Nguyên lý thủy văn ( NXB ĐH Quốc gia Hà Nội ) - Chương 6 doc

173

Chơng 6
Nớc trong đất
6.1. Giới thiệu
Nớc trong đất thờng đợc tính toán bao gồm cả nớc trong tầng thông khí sát
bề mặt đất và nớc dới tầng thông khí đợc giới hạn bởi bề mặt nớc ngầm và tầng
không thấm nớc (xem mục 5.1). Nh vậy định nghĩa nớc trong đất bao gồm tất cả
nớc trong tầng thông khí và tầng sâu. Nớc trong đới thông khí có thể sâu tới hàng
chục hoặc hàng trăm mét ở dới mặt đất. Tuy nhiên, nớc trong tầng đất nông cây cối
thực sự hấp thu đợc và giữ lại lợng hơi ẩm cho đất nói chung và có ý nghĩa về thuỷ
văn rất lớn và do đó là trọng tâm chính của nghiên cứu trong chơng này. Tầng thông
khí gồm các lớp đất mỏng có khả năng thấm hoặc không thấm nớc, lợng nớc ma
chảy nhanh trên bề mặt, thỉnh thoảng gây nên sự xói mòn và một phần thấm vào
trong đất tầng nông, do đó một ít hơi ẩm đợc giữ lại trong đất để duy trì sự sống của
thực vật và động vật tới tận trận ma tiếp theo. Dới sâu hơn gồm các lớp đất thấm
đợc, trong sự tơng phản, có thể hấp thu và tích trữ chất lợng nớc lớn và cung cấp
lợng hơi ẩm dự trữ trong suốt thời kỳ hạn hán và cung cấp một lợng nớc không
đổi cho dòng chảy trong sông.
Tầm quan trọng của nớc dới đất ngoài việc tạo nên sự cân bằng nớc tầng
nông thì còn là một phần nhỏ trong tổng lợng của cân bằng nớc toàn cầu (bảng 1.1).
Đây là một lợng nớc có thời gian tồn tại trung bình của nớc trong đất ngắn,
khoảng ba tháng. Quan trắc thực tế cho thấy nớc trong đất quay trở lại bốn lần
trong một năm. Sự đóng góp nớc bốn lần hàng năm có thể tạo nên một lợng nớc
lớn và biến đổi từ 65x13
3
tới 260x10
3
km
3
. Tuy nhiên, qua nhiều tài liệu quan trắc

cho thấy tầm quan trọng của nớc dới đất và vai trò của nó đối với sự sống nh một
nguồn nớc cho thực vật. Thông thờng, hiểu biết về những nhân tố điều khiển lợng
nớc trữ và sự di chuyển của nớc trong đất là yếu tố cần thiết cho sự hiểu biết khác
với phạm vi rộng rãi của các quá trình trao đổi chất, bao gồm không chỉ là nguồn
cung cấp nớc cho cây mà còn cho sự phát sinh dòng chảy, phục hồi lại lợng nớc
ngầm nằm bên dới và sự di chuyển và sự tích luỹ của chất gây ô nhiễm (Bear và
Verrụit, 1987). Nh một kết quả, những thay đổi ngợc lại của tình trạng nớc trong
đất có thể tạo ra từ những thay đổi vi khí hậu một cách tự nhiên hay có nguồn gốc từ
con ngời và đó là mối quan tâm lớn của chúng ta (Gleick, 1993a). Nớc trong đất rất
quan trọng do đó đợc sự quan tâm của các nhà thuỷ văn học, các nhà nông nghiệp
học, khí hậu học, lâm nghiệp học, địa mạo học và các kỹ s nông nghiệp.
6.2. Những đặc tính vật lý của các loại đất ảnh hởng đến nớc
trong đất
Trắc diện của đất là mặt cắt ngang lớp đất chạy từ bề mặt đấy xuyên qua các lớp
đất bình thờng bao gồm một số lớp hay một số mặt nằm ngang có đặc tính vật lý
174

khác nhau đến tầng nớc ngầm.
Bản chất của các trắc diện đất phụ thuộc vào một phạm vi rộng lớn của các
nhân tố bao gồm những nguyên liệu có nguồn gốc đầu tiên, chiều dài thời gian của sự
phát triển địa chất và của khí hậu đang thịnh hành, cũng nh thảm thực vật và địa
hình.
Ba pha trong hệ thống đất: pha rắn, hay chất đất nền, bao gồm một ít chất
khoáng và một ít chất hữu cơ của môi trờng có các lỗ rỗng nhỏ li ti. Pha thể khí của
khí trong đất và pha thể lỏng của nớc trong đất. Gần đây đã có một khái niệm phù
hợp hơn đó là nhắc đến sự hòa tan của đất bởi vì nó luôn chứa đựng một vài vật
chất hòa tan. Hệ thống nớc trong đất là hết sức phức tạp, nhất là vì các thuộc tính
trong đất thờng thay đổi trong phạm vi nhỏ và có thể không giữ nguyên tính bất
biến theo thời gian của địa tầng, bởi vì các nhân tố nh là sự nở ra và co lại của đất
sét, sự nén chặt và sự nhiễu loạn bởi thực vật, động vật và con ngời là không nhiều.

Vì lý do này các nhà vật lý đất trong thời gian trớc đã đề ra phơng pháp để nghiên
cứu môi trờng lý tởng hoá bao gồm các dọt nớc nhỏ do kiên kết vật lý và những
cột nớc chứa trong các ống mao dẫn. Bởi vậy, các nhà thuỷ văn học thờng áp dụng
những khái niệm lý luận và khái niệm thí nghiệm đợc thực hiện ở các cơ sở thực
nghiệm trên các cánh đồng. Mục đích của chơng này là cung cấp các thông tin giới
thiệu về các hiện tợng quan trọng của học thuyết nớc trong đất và các kết quả thực
nghiệm thiết thực cho các nhà thuỷ văn.
Lợng nớc đó có thể đợc giữ trong một thể tích nhất định của đất và tốc độ
của nớc di chuyển qua đất phụ thuộc vào cả kết cấu đất, nghĩa là thành phần cấp
phối hạt của vật chất trong đất và vào cấu trúc đất. Nớc có thể chứa trong cả cấu
trúc của khoảng không trống rỗng và khoảng không có kết cấu (giữa các phần nhỏ).
ở

những chỗ chứa đựng hơi ẩm cao nớc chảy qua những chỗ cũ có thể bị chi phối,
nhng trở nên kém quan trọng hơn khi đất trở nên khô hơn. Thông thờng, những lỗ
nhỏ lớn hơn sẽ xảy ra giữa các khoảng trống do các khe nứt, dễ cây và nó sẽ dễ hơn
cho sự di chuyển của nớc trong không gian này. Nh vậy cả hai không gian này đều
có khả năng hấp thụ nớc chậm hơn và dẫn nớc chậm hơn.
Các vật chất sét tự do trong đất là quan trọng nhất vì kích thớc thớc của nó
xác định cả đặc tích vật lý và hoá học của đất. Cát và phù sa nhỏ chủ yếu bao gồm
thạch anh và các vật chất ban đầu khác đã làm biến đổi tính chất hoá học trong đất
sét. Trong sự tơng phản, các sản phẩm tạo ra từ sự phong hoá hoá học xác định các
vật chất thứ yếu là một sự đa dạng lớn của các đặc tính vật lý của đất (White, 1987;
Wild, 1988). Một sự khác biệt là lợng nhỏ đất sét ở các vỉa platey và bề mặt có hệ số
cho nớc cao hơn, nghĩa là diện tích bề mặt nớc ngầm trên đơn vị thể tích cao hơn
(Brady, 1984; Carter cùng cộng sự, 1986). Phần lớn bề mặt của đất sét tích điện âm
và cân bằng với các cation bên ngoài đó không phải là một phần của cấu trúc đất sét
và nó có thể đợc thay thế hoặc thay đổi bởi các cation khác (xem phần 8.5.2). Một số
kiểu đất sét chỉ liên kết yếu ớt với các vỉa liền kề, và các bề mặt nội bộ của các hạt
đất cũng có các phản ứng hấp phụ nớc lẫn nhau. Đây là điều quan trọng cho sự duy

trì và sự giải phóng nớc cùng với chất dinh dỡng và muối. Nớc có thể đi vào giữa
các vỉa tạo ra chúng để tồn tại nớc có đặc điểm riêng rẽ và phát triển. Nhiều loại đất
sét nở ra khi bị ớt và co lại hay vỡ vụn ra khi khô, nó rất quan trọng tạo nên các đặc
tính thuỷ lực của các loại đất.
175

Cấu trúc đất tạo ra từ sự kết hợp các hạt nguyên sinh đợc biểu diễn trong các
đơn vị cấu trúc hay trong các bó đất. Những đơn vị này tách rời khỏi đơn vị khác bởi
liên kết bề mặt tinh thể yếu ớt nó. Điều này có tầm quan trọng quyết định hớng
dòng chảy di chuyển qua trắc diện đất. Tính cơ học của sự hình thành cấu trúc đất và
tính ổn định là rất phức tạp và phụ thuộc vào một số các nhân tố địa tầng mặt của
đất và sự kết hợp sẽ thay đổi theo thời gian do thời tiết và hoạt động đất canh tác,
nhng ở những tầng sâu hơn chúng sẽ ổn định hơn. Thực vật rất quan trọng cho cấu
trúc của các tầng mặt từ các dễ cây kết lại thành những phần nhỏ để giúp tạo thành
khối liên kết ổn định. Ví dụ, những bãi cỏ có tác động phổ biến vì độ sâu của rễ cây cỏ
nằm gần bề mặt đất (White, 1987). Các cấu trúc của đất cũng thay đổi trong sự mô
tả hình học và thờng đợc mô tả một cách định tính trong giới hạn của sự cấu tạo
của đất có hình dạng: hột, khối, lăng trụ, và bởi trình độ của sự phát triển của thực
vật (ví dụ Hodgson, 1976). Tuy nhiên, các mô tả thờng chỉ thuật lại một cách không
đầy đủ các đặc tính thuỷ lực trong đất, nhất là trong cấu trúc của đất sét. Nh kết
quả, Bouma (1981) đã giới thiệu sử dụng chất phóng xạ để đánh dấu đặc trng hớng
dòng chảy u tiên qua những lỗ rỗng trong đất.
Sự mô tả khái quát của các thuộc tính đất chủ yếu cung cấp cơ sở cho các phần
tiếp theo, mô tả các quá trình đầu tiên chủ yếu là lợng trữ và sự di chuyển của nớc
trong các điều kiện đất lý tởng hóa (phần 6.3 và 6.4 tiếp theo) và sau đó tạo ra các
mô hình hơi ẩm trong đất và tốc độ dòng chảy có thể tìm đợc các cánh đồng xảy ra
trong các điều kiện tự nhiên (phần 6.5 tiếp theo).
6.3. Lợng trữ của nớc trong đất
Lời bình luận có ảnh hởng mạnh đến những phát triển về sau, Terzaghi (1942)
đã nhận xét rằng nếu trọng lực chỉ tác dụng lên hoạt động của nớc trong đất thì nó

