đợc
xác định từ hàm lợng trữ - dòng chảy ra
Q
t
ST


2
ứng với
Q
hoặc bằng đồ

thị, hoặc bằng cách nội suy tuyến tính các giá trị đợc trình bày thành bảng.
Để cung cấp đầy đủ các số liệu yêu cầu cho thời đoạn tiếp theo, giá trị
1
1
2




j
j
Q
t
ST
đợc tính bằng cách sử dụng:
11
1
1
1
2
22

jj
j
j
j
QQ
t
ST
Q
t
ST
(10.3.4)
Sau đó, các tính toán đợc lặp lại cho các thời kỳ diễn toán tiếp theo.

403

10.3.2. Diễn toán thủy văn sông
Phơng pháp Muskingum là phơng pháp diễn toán thủy văn sông
thờng đợc sử dụng, dựa trên cơ sở quan hệ biến thiên lu lợng - lợng
trữ. Phơng pháp này mô phỏng thể tích trữ lũ của một sông bằng cách kết
hợp các thể tích trữ hình nêm và hình lăng trụ. Trong thời gian chuyển động
của một sóng lũ, dòng chảy vào vợt quá dòng chảy ra gây ra một nêm trữ.
Trong thời gian rút đi, dòng chảy ra vợt quá dòng chảy vào cũng gây ra
một nêm trữ. Thêm vào đó, có một lăng trụ trữ đợc hình thành do thể tích
của mặt cắt ngang không đổi dọc theo chiều dài một kênh lăng trụ.
Giả thiết rằng diện tích mặt cắt ngang của dòng chảy lũ tỷ lệ tuyến tính
với lu lợng tại mặt cắt ngang thì thể tích lăng trụ trữ bằng
KQ
trong đó
K

là hệ số tỷ lệ và thể tích nêm trữ bằng


QIKX
, trong đó
X
là trọng số có
phạm vi biến đổi
5,00


X

. Lợng trữ tổng cộng đợc xác định bằng tổng
của hai thành phần:

)( QIKXKQST



(10.3.5)
có thể đợc sắp xếp lại để đa ra hàm lợng trữ đối với phơng pháp
Muskingum:





QXXIKST 1
(10.3.6)
và mô tả một mô hình tuyến tính để diễn toán dòng chảy trong các sông.
Giá trị của
X
phụ thuộc vào hình dạng của nêm trữ đã mô hình hóa. Giá
trị của
X
biến đổi trong phạm vi từ 0 đối với trữ kiểu hồ chứa đến 0,5 đối
với nêm trữ đầy. Khi
X
= 0, không có nêm trữ và vì vậy, không có nớc
vật; đây là trờng hợp đối với hồ chứa mức ao tù. Trong các sông thực tế,
X
nằm giữa 0 và 0,3 với giá trị trung bình gần bằng 0,2, Độ chính xác lớn

trong việc xác định
X
có thể không cần thiết vì các kết quả của phơng
pháp tơng đối ít nhậy đối với giá trị của tham số này. Tham số
K
là thời
gian chuyển động của sóng lũ từ đầu đến cuối đoạn lòng dẫn. Đối với diễn
toán thủy văn, các giá trị của
K
và
X
đợc giả thiết là không đổi trong suốt
phạm vi của dòng chảy.
Các giá trị lợng trữ tại các thời gian
j
và
1

j
có thể đợc viết tơng
ứng bằng:




jjj
QXXIKST 1
(10.3.7)
và

111
1


jjj
QXXIKST
(10.3.8)
Nhờ sử dụng các phơng trình 10.3,7 và 10.3,8, đại lợng thay đổi lợng trữ trong thời
đoạn
t

bằng:


404










jjjjjj
QXXIQXXIKSTST

11
111
(10.3.9)
Đại lợng thay đổi lợng trữ cũng có thể đợc biểu diễn bằng cách sử
dụng phơng trình 10.3,2, Kết hợp các phơng trình 10.3,9 và 10.3,2 và đơn
giản hoá sẽ cho:
jjjj
QCICICQ
32111


(10.3.10)
là phơng trình diễn toán đối với phơng pháp Muskingum, trong đó:
tXK
KXt
C




)1(2
2
1
(10.3.11)
tXK
KXt
C

)1(2
2
2
(10.3.12)
tXK
tKX
C




)1(2
2
3
(10.3.13)
Chú ý rằng
1
321
CCC
.
Nếu các đờng quá trình dòng chảy vào và ra quan trắc đợc sẵn có để
sử dụng đối với một đoạn sông, các giá trị của
K
và
X
có thể xác định
đợc. Giả thiết các giá trị khác nhau của
X

và bằng cách sử dụng các giá trị
đã biết của dòng chảy vào và ra, các giá trị liên tiếp của tử số và mẫu số của
biểu thức dới đây đối với
K
nhận đợc từ các phơng trình 10.3.9 và
10.3.2 có thể đợc tính toán nhờ sử dụng:









jjjj
jjjj
QQXIIX
QQIIt
K








11
11

1
5,0
(10.3.14)
Các giá trị tính toán của tử số và mẫu số đợc vẽ thành đồ thị đối với mỗi thời đoạn với tử
số trên trục tung và mẫu số trên trục hoành. Điều này thờng tạo ra đồ thị dạng vòng dây. Giá trị
X
tạo ra vòng dây gần sát nhất với một đờng đơn đợc lấy làm giá trị chính xác cho đoạn
sông và theo phơng trình 10.3.14,
K
bằng độ dốc của đờng này. Vì
K
là thời gian cần thiết
để sóng lũ vợt qua đoạn sông nên giá trị của nó cũng có thể ớc lợng bằng thời gian di chuyển
của dòng chảy đỉnh qua đoạn sông đã quan trắc đợc.
10.ô. 4hân tích tPn ứuầt thủy văn để ấác định phPn ngập lũ
10.4.1. Phân tích tần suất dòng chảy lũ
Mục tiêu chính của phân tích tần suất các số liệu thủy văn là để xác định khoảng thời gian
xuất hiện lại của một sự kiện thủy văn có độ lớn đã cho. Khoảng thời gian xuất hiện lại đợc
định nghĩa bằng khoảng thời gian trung bình trong đó, độ lớn của sự kiện thủy văn sẽ lớn hơn
hoặc bằng với số trung bình dù chỉ một lần. Tần suất giới hạn thờng đợc sử dụng thay thế cho
khoảng thời gian xuất hiện lại; tuy nhiên, nó không đợc phân tích để biểu thị sự chính tắc hoặc
nói rõ khoảng thời gian xuất hiện hoặc xuất hiện lại. Phân tích tần suất thủy văn là phơng pháp
sử dụng phân tích xác xuất và thống kê để đánh giá các tần suất trong tơng lai (các xác suất xảy
ra các sự kiện thủy văn) dựa trên thông tin trong các tài liệu thủy văn sẵn có. Do phạm vi không
chắc chắn và đa dạng của các phơng pháp trong việc xác định các ớc lợng về dòng chảy lũ
mà các kết quả khác nhau có thể nhận đợc bằng cách sử dụng các phơng pháp khác nhau. Hội


405

đồng Tài nguyên nớc (WRC) (1981) đã cố gắng õây dựng một phơng pháp thống nhất hoặc
thích hợp cho các nghiên cứu tần suất dòng chảy lũ.
Phơng pháp hệ số tần suất. Việc tính toán độ lớn của các sự kiện cực đoan
nh các dòng chảy lũ chẳng hạn, yêu cầu hàm phân phối xác suất có thể đảo ngợc, nghĩa là cho
một giá trị đối với thời kỳ xuất hiện lại
T
hoặc




)1/( TTxF
T
, có

thể xác định đợc giá
trị tơng ứng của
T
x
. Độ lớn của
T
x
của một sự kiện thủy văn có thể đợc mô tả bằng trị trung
bình
x
cộng với một khoảng lệch biến thiên từ trị trung bình. Khoảng lệch này bằng tích số của
độ lệch
x
s
và hệ số tần suất