sẽ chảy hoàn toàn sau khi nhập lợng ma vào vì thế nớc trong đất sẽ đựơc tìm thấy
chỉ ở bên dới mực nớc ngầm. Trong tình trạng, cây cối phát triển sẽ hạn chế tới các
khu vực này nơi mà ma rào xảy ra thờng xuyên hay ở những vị trí nơi mà mực
nớc ngầm sát bề mặt. Trên thực tế các loại đất trong điều kiện tự nhiên luôn chứa
đựng một ít nớc, thậm chí ở thời gian cuối của thời kỳ khô hạn trớc trong nhiều
tháng hay thậm chí nhiều năm. Điều này cho biết rằng có rất nhiều lực khá mạnh để
giữ lợng hơi ẩm trong đất.
6.3.1. Các lực giữ nớc trong đất
Các lực chịu trách nhiệm chủ yếu để giữ nớc trong đất là lực mao dẫn, lực hút
tĩnh điện, và lực thẩm thấu. Các lực mao dẫn gây ra từ sự căng bề mặt ở bề mặt chung
giữa không khí trong đất và nớc trong đất. Các phân tử trong chất lỏng hút mạnh
hơn đối với mỗi phân tử khác so với các phân tử hơi nớc trong không khí, tạo ra xu
hớng bề mặt chất lỏng co lại. Nếu áp suất nh nhau trên các mặt của chúng thì bề
mặt chung không khí nớc sẽ bằng phẳng, nhng phân bố áp suất khác nhau tạo ra
đờng cong trên bề mặt chung, áp suất lớn hơn ở trong nớc, ở vị trí lòng chảo, ở các vị
trí uốn cong áp suất liên kết nhỏ hơn.
ở
bề mặt chung trong các khoảng trống của đất
không khí sẽ bị giữ lại với áp suất khí quyển, nhng nớc có thể ở áp suất thấp hơn.
Khi nớc rút khỏi mặt đất thì sự khác biệt áp suất ở đờng bao quanh bề mặt chung
tăng lên và có thể chỉ giữ trong những lỗ rỗng nhỏ (hình 6.1). Lực với những màng
mỏng phun lên đợc giữ lai sẽ thay đổi.
ở
những đờng ống mao dẫn giống nhau nhô
176

lên trên bãi cỏ các ống tuýp mao dẫn này thay đổi cùng với bán kính của ống, độ cong
của bề mặt khum chất lỏng và sức căng bề mặt của nớc. Với một tính nhớt nhất định
và sức căng mặt nớc nhất định, nớc sẽ giữ lại mạnh ở những lỗ hổng nhỏ hơn so với
những lỗ hổng lớn hơn. Kể từ đây khi sức chứa nớc của đất giảm thì ở những lỗ rỗng

lớn hơn có sức chứa lớn hơn và tại các mặt cắt thấp hơn những lỗ rỗng nhỏ hơn có sức
chứa nớc nhỏ hơn.

Hình 6.1 Nớc đợc giữ bởi lực mao dẫn giữa các phân tử đất và bởi sự hấp phụ nh một lớp nớc mỏng
Bên cạnh lực hút mao dẫn, nớc trong đất ở thể lỏng hay hơi có thể bị hút lên
phía trên bề mặt của các phân tử đất chủ yếu do các lực hút tĩnh điện tồn tại nơi mà
phân tử nớc đợc gắn kết với nhau tới bề mặt tích điện của chất rắn. Trong khi các
lỗ rỗng nớc bị hút bởi lực mao dẫn thì tại bề mặt của chất rắn, chỉ những lớp rất
mỏng của hạt đất nớc có thể bị giữ lại bởi lực hút tĩnh điện (hình 6.1). Tuy nhiên,
nếu tổng diện tích bề mặt của những phần rất nhỏ này (nghĩa là bề mặt đặc trng) là
lớn, và/hoặc các điện tích trên một đơn vị diện tích là lớn, thì tổng lợng nớc bám
trong một thể tích là đáng kể. Trong trờng hợp nớc ở thể hơi, sự hút bám có thể
làm tăng và lợng nớc hút bám này thay đổi hàng ngày trong những khu vực ma
rào thấp và sự thay đổi lớn hơn trong khu vực ít ma (cho ví dụ Komas cùng cộng sự,
1998).
Độ lớn của nớc lớp phủ bề mặt đặc trng phụ thuộc vào kích thớc và hình
dạng của các hạt. Thể tích của nó tăng khi kích thớc của các hạt giảm và khi các hạt
trở thành các hình cầu nhỏ và dẹt hơn. Kích thớc của các hạt sét và các chất hữu cơ
đóng góp phần lớn vào diện tích bề mặt đặc trng của đất, với đờng kính của hạt sét
nhỏ hơn 0.1m
2
g
-1
đại diện cho đất sét mịn và đờng kính trên 800 m
2
g
-1
cho các lớp
đất sét thô (hình 6.1). Điều này giúp giải thích khả năng duy trì của nớc ngầm lớn
trong đất sét trong suốt thời kì kéo dài của sự khô hạn.

Các lực này có tác dụng hấp thụ giữa nớc và đất và làm giảm năng lợng d
thừa của nớc ngầm. Điều này có nghĩa là, ở nơi đất không bão hòa, áp suất của nớc
trong các lỗ rỗng là âm (nghĩa là nhỏ hơn áp suất khí quyển). Vì lý do này nên cả lực
hút mao dẫn và lực hút điện từ đều có thể coi nh chỉ tạo nên một sự căng mặt ngoài
hay sự hút nớc rất yếu trong đất. Các lực hút trên là quan trọng trong đất có sét là
trong đất có cát và trở nên quan trọng hơn ở trong tất cả các loại đất khi lợng ẩm
giảm. Trong thực tiễn các lực này luôn ở trạng thái cân bằng với các lực khác và
không thể dễ dàng đo đạc một cách riêng biệt. Do đó để đo đạc tính toán thờng kết
hợp đo đạc tính toán ảnh hởng tới đờng mặt nớc trong đó nớc đợc giữ lại đất mẹ
177

và đợc xem nh là những mặt cắt cơ bản hay mặt cắt nền (cũng xem phần 6.3.5).
Ba lực này hoạt động để giữ nớc trong đất tạo ra từ áp suất thẩm thấu vì các
chất tan của nớc trong đất. Mặc dù, thờng đợc lờ đi, đặc biệt trong môi trờng ẩm
ớt, áp suất thẩm thấu có thể quan trọng khi có một sự khác biệt trong sự tập trung
chất tan từ bên này sang bên kia của màng thẩm thấu. Điều này có thể có ở bề mặt rễ
cây và có tác dụng làm cho nớc ngầm giảm và là lợng nớc sẵn có cho cây, đặc biệt
trong các đất mặn. Trong đất mặn giữa tầng đất này sang tầng đất khác có lớp đất
sét mịn và trong các lỗ rỗng chứa đầy không khí làm ngăn cản sự khuyếch tán hơi
nớc giữa các lớp đất, sau đó theo sự di chuyển của hơi nớc, nhng không phải là
chất tan, hơi nớc di chuyển từ bên này sang bên kia lỗ rỗng loãng hơn tạo nên sự
hoà tan nồng độ hơi ẩm trong lỗ rỗng (Hillel, 1982).
ở
những nơi thiếu vật cản các ion
chất tan sẽ khuếch tán qua đất bão hòa nh tác dụng của năng lợng động lực học
của nớc trong đất và tạo ra trong sự tập trung nớc cố định trong đất (Baver cùng
cộng sự, 1972).
Tổng các lực giữ nớc trong đất là tổng của các lực gốc và lực thấm. Sự thảo
luận trớc đã thể hiện các lực giữ lại đợc này thay đổi nh thế nào với lợng ẩm.
Phần lớn, các loại đất có mật độ lớn các lỗ rỗng và phụ thuộc vào sự thay đổi hình

dạng hình học và kích thớc của hạt đất. Trong đất lòng dẫn lớn là nơi có độ rỗng lớn
và thờng ở mặt cắt đất cao. Ngợc lại ở các mặt cắt thấp lòng dẫn hẹp và độ rỗng sẽ
nhỏ. Mối liên hệ này giữa mặt cắt ẩm trong đất và lợng ẩm là rõ ràng có tầm quan
trọng chủ yếu cho sự hiểu biết các hoạt động của nớc trong đất.
6.3.2 Các đặc tính ẩm trong đất (các đờng cong duy trì)
Nếu các mặt cắt phân cách giữa nớc và không khí tăng chậm đợc áp dụng để
tìm đới đất bão hòa, bề mặt chung không khí nớc bắt đầu giảm xuống bên dới bề
mặt đất và các lực cơ bản của sự giữ nớc trong đất có ảnh hởng lớn đến mặt phân
cách nớc và không khí này. Trớc tiên, những lỗ rỗng lớn sẽ rỗng ở các mặt cắt thấp,
trong khi những lỗ rỗng hẹp chống đỡ bề mặt chung không khí nớc là mặt cong lớn
hơn nhiều sẽ không rỗng cho tới tận khi sức hút lớn hơn đợc tăng cờng.
Sự kết hợp giữa sự hút và tổng lợng nớc chủ yếu trong đất có thể xác định qua
thực nghiệm trong phòng thí nghiệm bằng sử dụng đờng cấp phối hạt đất (Klute,
1986b). Hàm thể hiện đờng cấp phối hạt đợc biết đến nh thể hiện đặc tính ẩm (hay
đờng cong giữ nớc trong trờng hợp đất khô). Ví dụ đờng đặc tính ẩm đại biểu cho
các kiểu đất khác nhau đợc thể hiện trong hình 6.2. Hình dạng của các đờng cong
liên quan đến sự phân loại kích thớc hạt đất hay các lỗ rỗng trong đất (Bouma, 1977).
Nói chung đất có chứa nhiều cát thì đờng cong cấp phối hạt - đờng cong giữ ẩm cong
hơn rất nhiều so với đất có nhiều thành phần sét. Đất có sét kích thớc các lỗ rỗng bị
thu nhỏ lại. Ngoài cách phân loại độ rỗng theo độ cong trên còn có cách phân loại độ
rỗng theo dốc ổn định của đờng cấp phối hạt. Cơ chế của sự giữ lại nớc trong đất
thay đổi cùng với sự hút bám hạt nớc xung quanh hạt đất liên quan đến đờng cấp
phối hạt. Sự hút bám nớc rất thấp nó phụ thuộc vào sức căng bề mặt của lực mao
dẫn tác động đầu tiên và sau đây là sự phân chia kích thớc lỗ và kết cấu đất liên
quan đến sự hút bám.
ở
những loại đất có sự hút bám cao hơn (lợng ẩm thấp hơn)
sự giữ nớc tăng sức hút bám và nó bị ảnh hởng rất lớn bởi kết cấu và bề mặt đặc
trng của vật chất. Vì số các lỗ mịn nhiều lên thì sự hút bám lớn hơn, đất sét có
khuynh hớng chứa lợng nớc lớn hơn vì sức hút lớn hơn sức hút các loại đất khác.

178


Hình 6.2 Các đặc trng ẩm trong đất của các loại đất khác nhau (đợc vẽ lại theo đồ thị gốc bởi Bouma, 1977)

Khi mà sức hút nớc tăng lên thì tác dụng đầu tiên làm cho đất bão hòa và rất
ít nớc hoặc không nớc có thể đợc giải phóng. Một sức hút tới hạn chắc chắn phải
đạt đợc trớc tiên nhng không có thể tác động vào những lỗ lớn nhất làm cho nớc
thoát đi. Điều này đợc gọi là
sự sủi tăm
hay là sự tiếp nhận áp suất không khí. Sức
hút tới hạn sẽ hiển nhiên lớn hơn đối với loại đất đợc cấu tạo bời vật chất có kết cấu
mịn nh là sét so với cho cát thô với kích thớc lỗ lớn nhất. Tuy nhiên, trong những
năm gần đây thờng chọn đất có kích thớc lỗ ổn định hơn nên đặc tính ẩm của chúng
có thể thể hiện hiện tợng tiếp nhận không khí rõ ràng hơn trong các đất có kết cấu
mịn. Sự hút tới hạn thực tế phụ thuộc vào đờng dẫn vào các lỗ và thay đổi nghịch đảo
với bán kính lỗ nghĩa là phụ thuộc vào đặc tính ẩm, khả năng chứa nớc đặc trng hay
khả năng chứa nớc riêng biệt của các lỗ và nó thờng cho biết các lỗ có ảnh hởng tới
sự phân chia kích thớc lỗ của đất. Nếu sức hút dần dần tăng lên khi đờng kính của
một mẫu đất nhỏ, thì thể tích nớc rút khỏi từ các mẫu cũng gia tăng một lợng tơng
ứng. Sức hút hiện có trong thể tích chiếm giữ bởi các lỗ này phụ thuộc vào đờng kính
của các lỗ và quyết định phạm vi của sức hút. Trong quá trình đánh giá sức hút phải
luôn nhớ rằng ở những sức hút lớn hơn thì sự hút bám khá hơn, các lực căng bề mặt có
thể chiếm u thế hơn và hớng dòng chảy thờng quanh co qua môi trờng đất. Một
mẫu đất có chứa đầy nớc bao gồm các lỗ lớn và những lỗ nhỏ hơn, sự thoát nớc trong
mẫu đất này đợc thực hiện theo thứ tự không khí và nớc đợc thoát qua các lỗ lớn.
Nớc trong các lỗ nhỏ thoát sau cùng. Hiện tợng này có thể xảy ra thờng xuyên
trong đặc tính của nớc trong đất với sức hút thấp (Corey, 1977). Bouma (1977) đã lu
ý rằng sự tơng ứng giữa sự phân loại kích thớc lỗ có ảnh hởng tới sức hút nớc và
sự phân loại kích thớc các lỗ đạt đợc bởi phép phân tích hình thái học vi mô của lỗ

liên quan đến sức hút. Điều này cho kết quả tốt hơn việc sử dụng phân tích đặc tính
ẩm thu đợc từ mẫu đất bị ẩm ớt hay từ một mẫu khô hơn.
6.3.3. Hiện tợng trễ
Một sự giới hạn chủ yếu để sử dụng những đờng cong đặc tính ẩm trong đất là
179

lợng nớc ở một sức hút nhất định phụ thuộc không chỉ vào giá trị đó của sức ẩm mà
còn phụ thuộc vào cả lợng ẩm đợc ghi trong lịch sử của đất. Sự hút ẩm sẽ lớn hơn
cho đất khô hạn so với đất ẩm ớt (hình 6.3). Sự hút ẩm phụ thuộc vào trạng thái
trớc của nớc trong đất dẫn tới các điều kiện cân bằng hiện trạng ẩm và đợc gọi là
hiện tợng trễ
. Những lỗ còn rỗng thì sự hút nớc sẽ lớn hơn những lỗ đầy và sự khác
biệt này phần lớn đợc thể hiện rõ ở những loại đất có sự hút thấp và những loại đất
có cấu trúc thô. Hiện tợng trễ đợc cho là do một số các nhân tố ảnh hởng bao gồm
sự phức tạp của không gian lỗ hình học, áp suất, độ ẩm của không khí trong lỗ, sự co
lại và sự phồng ra của gradient nhiệt (Feddes cùng cộng sự, 1988). Hai nguyên nhân
quan trọng của hiện tợng trễ là ảnh hởng của nớc mao dẫn và ảnh hởng của góc
tiếp xúc (Bever cùng cộng sự, 1972; bear và Verruijk, 1987). Cả hai đều phụ thuộc
vào sự vận động của hơi nớc trong các lỗ. Các kết quả trớc đây từ thực tế cho thấy
sự hút lớn hơn cho phép không khí đi vào những cổ lỗ hẹp và từ đây dẫn tới lỗ khác.
Tình trạng ẩm ớt của đất quyết định sự ảnh hởng đến độ cong của bề mặt không
khí nớc ở trong chính bản thân tầng đất có lỗ rộng lớn (Childs, 1969).
ả
nh hởng
của góc tiếp xúc tạo ra từ thực tế rằng góc tiếp xúc của bề mặt lỏng trên đất rắn có
xu hớng lớn hơn khi diện tích tiếp xúc bề mặt chung tăng lên (nghĩa là tình trạng
ẩm ớt). Điều này có xu thê ngợc lại khi nó rút đi (tình trạng khô hạn), vì thế trong
tình trạng khô hạn có một lợng hút nớc lớn hơn nhất định so với tình trạng ẩm ớt
(Bear và Verruijt, 1987). ảnh hởng của không khí giả sẽ làm giảm lợng nớc của
đất ẩm ớt mới, và tình trạng không thích hợp để đạt đợc cân bằng tơng đối trong

các điều kiện thí nghiệm có thể tạo ra khi độ ẩm là 80 90% đối với đất xốp (Corey,
1986b), nhng độ ẩm có thể tăng theo thời gian vì sự biến đổi dòng chảy và sự ngng
tụ ẩm không khí biến thành nớc.
Trong đất sét hạt mịn, tình trạng ẩm ớt và tình trạng khô hạn có thể đợc
cung cấp thêm bởi sự phồng lên và co lại của thể tích mẫu đất. Điều này dẫn tới sự
thay đổi trong kích thớc lỗ và tỷ trọng của đất và từ đây tạo nên sự khác biệt trong
thể tích lợng nớc ở một sự hút nhất định nếu cấu tạo vật chất của nền vẫn còn ổn
định. Khi nớc rút khỏi từ khe hở giữa các phân tử nh phiến đá (phiến mỏng), các
phân tử gần giống nhau hơn, do đó làm giảm toàn bộ thể tích nớc. Trong một số
điều kiện trong đất có xuất hiện các phiến đá kéo dài gần giống nhau, chúng có thể
thay đổi trạng thái trong chính bản thân chúng thì tình trạng không ẩm ớt có thể
tạo ra một lợng nớc có thể tích thấp hơn. Tuy nhiên, sự phồng lên và hoạt động co
lại của đất sét phản ánh không chính xác lợng nớc của chúng và sức hút nớc cũng
có sự ảnh hởng lẫn nhau của lực hút và lực đẩy giữa các phiến đá. Điều này bị ảnh
hởng bởi sự so sánh giữa sự tập trung, sự hòa tan vật chất có trong đất đặc biệt là
các kiểu đất sét.
Một số phơng pháp cho xây dựng mô hình hiện tợng trễ các đờng cong quét
đợc xem xét bởi Jaynes (1985) và có thể đợc áp dụng đối với các loại đờng cong của
đất ở trạng thái ẩm ớt và các đờng cong của đất ở trạng thái khô hạn. Tuy nhiên,
trong thực tiễn có nhiều vấn đề liên quan đến sự đo đạc đặc tính ẩm chính xác. Hiện
tợng trễ thờng không đợc chú ý (Béê và Van der Ploeg, 1976; Hillel, 1982). Mặc dù
sự phân loại kích thớc lỗ cũng liên quan chặt chẽ với đờng cong biểu thị trạng thái
ẩm ớt (chi phối bởi kích thớc lỗ đi vào các rãnh), đờng cong trạng thái khô hạn
(khả năng giữ lại). Nhng sự thiết lập các đờng này bằng thực nghiệm dễ hơn nhiều
và do đó nó đợc sử dụng thờng xuyên hơn. Đây chính là lý do mà đờng đặc tính
180

ẩm thờng đợc cho là đờng cong giữ ẩm.

Hình 6.3 Hiện tợng trễ trong đặc tính ẩm, thể hiện sự làm ẩm ớt chính và các đờng cong danh giới khô và

các đờng cong quét giữa (vẽ lại theo Childs, 1969)
6.3.4. Hằng số của nớc dới đất
Một số hằng số của nớc dới đất đã đựơc sử dụng có tính chất truyền thống và
để thuận tiện cho việc so sánh giữa những trạng thái thuỷ văn của các loại đất khác
nhau đó là hằng số nớc của đất. Các hằng số này đợc giả thiết phù hợp với các giá
trị cụ thể của sự hút cơ bản của đất và đợc biểu thị qua đờng đặc tính hút ẩm.
Đờng này là một hàm số của tính chất thủy lý của đất. Hơn nữa, dới ảnh hởng
của các điều kiện tự nhiên nh ma và giáng thuỷ là rất hiếm, nếu xảy ra thì những
lợng nớc trong đất cho phép tạo ra trạng thái cân bằng trên tất cả các trắc diện. Do
tính chất độc đoán của hiện tợng này, các hằng số nớc của đất có thể sử dụng trong
giải quyết những vấn đề thực tế của nghiên cứu nớc trong đất. Những vấn đề này
liên quan tới sự rút nớc, sự tới và việc xây dựng các mô hình thuỷ văn cho lu vực.
Các hằng số này thờng xuyên đợc sử dụng khi nghiên cứu cấp nớc tự có và
khả năng khai thác đồng ruộng. Lợng cung cấp nớc tự có đợc định nghĩa là lợng
nớc nhỏ nhất của đất ở nơi mà cây cối có thể rút nớc ra. Mặc dù lợng nớc này sẽ
thay đổi giữa các loại cây và trạng thái phát triển của chúng, sự khác biệt thực sự xảy
ra khi tổng lợng nớc trong đất là rất nhỏ và ở lợng nớc thấp. Khả năng khai thác
đồng ruộng thờng quan tâm đến tổng lợng nớc giữ lại ở trong những đờng dẫn
trong đất sau khi sự hấp thụ, di chuyển của nớc dừng. Mặc dù một số loại đất tiếp
tục dẫn cho nhiều tuần, khả năng khai thác đồng ruộng thờng phản ánh lợng nớc
trong đất trong 48h sau khi ngừng trận ma rào lúc đó đất hoàn toàn ở trạng thái ẩm
ớt. Trong thực tiễn, các loại đất thấm tốt sẽ dẫn nhanh hơn các loại đất không thấm
và đạt tới một trạng thái bão hòa nhanh hơn và ngợc lại ở loại đất thấm ít, đất bão
hòa chậm hơn và sự hút thấp hơn (Smedema và rycroft, 1983). Các nghiên cứu này
cũng giả thiết rằng giáng thuỷ không mất đi và mực nớc ngầm đủ sâu để xem xét
lợng nớc của trắc diện đất bên dới mặt đất.
Mặc dù còn nhiều vấn đề hạn chế, nhng các hằng số nớc trong đất đợc sử
181

dụng rộng rãi (ví dụ Rao, 1998) trong nghiên cứu sự khác biệt trong lợng ẩm giữa

khả năng khai thác đồng ruộng và lợng cấp nớc tự có, ví dụ, đợc dùng trong phép
tính xấp xỉ để đánh giá khả năng chứa nớc có thể của sự sinh trởng của cây cối
trong các loại đất khác nhau (hình 6.4).
Trong khi sử dụng những khái niệm này là hữu ích cho sự so sánh, khái quát
hóa quy hoạch bố trí đồng ruộng chung thì sự am hiểu đầy đủ những hoạt động của
nớc dới đất phụ thuộc vào bản chất động lực học của hệ thống. Những sự hiểu biết
này là cơ sở cho việc đa ra những khái niệm mới và những định luật của vật lý đất.
6.3.5. Năng lợng của nớc trong đất (tiềm năng)
Nớc trong đất di chuyển chậm do đó năng lợng động lực học của nó là không
quan trọng. Tuy nhiên, năng lợng tiềm năng của nó có khả năng tạo ra dòng nớc
ngầm nóng phun từ trong lòng đất và phụ thuộc vào điều kiện nội tại bên trong là rất
quan trọng trong việc xác định trạng thái và sự di chuyển của nó. Các thông số tiềm
năng của nớc trong đất mô tả năng lợng tiềm năng nớc trong đất liên quan tới
nớc ở trạng thái của nớc dới đất. Tiềm năng của nớc trong đất đợc định nghĩa là
công trên một đơn vị khối lợng cần thiết để di chuyển ngợc lại và vi phân khối
lợng nớc từ một vũng nớc tinh khiết tại chỗ nâng lên đặc trng (thờng ở bề mặt
đất) và tại áp suất khí quyển tới một vị trí nớc trong đất nhất định (ISSS, 1976).
Tổng lực tiềm năng trong đất (