T
K
. Khoảng lệch
T
x
và hệ số tần suất
T
K

là các hàm của thời kỳ
xuất hiện lại và kiểu phân phối xác suất đợc sử dụng trong phân tích, giống nh Chow (1951)
đã đề xuất phơng trình hệ số tần suất sau đây:
xTT
sKxx
(10.4.1)
Khi biến phân tích là


xy lg
hoặc


xy ln
thì phơng pháp tơng tự đợc áp dụng đối
với các số liệu thống kê cho các lôgarít của các số liệu bằng việc sử dụng:

yTT
sKyy
(10.4.2)
và giá trị yêu cầu của

T
x

tìm đợc bằng cách lấy đối lôga của
T
y
. Đối với một phân phối đã
cho, một quan hệ
T
K

có thể đợc xác định giữa hệ số tần suất và thời kỳ xuất hiện lại tơng
ứng. Bảng 10.4.1 liệt kê các giá trị của hệ số tần suất đối với phân phối Peason loại III (và log-
Peason loại III) cho các giá trị khác nhau của thời kỳ xuất hiện lại và hệ số thiên lệch.
10.4.2. Các Hớng dẫn của Hội đồng Tài nguyên nớc Hoa Kỳ
Hội đồng tài nguyên nớc Hoa kỳ (WRC) đã đề nghị rằng: log-Pearson
III đợc sử dụng nh một phơng pháp cơ bản đối với các nghiên cứu tần
suất dòng chảy lũ (Hội đồng Tài nguyên nớc Hoa Kỳ, 1981). Đây là một cố
gắng để thúc đẩy một phơng pháp thích hợp, giống nhau để xác định tần
suất dòng chảy lũ sử dụng trong quy hoạch tài nguyên nớc và đất có liên
quan ở tất cả các bang.
Tuy nhiên, việc lựa chọn log-Pearson loại III này là hơi tuỳ tiện, trong khi
đó hiện không có một tiêu chuẩn thống kê nghiêm ngặt nào để làm cơ sở
cho việc so sánh các phân phối.
Hệ số thiên lệch (bất đối xứng) rất nhạy đối với độ lớn của mẫu; vì vậy,
rất khó nhận đợc một ớc lợng chính xác từ các mẫu nhỏ. Do vậy, Hội
đồng Tài nguyên


406

nớc Hoa Kỳ (1981) đã đề nghị sử dụng một ớc lợng tổng quát hóa của
hệ số thiên lệch khi đánh giá độ thiên lệch của các chuỗi tài liệu ngắn. Độ
thiên lệch

Bảng 10.4.1
Các giá trị K
T
đối với phân phối Peason loại III
Khoảng thời gian xuất hiện lại trong năm
1,0101

1,0526

1,1111

1,2500 2 5 10 25 50 100 200
Xác suất vợt quá
0,99 0,95 0,90 0,50 0,80 0,20 0,10 0,04 0,02 0,01 0,05
Hệ số
thiên
lệch
Lệch dơng
3,0
2,9
2,8
2,7
2,6
2,5
2,4
2,3

2,2
2,1
2,0
1,9
1,8
1,7
1,6
1,5
1,4
1,3
1,2
1,1
1,0
0,9
0,8
-0,667
-0,690
-0,714
-0,740
-0,769
-0,799
-0,832
-0,857
-0,905
-0,946
-0,990
-1,037
-1,087
-1,140
-1,197

-1,256
-1,318
-1,383
-1,449
-1,518
-1,588
-1,660
-1,733
-0,665
-0,688
-0,711
-0,736
-0,762
-0,790
-0,819
-0,850
-0,882
-0,914
-0,949
-0,984
-1,020
-1,056
-1,093
-1,131
-1,168
-1,260
-1,243
-1,280
-1,317
-1,353

-1,388
-0,660
-0,681
-0,702
-0,724
-0,747
-0,771
-0,795
-0,819
-0,844
-0,869
-0,895
-0,920
-0,945
-0,970
-0,994
-1,018
-1,041
-1,064
-1,086
-1,107
-1,128
-1,147
-1,166
-0,396
-0,390
-0,384
-0,376
-0,368
-0,360