) ở một điểm nhất định bao gồm tổng của một
vài thành phần, bao gồm lực hấp dẫn tiềm năng (v
g
), áp suất tiềm năng (v
p
) và lực
thấm tiềm năng (v
0
) thờng đợc tính toán nh sau:

0

vvv
pg


(6.1)
Ngoài việc gộp khả năng thấm, phơng trình 6.1 tất nhiên đúng với phơng
trình 5.4 cho nớc ngầm, nhấn mạnh rằng gradient của năng lợng điện thế cho nớc
dới bề mặt tiếp tục ở khắp độ sâu của đới không bão hoà và bão hoà. Khả năng hút
tăng tạo nên sự chuyển động, sự nâng lên của nớc ngầm và một lực giữ không mạnh
là nhân tố gây cản trở chuyển động của nớc dẫn từ nơi cao hơn đến nơi thấp hơn.
Tuy nhiên, vì các lực giữ nớc (phần 6.3.1), khả năng áp suất là âm trong đới không
bão hoà phía trên mực nớc ngầm. Trong các điều kiện khô hạn áp suất hoạt động để
giữ nớc hoặc hút nớc vào đất và do đó tổng thế năng của nớc ngầm thấp hơn.
Nớc sẽ di chuyển từ điểm có tổng năng lợng thế năng cao hơn tới một điểm
nơi mà tổng năng lợng thế năng thấp hơn. Vì thế tổng năng lợng đó hoàn toàn quan
trọng và nó phần nào tơng xứng với các mực nớc ngầm trong những vùng khác
nhau của đất. Sự khác biệt trong tổng điện thế giữa các điểm phụ thuộc vào cả sự
khác biệt trong các lực giữ nớc và trong các lực nâng lên của nớc ngầm. Những điện
thế lực hợp thành này có thể không cần thiết có sự đồng nhất giữa các lớp đất và điều
quan trọng là không cần cân bằng điện thế đó là trong nguyên nhân tạo ra dòng chảy.
182


Hình 6.4 Mối quan hệ tổng quát thể hiện độ rỗng tổng cộng, khả năng chứa nớc và điểm suy giảm của các
loại đất khác nhau. Các thể tích đợc trích dẫn chỉ là minh họa, nhng chứng tỏ sự gia tăng khả năng nớc
sẵn có cho cây cỏ (giữa khả năng chứa nớc và điểm suy giảm) từ cát tới các loại đất sét. (Theo sơ đồ của
Dunne và các cộng sự, 1975)
Trong sự mô tả năng lợng thế năng phân bổ trong đới không thấm thờng biểu
lộ (luôn rõ ràng) qua giá trị năng lợng nớc trong mối liên hệ duy nhất để tạo ra
trờng dòng chảy đang đợc xem xét (xem phần 5.5.3). Tuy nhiên, trong những

nghiên cứu về đới không thấm, thế năng phân bố của nớc ngầm phổ biến hơn là sử
dụng bề mặt đất nh những mức thế năng đã biết thay cho các giá trị năng lợng
nớc trong đất. Đặc biệt, cho sự nhìn nhận trờng dòng chảy snapshot, hay trong
các điều kiện của sự nâng mực nớc ngầm ổn định, mực nớc ngầm có thể đợc sử
dụng để thay thế cho thế năng và giúp cho đánh giá khả năng hút, khả năng nén và
bằng không tại các mốc tính toán. Tuy nhiên, bản chất động lực học của trờng dòng
chảy không bão hoà là rất hiếm khi thực hiện đợc.
Một ví dụ của tổng năng lợng trắc diện nhận đợc từ việc sử dụng bề mặt đất
nh các mốc tính toán đợc thể hiện trong hình 6.5. áp suất thấm đã bị bỏ qua, mặc
dù nó đợc tính đến trong những vùng nơi mà kết quả bốc hơi cao và là một thành
phẩm của nớc trong đất. Khả năng hút (v
g
) giảm dần đều với độ sâu bên dới bề mặt
đất trong cả đới bão hoà và không bão hoà. Do đó tất cả các giá trị âm khi nhắc đến
để ám chỉ giá trị bề mặt đất bằng không. Khả năng nén (v
p
) tăng theo mực nớc ngầm
bên dới và sẽ trở thành dơng nếu biểu đồ đợc mở rộng tới một độ sâu đủ lớn.
ở

phía trên mực nớc ngầm khả năng nén là âm và tăng dần ở những đới rễ cây gần
mặt đất vì bị làm khô bởi sự bốc hơi. Tổng điện thế của nớc trong đất (

) là tổng của
khả năng hút và khả năng nén và do đó trong ví dụ này phần lớn nhận giá trị âm ở bề
183

mặt đất, tính âm giảm dần ở những lớp đất ẩm phía dới đới rễ cây nhng sau đó
mặc dù lợng nớc trong đất tăng. Tính âm tăng lên cho đến mực nớc ngầm và đợc
xem nh một kết quả của thu nhỏ của khả năng hút.

ở
bên dới mực nớc ngầm, các
điều kiện đợc đồng nhất trong hình 5.12, vì thế không có thay đổi nào trong tổng thế
năng theo độ sâu bởi vì sự tăng khả năng nén (v
p
) đợc bù lại một cách chính xác
bằng sự giảm trong khả năng hút (v
g
).

Hình 6.5 Mặt cắt năng lợng nớc trong đất tổng cộng (

) bên dới mặt đất, biểu thị các thành phần thế năng
trọng trờng (
g

) và áp suất (
p

)
Trong trắc diện tổng điện thế đợc thể hiện trong hình 6.5 có một mốc ở đới
không bão hoà nơi mà không có gradient của tổng thế năng.
ở
mốc này, đợc biết đến
nh là thông lợng mặt phẳng bằng không (ZFP) và ở đây sẽ không có sự di chuyển
của nớc theo phơng thẳng đứng. Trong ví dụ này, thông lợng mặt phẳng bằng
không phân chia trắc diện di vào một đới của mạch chảy đi lên phía trên ZFP và của
dòng chảy đi xuống phía dới nó. Khi một sự phân kỳ ZFP phát triển ở bề mặt đất,
nh là kết quả của sự bốc hơi vợt lợng ma và di chuyển xuống phía dới của nớc
đi vào đất trong suốt mùa xuân và mùa hè khi các trắc diện tiếp tục khô hạn là không

có. Trong các điều kiện kiểu British (kiểu Anh), nó trở nên sự ổn định hơn tại độ sâu
giữa 1m và 6m và phụ thuộc vào khí hậu, các điều kiện của đất và độ sâu của mực
nớc ngầm (Welling và Bell, 1982). Khi ma bắt đầu vợt bão hoà vào mùa thu, các
lớp đất bề mặt trở nên ẩm ớt và tổng điện thế của nớc trong đất tăng. Đây là một
nguyên nhân mới và hội tụ các điều kiện ảnh hởng đến nớc ngầm nên mặt ZFP
phát triển ở bề mặt và sau đó di chuyển nhanh xuống phía dới trắc diện tới tận độ
sâu tại đó đầu tiên có sự phân kỳ của mặt ZFP.
ở
điểm này cả hai mặt ZFP đều không
xuất hiện và hệ thống thoát nớc của nớc dới đất đi xuống phía dới xảy ra ở khắp
nơi trong trắc diện trong suốt những tháng mùa đông. Vòng tuần hoàn hàng năm của
dòng nớc trong một nhiệt độ khí hậu của trắc diện đất đợc minh hoạ trong hình
6.6. Cùng với việc đo đạc lợng nớc trong đất và cân bằng nớc ta cũng rất cần
những thông tin có thể đợc sử dụng để xác định số lợng nớc ngầm và độ sâu thấm
184

xuống phía dới tới nớc ngầm và cả những mạch phun lên phía trên do bốc hơi (Bell,
1987; Moser cùng cộng sự, 1986; Ragab cùng cộng sự, 1997).

Hình 6.6 (a) Chu kỳ hàng năm của chuyển động nớc và tiến trình mặt dòng bằng 0 trong một trắc diện đất
khí hậu ôn đới (theo sơ đồ của Wellings và Bell, 1982); (b) Các mặt cắt tiềm năng nớc trong đất tơng ứng
với các thời điểm A, B, C.
Các thông số và các đơn vị cho thế năng (năng lợng điện thế)
Năng lợng điện thế (xem phần 5.5) đựơc biểu diễn qua hệ thống sử dụng các
đơn vị khác nhau:
Năng lợng trên đơn vị khối lợng (

)
Năng lợng trên đơn vị thể tích (nghĩa là áp suất) (P)
Năng lợng trên đơn vị trọng lợng (nghĩa là độ cao thuỷ lực) (H)

Những biểu hiện này là tơng đơng nhau và có thể hiểu trực tiếp theo một
cách khác nghĩa là:
185

gg
P
H
gHP
Hg
P









trong đó

là mật độ của nớc và g là gia tốc trọng trờng.
Thờng sử dụng các đơn vị trong đo đạc nớc ngầm và điện thế của nớc trong
đất là:
bar (1 bar = 0.99 khí quyển chuẩn)
pascal (1 newton/m
2
)
centimet nớc (cm)
pF (log