-0,351
-0,341
-0,330
-0,319
-0,307
-0,294
-0,282
-0,268
-0,254
-0,240
-0,225
-0,210
-0,195
-0,180
-0,164
-0,148
-0,132
-0,396
-0,390
-0,384
-0,376
-0,368
-0,360
-0,351
-0,341
-0,330
-0,319
-0,307
-0,294
-0,282

-0,268
-0,254
-0,240
-0,225
-0,210
-0,195
-0,180
-0,164
-0,148
-0,132
0,420
0,440
0,460
0,479
0,499
0,518
0,537
0,555
0,574
0,592
0,609
0,627
0,643
0,660
0,675
0,690
0,705
0,719
0,732
0,745

0,758
0,769
0,780
1,180
1,195
1,210
1,224
1,238
1,250
1,262
1,274
1,284
1,294
1,302
1,310
1,318
1,324
1,329
1,333
1,337
1,339
1,340
1,341
1,340
1,339
1,336
2,278
2,277
2,275
2,272

2,267
2,262
2,256
2,248
2,240
2,230
2,219
2,207
2,193
2,179
2,136
2,146
2,128
2,108
2,087
2,066
2,043
2,018
1,993
3,152
3,134
3,114
3,093
3,071
3,048
3,023
2,997
2,970
2,942
2,912

2,881
2,848
2,815
2,780
2,743
2,706
2,666
2,626
2,585
2,542
2,498
2,453
4,051
4,013
3,973
3,932
3,889
3,845
3,800
3,753
3,705
3,656
3,605
3,553
3,499
3,444
3,388
3,330
3,271
3,211

3,149
3,087
3,022
2,957
2,891
4,970
4,909
4,847
4,783
4,718
4,652
4,484
4,515
4,444
4,372
4,298
4,223
4,147
4,069
3,990
3,910
3,838
3,745
3,661
3,575
3,489
3,401
3,312

407

0,7
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0
-1,806
-1,880
-1,955
-2,029
-2,104
-2,178
-2,252
-2,326
-1,423
-1,458
-1,491
-1,524
-1,555
-1,586
-1,616
-1,645
-1,183
-1,200
-1,216
-1,231

-1,245
-1,258
-1,270
-1,282
-0,116
-0,099
-0,083
-0,066
-0,050
-0,033
-0,017
0
-0,116
-0,099
-0,083
-0,066
-0,050
-0,033
-0,017
0
0,790
0,800
0,808
0,816
0,824
0,830
0,836
0,842

1,333

1,328
1,323
1,317
1,309
1,301
1,292
1,282

1,967
1,939
1,910
1,880
1,849
1,818
1,785
1,751

2,407
2,359
2,311
2,261
2,211
2,159
2,107
2,054
2,824
2,755
2,686
2,615
2,544

2,472
2,400
2,326
3,223
3,132
3,041
2,949
2,856
2,763
2,670
2,576

thờng đáng tin cậy hơn khi độ dài hồ sơ tăng lên. Các Hớng dẫn về độ
thiên lệch trọng số
w
G
đợc đề nghị sử dụng phơng trình:
msw
GWWGG )1(
(10.4.3)

Bảng 10.4.1
Các giá trị
T
K
đối với phân phối Peason loại III (tiếp)
Khoảng thời gian xuất hiện lại trong năm
1,01
01
1,05

26
1,11
11
1,250
0
2 5 10 25 50 100 200

Xác suất vợt quá
0,99 0,95 0,90 0,50 0,80 0,20

0,10

0,04

0,02 0,01

0,05

Hệ
số
thiê
n
lệch

Lệch âm
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5

-0,6
-0,7
-0,8
-0,9
-1,0
-1,1
-1,2
-1,3
-1,4
-1,5
-1,6
-1,7
-1,8
-1,9
-2,0
-2,1
-2,2
-2,3
-2,4
-2,5
-2,6
-2,7
-2,8
-2,9
-3,0
-2,400
-2,472
-2,544
-2,615
-2,686

-2,755
-2,824
-2,891
-2,957
-3,022
-3,087
-3,149
-3,211
-3,271
-3,330
-3,388
-3,444
-3,499
-3,553
-3,605
-3,656
-3,705
-3,753
-3,800
-3,845
-3,889
-3,932
3,973
-4,013
-4,051
-1,673
-1,700
-1,726
-1,750
-1,774

-1,797
-1,819
-1,839
-1,858
-1,877
-1,894
-1,910
-1,925
-1,938
-1,951
-1,962
-1,972
-0,981
-1,989
-1,996
-2,001
-2,006
-2,009
-2,011
-2,012
-2,013
-2,012
-2,010
-2,007
-2,003
-1,292
-1,301
-1,309
-1,317
-1,323

-1,328
-1,333
-1,336
-1,339
-1,340
-1,341
-1,340
-1,339
-1,337
-1,333
-1,329
-1,324
-1,318
-1,310
-1,302
-1,294
-1,284
-1,274
-1,262
-1,250
-1,238
-1,224
-1,210
-1,195
-1,180
-0,836
-0,830
-0,824
-0,816
-0,808

-0,800
-0,790
-0,780
-0,769
-0,758
-0,745
-0,732
-0,719
-0,705
-0,690
-0,675
-0,660
-0,643
-0,627
-0,609
-0,592
-0,574
-0,555
-0,537
-0,518
-0,499
-0,479
-0,460
-0,440
-0,420
0,017
0,033
0,050
0,066
0,083

0,099
0,116
0,132
0,148
0,164
0,180
0,195
0,210
0,225
0,240
0,254
0,268
0,282
0,294
0,307
0,319
0,330
0,341
0,351
0,360
0,368
0,376
0,384
0,390
0,396
0,846
0,850
0,853
0,855
0,856

0,857
0,857
0,856
0,854
0,852
0,848
0,844
0,838
0,832
0,825
0,817
0,808
0,799
0,788
0,777
0,765
0,752
0,739
0,725
0,711
0,696
0,681
0,666
0,651
0,636
1,270
1,258
1,245
1,231
1,216

1,200
1,183
1,166
1,147
1,128
1,107
1,086
1,064
1,041
1,018
0,994
0,970
0,945
0,920
0,895
0,869
0,844
0,819
0,795
0,771
0,747
0,724
0,702
0,681
0,660
1,176
1,680
1,643
1,606
1,567

1,528
1,488
1,448
1,407
1,366
1,324
1,282
1,240
1,198
1,157
1,116
1,075
1,035
0,996
0,959
0,923
0,888
0,855
0,823
0,793
0,764
0,738
0,712
0,683
0,666
1,000
1,945
1,890
1,834
1,777

1,720
1,663
1,606
1,549
1,492
1,435
1,379
1,324
1,270
1,217
1,166
1,116
1,069
1,023
0,980
0,939
0,900
0,864
0,830
0,798
0,768
0,740
0,714
0,689
0,666
2,252
2,178
2,104
2,029
1,955

1,880
1,806
1,733
1,660
1,588
1,518
1,449
1,383
1,318
1,256
1,197
1,140
1,087
1,037
0,990
0,946
0,905
0,867
0,832
0,799
0,769
0,740
0,714
0,690
0,667
2,482
0,388
0,294
2,201
2,108

2,016
1,929
1,837
1,749
1,664
1,581
1,501
1,424
1,351
1,282
1,216
1,155
1,097
1,044
0,995
0,949
0,907
0,869
0,833
0,800
0,769
0,741
0,714
0,690
0,667


408
trong đó:
W

là trọng số,
s
G
là hệ số thiên lệch tính toán bằng cách sử dụng
mẫu số liệu và
m
G
là độ lệch bản đồ mà các giá trị của nó đợc tìm thấy
trong hình 10.4,1, Độ thiên lệch trọng lợng nhận đợc bằng trị trung bình
có trọng số giữa các hệ số thiên lệch đã tính toán từ mẫu số liệu (độ lệch
mẫu ) và các hệ số thiên lệch vùng hoặc bản đồ (xem nh độ thiên lệch
chung theo Hội đồng Tài nguyên nớc Hoa Kỳ, 1981). Trọng số làm giảm
thiểu sự khác biệt hoặc sai số trung bình bình phơng của độ thiên lệch
trọng số có thể đợc xác định bởi:
)()(
)(
ms
m
GVarGVar
GVar
W