10
(cm)) trừ đi những số lớn ở sự hút cao và sử dụng để biểu diễn điện thế
của nớc trong đất.
Những giới hạn của sức căng, sức hút và áp suất đợc sử dụng để có thể thay
thế trong những nghiên cứu của nớc trong đất. Sức hút hay sức căng là áp suất âm
(nghĩa là áp suất đó nhỏ hơn áp suất khí quyển). Sức hút/sức căng đợc biểu diễn
bằng một số lợng xác định trong các điều kiện không bão hoà (ví dụ 100 cm). Các giá
trị nh nhau đợc biểu diễn bằng một áp suất sẽ là một số lợng âm (-100 cm) hay có
thể đợc biểu diễn bằng pF=2.0. Điện thế của nớc ngầm là dơng và do đó đợc biểu
diễn bằng một áp suất.
Nhiều ký hiệu khác nhau đớc sử dụng trong các tài liệu về nớc trong đất và
cố gắng tiêu chuẩn hoá chúng để sử dụng tiện lợi hơn (ví dụ ISSS, 1976). Các chuẩn
hóa này cần thiết cho sự hiểu biết những định nghĩa và những trích dẫn của những
ký hiệu đa ra trong một đề tài liên quan.
6.3.6 Sự đo đạc nớc trong đất
Những thảo luận trớc của lợng nớc trong đất và sức hút của nớc trong đất
nói rằng nghiên cứu độ ẩm của nớc trong đất sẽ làm cơ sở cho sự đo đạc lợng nớc
trong đất của chúng hay thế năng của nớc trong đất nhờ sự chuyển hoá từ một cái
khác bởi việc sử dụng đặc tính ẩm của áp suất. Trong thực tế, các sai số trong đo đạc
của hai yếu tố áp suất và thế năng của nớc ngầm có thể biến đổi, đặc biệt là các vấn
đề về mẫu và hiện tợng trễ, thờng sai số đo trực tiếp cả hai yếu tố trên đều có khả
năng biến đổi. Phần 6.4 đợc xem nh là một kết quả đo đạc bằng việc sử dụng
những thiết bị có sức mạnh lớn để nghiên cứu các mạch nớc trong lớp đất không bão
hoà. Trong phần 6.4 này các phơng pháp đo đạc thay đổi là có thề xảy ra và tiếp theo
đó là những mô tả tóm tắt của một vài phơng pháp đã sử dụng trong những trạng
thái của môi trờng thực hành.
Sự đo đạc lợng nớc trong đất (

)
Tiêu chuẩn và phần lớn các phơng pháp kỹ thuật đợc sử dụng rộng rãi cho sự

đo đạc trực tiếp lợng nớc của đất là phơng pháp phân tích trọng lợng. Điều này
cần phải lấy một số mẫu đất phân biệt đợc với thể tích bởi những điểm trung tâm
hay những mũi khoan và xác định trọng lợng của chúng mất đi khi bị sấy khô ở
nhiệt độ 105
0
C. Xây dựng phơng pháp luận là một công việc khó nhọc đòi hỏi tốn
186

nhiều thời gian và có thể gây ra những sai số trong việc phân tích các mẫu và do đó
trọng lợng đo phải lặp lại nhiều lần. Khi phân tích mẫu không phân biệt giữa nớc
có cấu trúc và không cấu trúc, sau khi lò sấy khô đất sét vẫn chứa đựng số lợng
đáng kể nớc hấp thụ (dẫn tới sự đánh giá không đúng thể tích nớc) trong khi một
số chất hữu cơ có thể ôxy hoá và phân huỷ ở nhiệt độ dới 50
0
C. Do các nguyên nhân
này Gardner (1986) đã đặt ra vấn đề phổ biến thừa nhận sự phê phán của các giá trị
phân tích trọng lợng là đúng đắn. Phơng pháp cũng làm hỏng các kết quả đo ở
những địa điểm và rõ ràng không phù hợp với một số lớn số lần đo tuy rằng ở đây có
những sự đo đạc lặp đi lặp lại theo thời gian.
Khắc phục một vài vấn đề này một số phơng pháp trực tiếp đã đợc phát triển
để xác định trọng lợng mẫu đất, lợng nớc và phát hiện các mâu thuẫn có thể xảy
ra trong đo đạc và có thể đợc sử dụng lặp đi lặp lại công việc đo đạc đợc nhanh hơn,
dễ hơn và ít làm xáo trộn hơn (Schmugge cùng cộng sự, 1980).
Các máy dò nơtron hầu hết đợc sử dụng một cách gián tiếp đo đạc nớc trong
đất (cho ví dụ Boucher, 1997). Một nguồn phóng xạ bền vững (năng lợng cao)
nơtron bị kéo vào các lỗ khoan trong lòng đất và số nơtron bền vững bị làm chậm đi
và biến đổi nhiệt bởi sự va chạm với các hạt nhân hydro, chủ yếu nớc trong đất đợc
đo đạc bởi các máy dò. Thể tích hiệu dụng của sự đo đạc thay đổi nghịch đảo với lợng
nớc trong đất từ bán kính khoảng 10 cm cho đất ẩm ớt tới 25 cm trong đất khô. Có
một mối liên hệ tuyến tính khá rõ nét giữa tốc độ đếm đợc của máy dò và lợng

nớc, nhng nó thay đổi từ loại đất này sang loại đất khác. Sự giải thích thờng đợc
xác định cho một loại đất nhất định tơng phản với phơng pháp phân tích trọng
lợng. Nhng vì tính thay đổi vốn có của các máy dò nơtron thờng sử dụng đo đạc sự
khác nhau trong độ ẩm tuyệt đối đúng hơn những lợng ẩm có trong đất.
Các máy đo điện dung đợc sử dụng ở những chất điện môi không đổi của đất
nh một sự đo đạc lợng ẩm của nó.
ở
đây cung cấp một phơng pháp không phóng
xạ của sự đo đạc nớc trong đất ở trong một trờng (Dean cùng cộng sự, 1985; Bell
cùng cộng sự, 1987; Boucher, 1997). Nh với các máy đo đạc nơtron, sự xác định
đờng kính với các mẫu phân tích trọng lợng là cần thiết cho mỗi loại đất và đây là
phơng pháp tốt nhất cho toàn bộ đo đạc sự thay đổi lợng nớc đúng hơn qua các giá
trị tuyệt đối. Vì phạm vi ảnh hởng của nó nhỏ hơn so với các máy dò điện dung có
điện thế để đo đạc sự khép kín của bề mặt đất và nghiên cứu sự thay đổi trong lợng
nớc giữa các tầng khác nhau của trắc diện đất. Tuy nhiên, quá trình thâm nhập
xuyên tâm nhỏ nghĩa là tính đồng nhất tại các vị trí đó là quan trọng và các ống có
nớc dâng lên phải đợc lắp đặt rất cẩn thận trong đất vì từ lỗ hổng không khí sẽ ảnh
hởng đến sự đọc. Nói chung, máy đo nơtron đợc u tiên hơn máy đo điện dung ở độ
sâu lớn hơn 0.15 m trong đất và 0.2 m trong đất mùn (Boucher, 1997).
Sự phát triển đáng kể của thiết bị đo với việc ứng dụng gơng phản xạ phạm vi
thời gian (TDR). Công cụ này xác định lợng nớc trong đất bởi sự đo đạc chất điện
môi không đổi của đất. Máy TDR có kích thớc nhỏ cùng với nó là một bộ phận dây
cáp dễ mang theo và kỹ thuật phát thanh đợc lắp đặt để đo đạc điện môi theo chiều
thẳng đứng hay theo chiều ngang trong trắc diện đất. Các kết quả đầu tiên là rất khả
quan vì nó đã có một độ chính xác có thể so sánh đợc với các mẫu phân tích trọng
lợng trớc đây(Topp và Davis, 1985). Ngày nay TDR đã đợc công nhận rộng rãi về
tính u việt của nó và đợc sử dụng (ví dụ Person và berndtsson, 1998) và có hai lợi
thế quan trọng trong việc sử dụng phơng pháp này so với dùng máy thăm dò nơtron,
187

cụ thể là nó không phóng xạ và có thể đặt tự động hoá, quá trình hoạt động không
thủ công.
Cuối cùng, việc đo đạc đợc cơ giới hoá bằng ra đa mở nhân tạo (SAR) có khả
năng lớn, chủ yếu cho sự đo đạc lợng nớc trong đất ở phạm vi lu vực hệ thống
thoát nớc. Giống nh TDR, SAR xác định lợng nớc trong đất bằng việc kiểm tra
định lợng những thay đổi ở đặc tính của chất điện môi trong đất. Những dụng cụ
Rada cần thiết có thể đem lại thành công qua đo đạc xuyên qua lớp mây dày bao phủ
phía trên và vào ban đêm từ độ cao của vệ tinh, các tin tức thuộc vùng đó đợc đa về
môt cách thỏa đáng trên mặt bằng lớn bên ngoài những vị trí đo sự thay đổi của
lợng nớc trong đất. Kết quả đo đạc đã xác nhận tính hợp lệ của đo đạc thí nghiệm ở
vùng thợng lu Thames, UK, và ở Zimbabwe (IH, 1997) thật đáng khích lệ.
Đo đạc sự hút nớc trong đất
Máy đo độ ẩm có lẽ là lâu đời nhất và đợc sử dụng rộng rãi trong phơng pháp
kỹ thuật cho việc đo đạc sự hút của đất. Máy này gồm những lỗ nhỏ li ti chứa đầy
chất lỏng có quan hệ với dụng cụ đo đạc áp suất nh cái đo áp thuỷ ngân hay một cái
biến đổi áp suất. Các ống sensơ (ống cảm biến) đợc đa vào trong đất trực tiếp, và
nớc có thể chảy giữa đất và ống sensơ cho tới tận khi thế năng áp suất ở bên trong
ống cảm biến trở nên cân bằng với lợng nớc trong đất. Thời gian mang đến cho sự
cân bằng đạt đợc phụ thuộc vào tốc độ dòng chảy qua các ống cảm biến này và các
loại đất bao quanh cùng thể tích nớc cần thiết để thay thế đồng hồ ghi sự thay đổi áp
suất. Các máy đo độ ẩm có thể đo đợc độ cao cột áp suất ở bên dới mực nớc ngầm.
Trong trờng hợp này máy hoạt động nh một cái đo áp suất, nhng thờng đợc sử
dụng để đo đạc sự hút ẩm áp suất trong đới không bão hoà. áp suất thấp nhất có thể
đo đạc đợc bằng phơng pháp kỹ thuật này là khoảng -800 cm (80 kPa) vì sự tác động
của các khí hoà tan từ bên ngoài vào nớc ngầm ở áp suất thấp sẽ làm cho hệ thống
không hiệu quả (Koorevaar cùng cộng sự, 1983; Cassel và Klute, 1986). Trờng hợp
này xẩy ra tơng ứng với các trờng hợp trong đất có cấu trúc thô không nhiều nớc
lắm và đối với loại cây cối có sức hút lớn và trong các trờng hợp điện trở hữu ích của
đất lớn. Hai điện cực của máy đo đợc gắn vào hai lỗ rỗng ở trong đất. Sự hút ẩm của
đất trong các khối đầu vào sẽ đạt trạng thái cân bằng với nớc trong đất và điện trở đi

từ bên này sang bên kia các điện cực thay đổi tơng ứng với lợng nớc đợc đo trong
đất. Welling cùng các cộng sự (1985) đã mô tả việc sử dụng các khối điện trở thạch cao
cho việc đo đạc điện thế thấp bằng -15000cm (1500 kPa), và các phơng pháp này đã
thảo luận và xác định đờng kính, quy trình thực hiện và dữ liệu cần thiết. Những
vấn đề ảnh hởng đến phơng pháp đo này bao gồm tính nhạy cảm của máy theo
nhiệt độ và độ mặn của đất và sự thay đổi từ từ trong các khối điện trở theo thời gian.
Tuy nhiên, khó khăn lớn nhất thờng ở trong sự xác định đờng kính của đất và đặc
biệt xác định khả năng đảm bảo tính tơng thích giữa những đặc tính ẩm của cả đất
và thể tích khối nớc trong đất. Sự không tơng thích trong đặc tính ẩm đợc minh
hoạ trong hình 6.7. Hình này thể hiện rằng trong đất có sự khác biệt rất lớn của
lợng nớc (

) đợc đo so với một sự thay đổi nhỏ hơn nhiều của sự hút ẩm của đất
(v). Tuy nhiên, trong các kết quả đo độ lớn của sự hút ẩm đo đợc có sự khác biệt với
một phạm vi nhỏ hơn nhất định so với lợng hơi ẩm trong đất. Nh một kết quả, sự
thay đổi của lợng nớc trong đất đợc phản hồi chỉ trong một vài phút với sự thay
đổi của điện trở từ bên này sang bên kia điện cực, làm cho sự xác định đờng kính
của đất qua điện trở tơng ứng với lợng nớc trong đất là rất khó khăn.
188


Hình 6.7 Một ví dụ về các đặc tính ẩm kỵ nhau cho một loại đất giả thuyết và một khối chống lại
6.4 Sự di chuyển của nớc trong đất
Sự di chuyển của hơi ẩm trong đất đi qua các tiết diện đất sớm hơn sự di chuyển
của nớc trong đất dới tác động của một số lực. Do trọng lực không nhất thiết chi
phối các lực, dòng cha bão hoà có thể không bị ảnh hởng của lực này. Tuy nhiên, có
một khuynh hớng cho rằng các lực điều khiển chủ yếu tới các hoạt động của chúng
từ bề mặt đất (sự thấm, sự bốc hơi) hay từ đáy các lớp của đới thông khí (nớc ngầm
phục hồi, ống mao dẫn dâng lên) là áp lực không khí, lực mao dẫn, lực thấm. Điều
này dẫn tới sự tăng lên của gradient thế năng của nớc trong đất theo chiều thẳng

đứng và kết quả là sự di chuyển thẳng đứng của nớc trong đất thờng chiếm u thế.
Các phần tiếp theo sẽ bàn về nguyên tắc chung của dòng chảy trong đới cha bão hoà
và về sự di chuyển của nớc theo phơng thẳng đứng lên trên hay xuống dới. Các
nhân tố ảnh hởng tới tốc độ nớc có thể thấm vào đất đợc đề cập sau đây. Các nhân
tố này đợc phân chia thành nhiều phần bao gồm lợng ma đi vào bề mặt và hớng
dòng chảy dới mặt. Vai trò của địa hình và cấu tạo địa chất của các lớp đất đợc
nghiên cứu. Bên cạnh các vấn đề trên, nớc trong đất chảy xuống các dốc và tạo ra
những kiểu thay đổi trong không gian của lợng nớc trong đất và sự di chuyển đó
cũng đợc quan sát trong cánh đồng và nó rất quan trọng cho nhiều vùng sản sinh
dòng chảy.
6.4.1 Những nguyên lý cơ bản của dòng cha bão hoà
Chúng ta biết rằng nớc trong đất sẽ di chuyển từ vùng có tổng lợng điện thế
cao hơn đến vùng có tổng lợng điện thế thấp hơn (xem phần 6.3.5). Bởi vì sự di
chuyển của nớc trong đất là quá chậm, các thành phần năng lợng động lực học
đợc bỏ qua trong trạng thái các giá trị của thế năng tổng cộng. Do đó, cho hầu hết
các mục đích thực tế, thế năng tổng cộng (

) đợc coi là tổng thế năng tạo nên sự hút
nớc (sụ hút) (

) và thế năng hấp dẫn (z). Sử dụng bề mặt đất nh là một mực mốc
đo lờng cơ bản, phơng thức nghiên cứu thế năng hấp dẫn và thế năng cơ bản bao
gồm việc nghiên cứu ảnh hởng của sự di chuyển của nớc trong đất liên quan tới hai
đo độ ẩm ở độ sâu 40 và 60 cm (hình 6.8). Từ mốc đo lờng là bề mặt đất và đất ban
đầu cha bão hoà, cả sự hút của tầng cha bão hòa và các thông số của sự nâng lên
trong thế năng tổng cộng là âm. Tại thời điểm A, sự hút của tầng cha bão hòa là nh
189

nhau ở cả hai độ sâu, nhng vì sự khác biệt trong sự dâng lên của nớc ngầm, nớc
chảy trong các lớp đất giữa các điểm này sẽ xảy ra hớng xuống phía dới, tức là từ

nơi thế năng cao hơn tới thế năng thấp hơn (nghĩa là âm hơn). Theo thời gian trên đất
khô nhanh hơn ở độ sâu lớn hơn tới tận thời điểm B, tại đây sự khác biệt trong sức
hút của tầng đất cân bằng với sự nâng lên của lực khác. Thế năng tổng cộng là nh
nhau, từ đây không có dòng chảy giữa các độ sâu này và thông lợng mặt phẳng
bằng không. Thông lợng (ZFP) sẽ là đặc trng cho một số độ sâu giữa chúng. Nếu
đất ở phía trên tiếp tục khô, thế năng của nó sẽ trở nên âm hơn so với đất ở những nơi
sâu hơn và dòng chảy hớng xuống phía dới sẽ xảy ra từ độ sâu 60 đến 40 cm giữa
thời điểm B và C. Sau khi nhập lợng ma vào, đất trở nên ẩm ớt, sự hút của tầng
đất sẽ giảm đi và trong ví dụ này, mực nớc ngầm sẽ dâng lên tới 60 cm của bề mặt
đất. Điều này đợc thấy rõ ở một ít diện tích ở thời điểm D và minh chứng cho tính
hữu ích của thế năng áp suất cho các trờng hợp nơi mà cả điều kiện bão hoà và cha
bão hoà đều bị chất phóng xạ hoà tan. Những chu kỳ hàng năm của sự di chuyển
nớc trong đất và độ sâu ZFP ở các điều kiện nhiệt độ khí hậu đặc trng đợc thể
hiện trong hình 6.6.
Định luật Darcy (xem phần 5.5.1), thể hiện rằng tốc độ di chuyển của nớc qua
một môi trờng rỗng đã bão hoà tơng ứng với gradient thuỷ lực, cũng đợc áp dụng
cho dòng chảy của nớc trong đất ở các điều kiện cha bão hoà. Phơng trình Darcy
có thể đợc giải thích đơn giản cho các điều kiện cha bão hoà nh sau











l

h
Kv



(6.2)
trong đó v là tốc độ vĩ mô của nớc, K là độ dẫn thuỷ lực (trong các điều kiện
cha bão hoà, thay đổi theo lợng nứơc,

) và
lh


/
là gradient thuỷ lực gồm có sự
thay đổi trong cột nớc tĩnh (h) với khoảng cách dọc theo phơng của dòng chảy (l).
Nh biểu thị trớc đây, gradient thế năng và dòng chảy tạo ra có thể không có hớng.
Thông lợng tính toán có thể đợc minh họa trong hai trờng hợp đơn giản cho
(a) dòng chảy nằm ngang hoàn toàn theo phơng x, nghĩa là chỉ có gradient thế năng
của tầng đất

và không có gradient trọng lực:

x
v
Kv



(6.3)
và (b) dòng chảy thẳng đứng hoàn toàn hớng xuống dới theo phơng z và với
một gradient của thủy lực nh trên là:

















1z

v
K
z
zv
Kv






(6.4)
190


Hình 6.8 Sơ đồ minh họa các thành phần sự hút ẩm (

) và cao độ (z) của thế năng tổng cộng (

). Những
thay đổi của sự hút ẩm, đợc đo đạc trong máy đo ứng suất tại các độ sâu 40cm và 60cm bên dới mặt đất,
suy ra các thời kỳ chuyển động hớng xuống và hớng lên của nớc dới đất.
ở
một vài trạng thái dữ liệu có thể lấy đợc trên gradient lợng nớc trong đất
đúng hơn gradient của thế năng. Nhờ có tính khuếch tán của nớc trong đất D
(Childs và Collis George, 1950) cho phép phơng trình dòng chảy biến đổi để thông
lợng liên kết gradient của lợng nớc (

) tốt hơn của thế năng. Nh độ dẫn thủy
lực, độ khuếch tán cũng là một hàm của lợng nớc và hai thành phần trên đợc liên

hệ nh sau:






KD
(6.5)
Độ nghiêng của đặc tính ẩm
v



/
là sức chứa nớc đặc trng C(

), theo đó ta
có








C
K
D

(6.6)
Sau đó mối liên hệ giữa thông lợng và gradient lợng nớc là:


x
Dv




(dòng ngang) (6.7)











z
DKv



(dòng thẳng đứng) (6.8)
Trong lời giới thiệu về giới hạn của độ khuếch tán có đa ra chỉ dẫn đơn giản đó
là một sự cố gắng cho việc nghiên cứu toán học của dòng cha bão hoà bằng việc nhắc

lại phơng trình Darcy trong một cấu trúc tơng tự với phơng trình khuếch tán và
tính dẫn nhiệt, cho sự hoà tan có thể đạt đợc trên nhiều mặt của đờng biên và các
điều kiện ban đầu. Tuy nhiên sự so sánh là không chính xác, từ các quá trình của sự
di chuyển nớc trong đất là một khối dòng chảy hỗn loạn và không có một sự khuếch
tán phân tử nào. Để sự hỗn loạn đợc ngăn ngừa, Hillet (1982) đã đề xuất rằng tính
191

khuếch tán nên đợc hiểu nh là độ khuếch tán thuỷ lực bởi sự tơng ứng với dẫn
xuất thuỷ lực.
Sự áp dụng của phơng trình Darcy, hay phơng trình chuyển hoá từ nó cho sự
di chuyển của nớc trong đới không bão hoà là chủ đề lớn khi nghiên cứu các điều
kiện đợc chú ý trong phần 5.5.1 Khía cạnh chi tiết nhất đợc mô tả của nó là dòng vĩ
mô và các giới hạn của nó để các vị trí của nó đạt trạng thái ổn định, nơi mà gradient
thuỷ lực và các thông lợng không thay đổi, hay chỉ thay đổi rất chậm theo thời gian.
Sự di chuyển của nớc có thể làm biến đổi gradient và giá trị của độ dẫn thủy lực và
vì thế vị trí uốn cong trong dòng chảy thay đổi theo không gian và thời gian, Richards
(1931) đã gộp phơng trình của Darcy với phơng trình liên tục (
zvz




//

) để
thấy đợc tầm quan trọng của điểm uốn trong phơng trình đờng cong mang tên của
ông:

1
z
v
K
zt

(6.9)
trong đó t là thời gian và dòng chảy theo phơng thẳng đứng.

Hình 6.9 Độ dẫn thủy lực cha bão hòa (K(

)) là một hàm của thế năng tạo nên sự hút nớc (theo đồ thị của
Bouma, 1977)
Hơi nớc sẽ di chuyển qua nền đất nh một kết quả của sự chênh lệch áp suất
hơi gây ra bởi sự thay đổi trong lợng nớc hay nhiệt độ đất và gần đây đợc cho là rất
quan trọng. Hơi nớc sẽ di chuyển từ nơi đất nóng sang nơi đất lạnh, mặc dù chỉ chậm
so với khối dòng chảy nớc lỏng. Sự góp phần của dòng hơi nớc cho sự di chuyển
tổng cộng của nớc trong đất có thể bỏ qua, trừ nơi mà lợng nớc là rất nhỏ.
Độ dẫn thuỷ lực
Độ dẫn thuỷ lực của đất bão hoà, giống nh của vật chất rỗng bão hoà, phụ
thuộc vào dạng hình học và sự phân bố của không gian lỗ (xem phần 5.5.2). Các phân
192

tử này không chỉ có kết cấu rỗng mà còn có những lỗ rất lớn, nh là những cấu trúc
rạn nứt và những ống dẫn của rễ cây, nó có thể ảnh hởng lớn tới độ dẫn thuỷ lực.
Điều này có thể đợc minh họa trong cách giả thuyết về đất sét với một trạng thái
cấu trúc xốp 1% và một độ dẫn của tầng đất sét là 0.01 cmh
-1
. Những lỗ rỗng vĩ mô có
đờng kính là 1 mm, độ rộng khe nứt là khoảng không gian 10 cm, có thể phát triển
theo từng mùa và góp phần thêm vào trạng thái cấu trúc xốp của đất.

Mặc dù lỗ rỗng ở đây cũng chỉ là 1% nhng ảnh hởng của nó tới sự tăng độ dẫn
thủy lực bão hoà của đất tăng lên rất lớn với bậc 1000 cm
-1
(Childs, 1969). Rõ ràng,
mặc dù độ dẫn thuỷ lực bão hoà bằng nhau nhng để tơng quan với cấu trúc đất và
với sự mô tả của một vài cấu trúc đã đợc nghiên cứu (McKeague cùng cộng sự, 1982;
Rawls cùng cộng sự, 1982), thì sự tơng quan đó có thể bị nguy hiểm do kết quả đánh
giá của K có thể mắc những sai số nghiêm trọng.
Bằng sự định nghĩa, đới thông khí là không thơngg xuyên bão hoà, để sự di
chuyển của nớc trong đất luôn đợc điều khiển bởi độ dẫn thuỷ lực cha bão hoà
(K(

)) và nó thay đổi theo độ ẩm (phơng trình 6.2). Ngợc lại độ dẫn thuỷ lực bão
hoà (K) có thể xem nh là ổn định hơn hay không cho bất kỳ một tầng địa chất nhất
định nào đó, K(

) sẽ thay đổi theo lợng nớc trong đất và do đó theo sự hút của tầng
đất. Hình 6.9 thể hiện rằng, cho một vài loại đất, độ dẫn thuỷ lực lớn nhất tại trạng
thái bão hoà hay gần trạng thái đó và có tốc độ giảm cùng với sự giảm lợng nớc. Sự
giảm này tạo ra từ thực tế rằng sự di chuyển của nớc trong đất có thể chỉ mang tính
địa phơng thông qua lớp màng mỏng hiện tại của nớc ở trên và ở giữa những hạt
đất. Trong đất bão hoà, tất cả không gian rỗng đều hình thành một phần nớc hiện
hữu của hệ thống dẫn nớc. Trong đất cha bão hoà, các lỗ chứa đầy không khí hoạt
động nh là một phần không dẫn nớc của hệ thống, làm giảm diện tích mặt cắt hữu
hiệu từ bên này sang bên kia có thể cho dòng chảy chảy qua. Đa số sự giảm lợng
nớc trong đất, phần lớn sẽ bị thu nhỏ lại trong sự ảnh hởng của hệ thống dẫn và do
đó, giá trị của độ dẫn thuỷ lực nhỏ hơn.
Sự thay đổi của K(

) theo lợng nớc trong đất chịu ảnh hởng lớn bởi sự phân

chia kích thớc lỗ của đất. Trong đất ẩm ớt, độ dẫn có mối liên hệ chặt chẽ với cấu
trúc đất và tăng khi cấu trúc đất trở nên thô hơn (hình 6.9). Điều này là do nớc sẽ
đợc truyền dễ dàng hơn qua các lỗ lớn chứa đầy nớc so với qua các lỗ nhỏ hơn. Đất
cát gần bão hòa có một sự tơng quan cao với các lỗ chứa đầy nớc, vì thế K(

) lớn
hơn trong đất sét. Khi đất khô, các lỗ lớn hơn sẽ bị trống rỗng đầu tiên và sự hút nớc
sẽ thấp và K(

) giảm tốc độ. Khi mà sự hút tăng lên và lợng ẩm giảm, thì mối liên
hệ giữa độ dẫn thủy lực và cấu trúc là nghịch đảo vì thế trong các điều kiện đất khô,
đất sét có tính dẫn suất cao hơn đất phù sa và đất cát. Điều này phản ánh thực tế
rằng, tại những sự hút cao đất có cấu trúc mịn có nhiều lỗ chứa đầy nớc hơn và do đó,
đi qua những diện tích tiết diện lớn hơn dòng chảy có thể mang đặc điểm địa phơng.
Đất thô hơn ở những nơi chỉ một sự cân xứng của các lỗ chứa nớc tại nơi có sự hút
cao. Trong khi đất co lại, sự hút tăng làm tăng thêm trạng thái khô, làm giảm kích
thớc của các lỗ và giữ đầy nớc (phần 6.3.3), và điều này giúp làm giảm độ dẫn thuỷ
lực.
Sự đo đạc độ dẫn thuỷ lực và độ khuếch tán thuỷ lực trong cả hai thí nghiệm và
các điều kiện uốn cong của đờng thế năng đợc thảo luận trong nhiều tài liệu khác
nhau (ví dụ Burke cùng cộng sự, 1986; Klute, 1986a). Một số nghiên cứu đã thể hiện
rằng các giá trị thu đợc từ các hạt đất nhỏ trong phòng thí nghiệm có thể vợt quá,
193

vì tốc độ di chuyển của nớc qua những lỗ rất lớn và trong không gian lớn (ví dụ
Anderson và Bouma, 1973; Lauren cùng cộng sự, 1988). Việc đo đạc độ uốn cong của
K(

) trong đất cha bão hoà là rất khó khăn và tốn kém vì vậy để đánh giá, thì dựa
trên nền tảng của các đờng cong cấp phối hạt của phân tử đất và thờng đợc sử

dụng. Một phơng pháp tiếp cận đơn giản là dựa trên cơ sở cấu trúc đất (cho ví dụ
Alexander và Skaggs, 1987). Tuy nhiên, điều này là rõ ràng, trong khi cấu trúc đất là
một sự xác định chủ yếu, có nhiều nhân tố khác cũng có thể quan trọng cho một
trờng hợp cụ thể. Việc đánh giá tốt hơn K(

) có thể xảy ra ở những nơi mà đặc tính
ẩm là sẵn có và có nhiều nghiên cứu đã cố gắng liên hệ hai điều này (cho ví dụ
Mualem, 1976). Trong ý tởng, dự báo độ dẫn suất nên kết hợp với các giá trị đo đạc
gần với trạng thái bão hoà, mặc dù không một phơng pháp nào sử dụng các loại đất
ở trong độ dẫn thủy lực ở dới các điều kiện bão hoà đợc xác định bởi sự di chuyển
của nớc qua khoảng trống lớn hơn qua các tầng đất.
6.4.2 Tính thấm của nớc trong đất
Thuật ngữ thấm đợc sử dụng để mô tả quá trình nớc đi vào trong đất qua bề
mặt đất. Tốc độ lớn nhất tại đó nớc thấm vào hay bị hấp thụ bởi đất, khả năng thấm
của nó, trong trờng hợp nào đó có thể rất quan trọng cho việc phân chia dòng giáng
thuỷ trên diện tích một lu vực. Mối liên hệ giữa cờng độ ma và khả năng thấm
xác định bao nhiêu dòng chảy khi rơi sẽ chảy tràn trên bề mặt đất, có thể trực tiếp đi
vào sông và suối và bao nhiêu dòng chảy ngầm sẽ đi vào trong đất. Một phần lợng
nớc thấm vào trong đất có thể di chuyển theo hớng ngang hay đợc giữ lại tạm thời
trớc khi di chuyển xuống phía dới khi thấm hay lên phía trên bởi tính chất bốc hơi
của nớc ngầm vào khí quyển.
Mặc dù đôi khi các quan niệm này có thể thay đổi, nhng các số hạng về khả
thấm và tốc độ thấm có thể khác nhau và nó phụ thuộc vào khả năng thấm của bề
mặt đất, hay bởi tốc độ cung cấp của ma và tình trạng canh tác đất ruộng, nghĩa là
tốc độ thấm. Sử dụng số hạng tốc độ thấm cho biết rằng thấm là bắt nguồn từ khả
năng thấm của bề mặt đất. Trong trờng hợp này, tất cả lợng ma rơi không đợc
giữ lại khi sự trữ nớc bề mặt thấm vào trong đất và sẽ có mối liên hệ trực tiếp giữa
tốc độ thấm và cờng độ ma. Tuy nhiên, khi cờng độ ma vợt khả năng thấm của
bề mặt đất, thì mối liên hệ này sẽ không tồn tại và thực vậy, có thể bị đảo ngợc khi
khả năng thấm suy giảm qua một trận bão. Khi tốc độ và khả năng thấm biến đổi

liên tục, dung tích nớc thấm thờng đợc biểu diễn nh là tỉ trọng của thông lợng
thể tích. Do đó, chúng không biểu thị vận tốc hữu hiệu của sự di chuyển nớc theo
phơng thẳng đứng trong đất (xem sự thảo luận về tốc độ hữu hiệu sự di chuyển của
nớc ngầm trong phần 5.5.1).
Gần đây phạm vi nghiên cứu về tính thấm đã mang đến trong những vùng bán
khô hạn (cho ví dụ Horton, 1933, 1939), nơi mà cờng độ ma vợt khả năng thấm là
hoàn toàn phổ biến, kết quả tạo thành các ao hồ trên bề mặt một cách rộng rãi và tạo
nên dòng chảy trên mặt đất (xem chơng 7). Nh một kết quả, trong nhiều năm
nghiên cứu cho rằng vai trò của thủy văn không đơn thuần chỉ nghiên cứu khả năng
thấm trong đất mà còn nghiên cứu các vấn đề khác. Ngày nay các nghiên cứu đã thừa
nhận rộng rãi rằng thủy văn còn nghiên cứu trong những vùng thực vật phát triển,
cả vùng ôn đới và nhiệt đới, hầu hết các loại đất có thể hấp thụ tất cả lợng ma
nhng phần lớn những cơn bão dữ dội và tạo nên khả năng sản sinh dòng chảy mặt
194

đất là rất lớn. Tuy nhiên, sự hiểu biết về nguyên nhân thay đổi theo nhiệt độ và theo
không gian của khả năng thấm vẫn quan trọng trong những vùng nơi mà có lợng
nớc nhập vào rất lớn, nh những trận dông bão lớn cùng với sự tới nhân tạo xảy ra
trên đồng ruộng.
Khả năng thấm
Khả năng thấm của đất nhìn chung là giảm trong suốt trận ma, đầu tiên là
rất nhanh và sau đó chậm dần, cho đến tận khi lớn hơn hay nhỏ hơn giá trị ổn định
đã đạt đợc (hình 6.10). Sự suy giảm của khả năng thấm đợc xác định bởi một số
nhân tố, bao gồm sự giới hạn bị áp đặt bởi bề mặt đất, các điều kiện lớp phủ bề mặt
và tốc độ di chuyển xuống phía dới của nớc qua trắc diện đất.

Hình 6.10 Sơ đồ thể hiện sự suy giảm khả năng thấm trong một trận ma
Các điều kiện bề mặt đất có thể bao gồm giới hạn phía trên mặt đất nơi tiếp
nhận lợng ma và cho tốc độ dòng ngầm có thể bị hấp thụ, mặc dù thực tế khả năng
thấm của các lớp đất thấp hơn tốc độ dòng mặt và lợng nớc thấm đợc chứa đựng

thêm đợc giữ lại trong các lỗ hổng không đầy. Nhìn chung khả năng thấm giảm bởi
sự bịt kín các lỗ hổng bề mặt do sự chứa đầy nớc, do lớp mỏng của các hạt mịn trong
trong những lỗ rỗng bề mặt và bởi sự đông lạnh (cho ví dụ Poesen, 1986; Romkens
cùng các cộng sự, 1990). Khả năng thấm tăng theo độ sâu nớc thẳng đứng trên bề
mặt, số vết nứt và khe nứt tại bề mặt và độ dốc của đất. Kỹ thuật trồng trọt có thể làm
tăng hoặc giảm khả năng thấm của chúng. Xu hớng phát triển thảm thực vật làm
tăng khả năng thấm của đất sự di chuyển của nớc bề mặt bị làm chậm, làm mất tính
ổn định của các phân tử, làm giảm sức chứa đựng các hạt ma vào trong cấu trúc đất
(phần 6.2). Những ảnh hởng này đợc chứng minh bởi phơng thức trong đó sự tồn
tại của rác rởi trong đất trên một khu rừng ngập mặn ở vùng đất thấp thờng tạo ra
tính thấm cao hơn với đồng cỏ. Tuyết có thể có ảnh hởng nh rác trên đất, nhng
đất đóng băng và bề mặt đô thị thờng làm giảm khả năng thấm.
Nớc không thể bị hấp thụ bởi bề mặt đất bị bê tông hóa ở thành thị và bề mặt
đóng băng trừ khi trắc diện đất nằm phía dới có các đờng dẫn cho đờng nớc
thấm. Khả năng của một loại đất nhất định để dẫn đờng cho nớc đi qua phụ thuộc
vào đặc tính của đất, bao gồm kết cấu và cấu trúc của đất và đất có kết cấu thô cho
tính thấm qua đợc thờng lớn hơn so với tính thấm chậm của đất sét. Các nhân tố
195

quan trọng khác gồm sự phân tầng của đất, gradient ban đầu của thế năng nớc
trong đất và hớng dòng chảy của nớc khi tính thấm trong suốt một trận ma hay
đợt tới.
Sự di chuyển của nớc trong suốt quá trình thấm
Các điều kiện đất trong cánh đồng rất khác nhau và sự biến đổi theo không
gian của các thuộc tính đất, thờng xuyên kéo theo sự thay đổi theo cả không gian và
thời gian của lợng nớc trong đất. Hiện tợng trễ cũng thay đổi theo đặc tính thay
đổi của đất và các điều kiện biên theo thời gian và sự tồn tại của dòng chảy hai hoặc
ba chiều. Nh một kết quả, đặc trng của khả năng thấm và tốc độ thấm thay đổi rất
lớn theo cả không gian và thời gian. Vì lý do này, sự phát triển của các học thuyết
thấm dựa trên giả thuyết lực nớc đi vào trong đất tự nhiên đồng nhất và thỉnh

thoảng có các loại đất nhân tạo. Đồng thời giả thiết có lợng nớc không đổi và sự tồn
tại của nớc trong ao hồ ở bề mặt đất.

Hình 6.11 Các tầng ẩm trong sự thấm nớc xuống (theo sơ đồ của G.B. Bodman và E.A. Colman)
Một số công việc thực nghiệm kinh điển về sự chuyển động của nớc trong nhiều
loại đất (Bodman và Colman, 1943) đã đa ra giả thiết rằng những phần ẩm ớt của
cột đất trong đó quá trình thấm đợc đặt ở vị trí thích hợp gồm có một số đới, đợc
minh hoạ trong hình 6.11. Tầng bão hoà, nh hàm ý tên của nó là các lớp bão hoà
nông, 1 cm hay dày hơn tại bề mặt đất. Ngay lập tức ở những vị trí thấp hơn đây là
tầng đất nông khác, chỉ một vài cm trong bề dày, nơi mà lợng nớc giảm rất nhanh
từ đỉnh đến đáy và đợc xem là tầng chuyển tiếp. Bên dới tầng này là tầng truyền
động, qua đó nớc từ hai tầng phía trên truyền xuống dới. Tầng này có đặc điểm
thay đổi ít hay không thay đổi về lợng ẩm. Tiếp đến phía dới là tầng ẩm ớt. Tầng
này cũng giống nh tầng chuyển tiếp, có gradient độ ẩm lớn và lợng nớc cũng thay
đổi đáng kể theo thời gian. Cuối cùng, ở đáy của tầng ẩm ớt đợc định nghĩa là mặt
ớt biến đổi đột ngột, nó đợc đặc trng bởi gradient ẩm rất dốc và nó đánh dấu giới
hạn giữa đất ẩm ớt phía trên và đất khô phía dới. Quy trình của sự cung cấp của
196

nớc tới bề mặt đất từ ma hay sự tới tiêu tiếp tục, Mặt ẩm ớt di chuyển đều đều
lên phía trớc hớng xuống dới vào đất không ẩm ớt nh một kết quả của việc
chuyển trạng thái của nớc qua các tầng đất.

Hình 6.12 Các mặt cắt nớc dới đất theo tính toán tại các thời gian khác nhau (giờ) trong sự thấm nớc vào
trong một vùng đất pha sét (theo sơ đồ của Phillip, 1964)
Cơ sở của những sự tìm kiếm này là nghiên cứu thay đổi độ ẩm đất, lợng nớc
trong đất trong khoảng thời gian tồn tại từ bề mặt đất khi bắt đầu tạo thành vũng
nớc và đến quá trình thấm xuất hiện và sau đó sẽ tạo ra sự thay đổi theo độ sâu của
đất ẩm ớt. Theo độ sâu lợng nớc tiếp tục tăng lên trong những lớp đất bề mặt.
Trong các lớp mặt chỉ có một phần của trắc diện đất trong đó lợng ẩm thay đổi đáng

kể theo thời gian trong suốt quá trình thấm là tầng ẩm ớt và mặt ớt phía trớc.
Tầng bão hoà vẫn bão hoà tiếp, gradient độ ẩm trong tầng chuyển tiếp vẫn hoàn toàn
cố định, và do đó, cũng, nh lợng nớc và sự hút của tầng đất trong tầng chuyển
động là không đổi. Khi quá trình thấm tiếp tục, tầng có chuyển động của nớc ngầm
trở nên dài hơn và tầng ẩm ớt và mặt ớt hớng xa hơn xuống phía dới vào trong
đất. Tuy nhiên, sự bão hoà và tầng chuyển tiếp đợc mô tả bởi Bodman và Colman đã
đặt vấn đề nh là dụng cụ thí nghiệm tạo ra từ trạng thái chuyển động của chất lỏng
và tính không ổn định trong cấu trúc ví dụ nh hay sự phồng lên của đất tại bề mặt
(Hillel, 1982). Những ngời điều tra khác cũng đã tìm thấy rằng do có không khí, nên
bề mặt đất nói chung có một lợng nớc ở bên dới hoàn toàn bão hoà và trong đất
rừng khoảng 8-20% không gian trống bị chiếm chỗ chủ yếu bởi không khí khi đất ở
trạng thái bão hoà lớn nhất (Corey, 1977).
Những trắc diện nớc trong đất tìm thấy rất giống nhau từ các tầng bão hoà và
tầng chuyển tiếp. Đây là kết quả nghiên cứu các học thuyết thấm do Philip thực hiện
197

(1964). Hình 6.12 thể hiện những trắc diện tính toán, trong thời gian sự ngập lụt
đợc duy trì liên tục của đất mùn, đất sét, nh một hàm của thời gian từ khi bắt đầu
quá trình thấm. Sự tăng nớc trong trắc diện theo thời gian bao gồm chủ yếu là sự
mở rộng của tầng dẫn động bão hoà gần bề mặt. Sự thay đổi đột ngột trong lợng ẩm
ở tầng ẩm ớt là kết quả của sự phụ thuộc vào độ dẫn thuỷ lực lên lợng hơi ẩm. Từ
định luật Darcy rõ ràng rằng cần tồn tại một gradient thuỷ lực dốc cần thiết trong
tầng này để đạt đợc một sự cân bằng thông lợng trong tầng chuyển động động (gần
bão hoà).
Những thảo luận trớc đây đã đề xuất rằng, trong các giai đoạn đầu của quá
trình thấm vào trong đất khô là không đổi, gradient sự hút của tầng đất trong các lớp
bề mặt sẽ rất dốc và là nhân tố quan trọng quyết định số lợng thấm và sự di chuyển
của nớc xuống phía dới. Tốc độ ban đầu của sự di chuyển là cao nh nhau và tạo ra
sự xâm nhập của nớc rất nhanh của trắc diện đất ẩm đợc thể hiện rõ ràng trong
hình 6.12. Sự ẩm ớt tiến đến các tầng dẫn động thì các tầng này sẽ đợc kéo dài

thêm và gradient hấp thụ ẩm là quan trọng hơn gradient sức hút của tầng đất. Tốc độ
thấm và sự di chuyển xuống phía dới giảm đến tận khi sự thấm mở rộng để đạt đợc
trạng thái ổn định không đổi. Tốc độ ổn định này đợc chi phối bởi sự điều khiển của
trọng lực và xấp xỉ với độ dẫn thuỷ lực bão hoà (Hillel, 1982).

Hình 6.13 Các mặt cắt nớc dới đất tính toán tại các thời gian khác nhau (giờ) trong sự thấm xuống với các
cờng độ ma rơi không đổi bằng 12.7 và 47.o mm/giờ (theo sơ đồ của Rubin, 1966)
Trong những vùng thực vật phát triển tốt, khả năng thấm của đất thờng vợt
quá cờng độ ma. Trong trờng hợp này, tốc độ thấm cân bằng với tốc độ của nguồn
cung cấp nớc từ bề mặt để không xảy ra sự tạo thành ao hồ. Các trắc diện ẩm tính
toán trong suốt quá trình thấm giới hạn trong trận ma đợc thể hiện trong hai
cờng độ ma ổn định ở hình 6.13. Trong các trờng hợp này đất bề mặt trở nên bão
hoà và lợng hơi ẩm tăng đến tận khi nó đạt tới một giá trị tại đó độ dẫn thuỷ lực
cha bão hoà trở nên cân bằng với cờng độ ma. Một làn sóng của hơi ẩm đợc
truyền xuống phía dới, làm ẩm ớt các lớp đất chính do lợng hơi ẩm này. Sự tăng
cờng độ ma tạo ra một lợng nớc cao hơn xuyên ra bên ngoài trắc diện đất và tạo
nên dòng chảy mặt và kể từ đây dẫn suất thủy lực sẽ lớn hơn. Nh trong trờng hợp
ma lớn đã tạo thành ao hồ, gradient lợng ẩm tại mặt ớt vẫn thẳng đứng rất lớn.
Vì vậy, mặc dù đã đạt đợc giá trị cực đại trong các điều kiện khác nhau, nhng trắc
diện ẩm đã phát triển nhờ ma lớn đã tạo thành những vũng nớc và sự thấm do
ma vào trong đất có hình dạng giống nhau.
Sự thay đổi theo thời gian trong khả năng thấm