(10.4.4)
trong đó:


s
GVar
là dao động của độ thiên lệch của mẫu và

m
GVar
là dao
động của độ thiên lệch bản đồ. Việc xác định
W
bằng cách dùng phơng
trình 10.4.4 yêu cầu các giá trị của


s
GVar
và


m
GVar
. Giá trị của


m
GVar

đã ớc lợng đối với độ lệch bản đồ do WRC cung cấp là 0,3025, Nh một
sự lựa chọn,


m
GVar

có thể nhận đợc từ một nghiên cứu hồi quy liên quan
đến độ thiên lệch đối với các đặc trng địa lý tự nhiên và khí tợng của các
lu vực và xác định


m
GVar
bằng bình phơng của sai số tiêu chuẩn của
phơng trình hồi quy (Tung và Mays, 1981).
Độ thiên lệch trọng lợng
w
G
có thể đợc xác định bằng cách thế phơng
trình 10.4.4 vào phơng trình 10.4.3, kết quả là:
)()(
).().(
sm
mssm
w
GVarGVar
GGVarGGVar
G



(10.4.5)
Phơng sai (sai số trung bình bình phơng) của độ thiên lệch tại trạm
đối với các biến ngẫu nhiên log-Pearson loại III có thể nhận đợc từ các kết
quả của công trình của Wallis và cộng sự (1974). Các kết quả của họ cho
thấy rằng: Var(G

s
) là một hàm của độ dài chuỗi và độ thiên lệch tổng thể.
Để sử dụng trong tính toán G
w
, hàm Var(G
s
) có thể đợc xấp xỉ đủ chính
xác bằng cách sử dụng:





N/10lgB-A
s
10 )Var(G
(10.4.6)
trong đó:
s
GA 88,033,0
nếu
90
s
G

(10.4.7a)
s
GA 30,052,0
nếu
90

s
G
(10.4.7b)
s
GB 26,094,0
nếu
50,1
s
G
(10.4.7c)
55,0

B
nếu
50,1
s
G
(10.4.7d)
trong đó:
s
G
là giá trị tuyệt đối của độ thiên lệch của mẫu đối với tài liệu
(sử dụng nh là một ớc lợng của độ thiên lệch của tổng thể) và
N
là độ
dài chuỗi tính bằng năm.


409

chơng trình tính hecwrc
.
Chơng trình tính
hecwrc (Cục Công binh Hoa Kỳ, 1982) có thể đợc sử dụng để thực
hiện phân tích tần suất lũ của chuỗi cực đại lũ hàng năm theo các quy trình
ở Hội đồng Tài nguyên nớc, Ban tin 17B (1981). Chơng trình này hiện có
ở Cục Công binh Hoa kỳ -Trung tâm Kỹ thuật Thủy văn ở Davis -
California trong cả hai phiên bản tính bằng máy tính chủ (mainframe) và
máy tính cá nhân.
Ví dụ 10.4.1. Hãy sử dụng phơng pháp của Hội đồng Tài nguyên nớc để xác định các lu lợng
đỉnh lũ 2, 10. 25, 50 và 100 năm đối với hồ sơ trạm của sông San Gabriel tại Georgettown, Texas. Độ
thiên lệch của bản đồ bằng -0,3. Chuỗi tài liệu 39 năm (1935-1973) đợc cho ở bảng 10.4.2.
Lời giải.
Bớc 1. Bớc đầu tiên là biến đổi mẫu số liệu thành các giá trị lôga của chúng,
Nixy
ii
, ,1,lg
trong đó
N
= 39,
Bớc 2. Tính các tham số thống kê của mẫu.
Trị trung bình của mẫu của các giá trị đã biến đổi thành lôga bằng:
0838,4
1
1



N
i

i
y
N
y

Độ lệch chuẩn của mẫu bằng:

4605,0
1
1
2/1
1
2












N
i
iy
yy
N

s

Hệ số thiên lệch (bất đối xứng) bằng:


480,0
)2)(1(
3
1
3






y
N
i
i
s
sNN
yyN
G



410

Hình 10.4.1

Các hệ số thiên lệch chung của dòng chảy sông cực đại hàng năm.
(Nguồn: Các nguyên tắc chỉ đạo để xác định tần suất dòng chảy lũ. Bản tin 17B. Phân ban Thủy văn. Uỷ ban t vắn giữa
các sở về số liệu nớc. Cục Địa chất Hoa Kỳ. Reston, Va. In lại có sửa chữa tháng 3 năm1982)

Bảng 10.4,2
Lu lợng đỉnh lũ hàng năm đối với sông San Gabriel tại Georgettown, Texas
Lu lợng Lu lợng Lu lợng
Năm (ft
3
/s) Năm (ft
3
/s) Năm (ft
3
/s)

1935
1936
1937
1938
1939
1940
1941
1942
1943
1944
1945
1946
1947
25100
32400

16300
24800
903
34500
30000
18600
7800
37500
10300
8000
21000

1948
1949
1950
1951
1952
1953
1954
1955
1956
1957
1958
1958
1960
14000
6600
5080
5350
11000

14300
24200
12400
5660
155000

21800
3080
71500
1961
1962
1963
1964
1965
1966
1967
1968
1969
1970
1971
1972
1973
22800

4040
858
13800

26700

5480
1900
21800

20700

11200

9640
4790
18100

Bớc 3. Tính độ thiên lệch trọng số bằng cách sử dụng độ lệch bản đồ bằng 0,3, Sự sai khác của độ
thiên lệch tại trạm đợc tính bằng cách sử dụng phơng trình 10.4,6, Sau đó, xuất phát từ phơng


411

trình 10.4,7a đối với
90,0
s
G
và phơng trình 10.4,7c đối với
50,1
s
G
. các hệ số A và B
tơng ứng là:
A = - 0,33 + 0,08 0,480 = - 0,292
và B = 0,94 0,26 0,480 = 0,815

Sau đó, nhờ sử dụng phơng trình 10.4.6:
168,01010)(
)10/39lg(815,0292,0)10/lg(

NBA
s
GVar

Bây giờ, trọng số đợc xác định bằng cách sử dụng phơng trình 10.4.4:


642,03025,0168,0/(325,0)()(/)(
msm
GVarGVarGVarW

Do đó, 1 - W = 0,358 cho nên hệ số thiên lệch có trọng số đợc tính bằng cách sử dụng phơng trình
10.4,3:
416,0)3,0()358,0()48,0()642,0()1(
msw
GWWGG

Đối với mục đích tính toán, để đơn giản sử dụng G
w
= 0,4.
Bớc 3. Tính các lu lợng đối với các thời kỳ xuất hiện lại đã xác định. Các hệ số tần suất đợc tìm
thấy trong bảng 10.4.1, Ví dụ: tham số tần suất đối với thời kỳ xuất hiện lại 100 năm tơng ứng với
G
w
= - 0,4 là K
100

= 2,02. Bằng cách sử dụng phơng trình 10.4.2. giá trị y
100
đợc tính bằng:
014,54605,0020,20838,4
yTT
sKyy

vì thế, lu lợng 100 năm ớc lợng đợc là:
10327910
014,5
100
Q
ft
3
/s.
Các lu lợng đối với các thời kỳ xuất hiện lại khác đợc liệt kê trong bảng 10.4.3.

Bảng 10.4,3

Các kết quả phân tích tần suất dòng chảy lũ đối với các lu lợng sông San Gabriel
Thời kỳ xuất hiện
lại
T (năm)
Hệ số
tần suất K
T
lgQ
T
Lu lợng

Q
T
(ft
3
/s)
2
5
10
25
50
100
0,690
0,854
1,228
1,600
1,826
2,020
4,116
4,477
4,649
4,821
4,925
5,014
13048
30009
44614
66177
84088
103276
10.x. 5ác caễ trình ngập lũ: ấác định caễ đC một nặc

Phơng pháp bớc chuẩn. Một khi lu lợng đã đợc xác
định, bớc tiếp theo trong phân tích ngập lụt là tính cao độ mặt nớc đối với
lu lợng này để xác định các kênh tháo lũ và các mép kênh tháo lũ nh
trên hình 10.5.1, Mục này trình bày phơng pháp bớc chuẩn phân tích cao
độ mặt nớc đối với dòng chảy một chiều ổn định, không đều, thay đổi dần
có cột nớc tổng cộng
H
tại một vị trí mặt cắt ngang đặc trng (xem hình
10.5,2):
g
V
yzH
2
2


(10.5.1)
trong đó:
z
là cao trình đáy lòng dẫn bên trên mặt chuẩn,
y
là độ sâu,
V
là
tốc độ trung bình tại mặt cắt ngang,

là hệ số hiệu chỉnh động năng do lu


412

tốc không đều,
g
V
2
2
là cột nớc lu tốc và
g
là gia tốc trọng trờng. Tham
khảo bài toán 10.5.1 để nhận đợc

.
Sự thay đổi của cột nớc đối với khoảng cách
L
dọc theo lòng dẫn là:









g
V
dL
d
dL
dy
dL

dz
dL
dH
2
2

(10.5.2)
Số hạng tổng tổn thất năng lợng là
ef
SS
dL
dH

trong đó:
f
S
là tổn thất
do ma sát,
e
S
là tổn thất do co hẹp hoặc mở rộng và độ dốc đáy lòng dẫn là
dL
dz
S
o

nên phơng trình 10.2.1 trở thành:

g
V
dL
d
dL
dy
SSS
oef
2
2

(10.5.3)
và có thể đợc sắp xếp lại thành:
dLSS
g
V
ddyLS
efo
)(
2
2

(10.5.4)
Các vi phân
dy
và








g
V
d
2
2

đợc xác định trên khắp đoạn sông dới
dạng sai phân hữu hạn
kk

yydy
1
và
g
V
g
V
g
V
d
k
k
k
k
222
2
1
1
2
2

và vì thế,
phơng trình 10.5,4 đợc biểu diễn thành:
dLSdLS
g
V
y
g
V
ydLS
ef
k
kk
k
kko



22
22
1
11

(10.5.5)
Tổng tổn thất bằng tổn thất do ma sát
dLSh
ff

cộng với các tổn thất do

co hẹp hoặc mở rộng lòng dẫn
dLSh
ee

:


effofef
hdLSShdLShh
kk

1
2
1
(10.5.6)
trong đó:
f
S
là giá trị trung bình của các độ dốc ma sát tại hai mặt cắt ngang
ở hai đầu của đoạn lòng dẫn. Tổn thất do co hẹp là:









g

V
g
V
Ch
k
k
k
kco
22
2
1
1
2

đối với
0
2
2









g
d

(10.5.7)
trong đó:
c
C
là hệ số co hẹp và tổn thất do mở rộng là:









g
V
g
V
Ch
k
k
k
keo
22
2
1
1
2

đối với

0
2
2









g
d

(10.5.8)
trong đó:
e
C
là hệ số mở rộng.


413


Hình 10.5.1
Xác định viền kênh tháo lũ. Viền kênh tháo lũ là diện tích giữa ranh giới kênh tháo lũ thiết kế và ranh giới
của trận lũ đã lựa chọn. Ranh giới kênh tháo lũ đợc định rõ để sự xâm lấn giới hạn đối với viền kênh tháo
lũ sẽ làm tăng cao trình lũ không đáng kể. Lũ 100 năm thờng đợc sử dụng và lợng tăng thêm cho phép
1 ft là tiêu chuẩn ở Hoa Kỳ. (Chow, Maidment và Mays, 1988).

Hình 10.5,2
Đoạn lòng dẫn
Phơng pháp dùng phơng trình của Manning đợc sử dụng rộng rãi
nhất để ớc tính độ dốc ma sát:
2/13/2
486,1
f
SAR
n
Q
(10.5.9)
trong đó: n là hệ số nhám Manning và R là bán kính thủy lực. Bằng cách sử
dụng số vận chuyển (môđun lu lợng)
2/13/2
486,1
f
SAR
n
K
, độ dốc ma sát
có thể đợc biểu diễn bằng: