Nguyên lý thủy văn ( NXB ĐH Quốc gia Hà Nội ) - Chương 7 pdf

216

Chơng 7
Dòng chảy mặt
7.1 Giới thiệu chung
Dòng chảy mặt hay dòng chảy sông ngòi là dòng chảy chuyển động do trọng lực
của nớc trong các lòng dẫn với kích thớc thay đổi từ dòng chảy có quy mô nhỏ nhất
tới những dòng chảy có quy mô lớn nhất (Amazon, Congo, và Yangtze). Cũng nh
dòng chảy sông ngòi, dòng chảy mặt có thể đợc đặc trng bởi lu lợng dòng chảy
trong sông, hoặc lợng ma sinh thuỷ của lu vực.
ở
mức chung chung mối quan hệ giữa dòng chảy sông ngòi và giáng thủy có thể
đợc biểu thị dới dạng vòng tuần hoàn liên tục của nớc thông qua chu trình thủy
văn. Chúng ta có thể thừa nhận rằng trong những trờng hợp đơn giản thờng xem
lu vực bề mặt và lu vực nớc ngầm trùng nhau và mỗi dòng sông chỉ tiếp nhận n-
ớc từ bản thân lu vực của chính mình. Bởi vậy, có thể xem mỗi lu vực nh một hệ
thống đầu vào là giáng thủy và chuyển hoá chúng thành những đầu ra là sự bay hơi
và dòng chảy sông ngòi. Kể cả những sự thay đổi của lợng trữ trong hệ thống, đầu
vào phải đợc cân bằng với đầu ra. Trừ những vùng khô hạn lớn, ở tất cả các vùng,
đầu ra từ hệ thống lu vực là liên tục, nhng những đầu vào của giáng thủy thì gián
đoạn và thờng đợc rời rạc hóa theo thời gian một cách phổ biến. Nh một kết quả,
đờng quá trình dòng chảy hàng năm về cơ bản gồm có những thời kỳ ngắn lu lợng
bị tăng lên một cách đột ngột liên quan đến ma hoặc tuyết tan và hỗn hợp cả hai có
thời gian dài hơn. Trong những thời kỳ nớc rút khi dòng chảy sông ngòi đợc đại
diện cho dòng chảy ra là nuớc ngầm từ nớc đợc dự trữ bằng nguồn nớc ngầm dới
bề mặt của lu vực và khi đó đờng quá trình dòng chảy lấy dạng hàm số mũ của đ-
ờng cong nớc rút điển hình (xem Hình 7.14).
Những đơn vị đo của dòng chảy mặt
Dòng chảy mặt thông thờng đợc biểu thị bằng lu lợng nớc và đó chính là
một thể tích trên một đơn vị thời gian. Lu lợng nớc có đơn vị là mét khối trên giây
(m

3
s
-1
) và mô đun dòng chảy có đơn vị là mét khối trên giây kilômet vuông (m
3
s
-1
km
-2
).
Hai số đo trên là những đơn vị thờng đợc sử dụng. Dòng chảy có thể cũng đợc biểu
thị nh một độ sâu tơng đơng trên một đơn vị đo diện tích lu vực, tức là
millimeters trên ngày hoặc tháng hoặc năm. Đây là một đơn vị đặc biệt tiện lợi để so
sánh tốc độ và tổng lợng giáng thuỷ và dòng chảy vì giáng thuỷ gần nh không thay
đổi trong cách biểu thị này. Những biểu diễn dòng chảy khác vẫn đợc tìm thấy trong
nghiên cứu bao gồm hàng triệu Galông trên một ngày (m.g.d.) và đặc biệt là trong
nghiên cứu thuỷ lợi ở Mỹ hay dùng đơn vị là feet, tức là thể tích của lớp vỏ nớc mà
bao phủ một mẫu Anh tới độ sâu một feet.

217

7.2 Dòng chảy nhanh và dòng chảy ngng trệ
Phản ứng trực tiếp tức thời của lu vực đối với hiện tợng ma rơi là một phần
của lợng ma tạo thành một tuyến đờng có dòng chảy chuyển động rất nhanh
trong lòng dẫn (tức là dòng chảy xiết); tơng ứng tiếp theo sau đó một phần khác của
trận ma tạo thành một tuyến đờng có dòng chảy chuyển động chậm hơn đó là dòng
chảy ngng trệ và thờng xuyên đợc xem nh dòng chảy cơ sở. Hai thành phần này
của dòng chảy là hiển nhiên trong những dòng sông với tất cả các kích thớc khác
nhau. Tuy nhiên, ở các hệ thống sông lớn những hiệu ứng trễ, cả bên trong và bên
ngoài lòng dẫn đều rất phức tạp. Những đóng góp dòng chảy cho dòng sông chính từ

nhiều dòng sông nhánh làm phức tạp. Việc giải thích sự phản ứng của lu vực thông
qua quá trình dòng chảy của những dòng sông chính đối với giáng thuỷ là rất phức
tạp. Do đó nhiều thảo luận ban đầu về quá trình dòng chảy trong chơng này nhằm
giải thích sự phản ứng của lu vực đối với giáng thuỷ qua những dòng sông suối
thợng nguồn của các lu vực nhỏ trong hệ thống lu vực sông là tơng đối đơn giản.

Hình 7.1 Biểu đồ lợng ma và dòng chảy của 3 trận bão ở Tennessee, USA (theo biểu đồ gốc của
Ramser, 1927)
Trong những trờng hợp nh vậy sự phản ứng của các lu vực với giáng thuỷ th-
ờng là rất nhanh nhng hiếm khi giống nhau. Tức là tỉ lệ của giáng thuỷ tạo thành
dòng chảy xuất hiện một cách nhanh chóng nh một đờng quá trình dòng chảy là
khác nhau giữa các trận lũ. Hình 7.1 là những đồ thị từ một bài báo đầu tiên của
Ramser (1927). Ramser đã nhấn mạnh sự phản ứng của lu vực đối với ma và tính
biến thiên của dòng chảy trong một lu vực nhỏ. Lợng ma và dòng chảy đợc phác
họa trên hình 7.1 có cùng quy mô đã xác định số rất ít phần trăm của lợng ma tạo
nên dòng chảy xiết dới dạng đờng quá trình dòng chảy. Số phần trăm giáng thủy
tạo thành dòng thay đổi theo các đặc trng giáng thuỷ và các điều kiện lu vực và nó
đợc xác định trung bình toàn cầu là 36% của toàn bộ giáng thuỷ rơi trên những vùng
218

đất sau đó chảy tới các đại dơng. Trong số lợng phần trăm này dòng chảy xiết chỉ
chiếm khoảng 11% và dòng ngng trệ tính toán chiếm 25% còn lại của giáng thuỷ.
7.3 Các nguồn và các thành phần của dòng chảy
Sự phản ứng khác nhau của lu vực đối với giáng thuỷ là tạo thành dòng chảy
và dòng chảy thay đổi cả theo không gian và theo thời gian. Hai loại dòng chảy mặt
và ngầm do giáng thuỷ tạo nên đều chuyển động về phía những lòng dẫn dòng chảy.
Hình 7.2 cho thấy rằng giáng thuỷ có thể đến chảy đến lòng dẫn dòng bởi một số loại
dòng chảy: dòng chảy mặt do giáng thuỷ trực tiếp đó là dòng chảy trên bề mặt lu
vực; dòng chảy dới mặt tầng nông (dòng sát mặt) và dòng chảy dới mặt đất, dòng
chảy tầng sâu (dòng nớc ngầm). Những sự tích trữ của tuyết và sự tan chảy của

tuyết tạo nên một trong số bốn loại dòng chảy này.

Hình 7.2 Hớng chảy của các nguồn cung cấp cho dòng chảy sông: Q
p
là giáng thủy trực tiếp xuống
mặt nớc, Q
0
là dòng chảy tràn trên mặt, Q
t
là dòng chảy sát mặt và Q
g
là dòng chảy ngầm.
Những loại dòng chảy này đợc nghiên cứu một cách rộng rãi và tơng đối rõ
ràng. Nếu chỉ nghiên cứu dòng chảy mặt và dòng chảy trực tiếp đã dẫn đến sự không
đầy đủ và không rõ ràng và Hình 7.3 cung cấp một mô hình hình thành dòng chảy
thích hợp, logic từ ma trên lu vực.
Điều này cho thấy rằng dòng chảy bề mặt là bộ phận của dòng chảy tổng cộng
chảy đến cửa ra của lu vực qua dòng chảy tràn trên mặt và các lòng dẫn. Dòng chảy
tổng cộng này bao gồm dòng chảy sát mặt, dòng chảy trên bề mặt đất và dòng chảy
ngầm. Dòng chảy dới mặt là tổng của dòng chảy sát mặt và dòng chảy ngầm và nó
thờng bằng toàn bộ dòng nớc đến tại sông suối khi dòng chảy đã bão hòa qua tầng
đất đáy và các bờ lòng dẫn. Dòng chảy nhanh, hay dòng chảy trực tiếp, là tổng của
giáng thuỷ tạo thành, dòng chảy xiết trên mặt và dòng chảy sát mặt nhanh và nó là
thành phần dòng chảy quan trọng đóng góp dòng chảy chính trong thời gian những
thời kỳ lũ và phần lớn các trận lũ. Ta thấy rằng dòng chảy nhanh và dòng chảy mặt
nh đợc định nghĩa ở trên thì không phải là tơng đơng nhau.
Dòng chảy cơ sở hay dòng chảy ngng trệ là thành phần dòng chảy duy trì liên
tục thậm chí qua những thời kỳ thời tiết khô hạn. Nó thờng đợc xem nh tổng của
dòng chảy ngầm và dòng chảy sát mặt ngng trệ, mặc dù một số các nhà thủy văn học
không thích gộp toàn bộ dòng sát mặt với dòng chảy ngầm nh đợc minh họa bởi

đờng nét đứt trong Hình 7.3. Một lần nữa dòng chảy cơ sở và dòng nớc ngầm, theo
219

định nghĩa ở trên, thì không phải là tơng đơng nhau. Thực vậy, trong một số lu
vực núi dốc, dòng chảy cơ sở có thể bao gồm gần nh trọn vẹn dòng chảy ở trong tầng
không bão hòa từ mặt cắt đất (xem 'Vai trò của dòng chảy sát mặt' ở phần sau trong
chơng này).

Hình 7.3 Biểu đồ biểu diễn quá trình dòng chảy
Tầm quan trọng tơng đối của những nguồn dòng chảy cơ sở này có thể thay đổi
theo không gian và phụ thuộc vào những đặc trng của lu vực, nh loại đất và
nguồn và mật độ lớp phủ thực vật và phụ thuộc vào những điều kiện giáng thuỷ.
Ngoài ra, tầm quan trọng của các thành phần dòng chảy riêng lẻ khác có thể thay đổi
theo thời gian, ví dụ nh trong một năm hoặc từng mùa và cũng có thể thay đổi khá
đáng kể trong thời gian một trận lũ riêng lẻ hoặc chuỗi các trận ma gây lũ liên tục,
những biến đổi của khả năng thấm, mực nớc ngầm, và diện tích tầng nớc mặt.
7.3.1 Sự giáng thuỷ trên lòng dẫn (Qp)
Đóng góp của giáng thuỷ rơi trực tiếp trên bề mặt nớc thờng là nhỏ bởi vì đơn
giản là hệ thống lòng dẫn thờng xuyên quanh năm chỉ chiếm một phần nhỏ diện tích
lu vực, giá trị giáng thuỷ trên lòng dẫn rất nhỏ và có thể là thành phần duy nhất
của biểu đồ quá trình dòng chảy. Khi hệ thống lòng dẫn có kích thớc rộng lớn hơn,
trong các lu vực có một diện tích lớn hồ hoặc những đầm lầy lớn hơn và trong những
trờng hợp này giá trị Q
p
sẽ có xu hớng tăng lên. Ngoài ra, Q
p
sẽ tăng một cách đáng
kể trong thời gian một trận lũ kéo dài hoặc chuỗi nối tiếp của những đợt giáng thuỷ
liên tục và lúc này mạng lới lòng dẫn đợc mở rộng (Xem mục 7.4.2). Lợng Q
p

có
220

thể chiếm 60% hoặc hơn nữa của toàn bộ dòng chảy trong một số lu vực nhỏ (Ví dụ
Rawitz và những ngời khác năm 1970).
7.3.2 Dòng chảy tràn trên mặt (Qo)
Dòng chảy tràn trên mặt là dòng chảy qua bề mặt nền đất tới các lòng dẫn sông
suối khác. Dòng chảy gần nh là chảy tầng hoặc dòng chảy rối. Dòng chảy này thông
thờng là dòng chảy nối các dòng chảy nhỏ ở các khe suối phụ nhỏ. Một nguyên nhân
hình thành của Q
o
là do không có khả năng của nớc để xâm nhập vào trong các lớp
đất và là kết quả của cờng độ ma cao vợt khả năng thấm thấp. Những điều kiện
lý tởng đợc tìm thấy hiện tợng sản sinh dòng chảy mặt trên các sờn dốc từ độ dốc
vừa phải đến dốc đứng ở những vùng đất bán khô hạn và khô hạn. ở đây, lớp phủ
thực vật có thể là tha thớt hoặc không tồn tại, do đó đất bị phơi bày bề mặt để cho
các hạt ma tác động làm biến đổi vỏ trái đất. Nh một hậu quả mà thực tế cho thấy
rằng ở vùng bị tàn phá bề mặt dòng chảy xuất hiện dới dạng dòng chảy tràn trên bề
mặt (Abrahams và những ngời khác năm 1994). Những điều kiện khác nh đất kỵ
nớc, đất rất khô và đất có cỏ ít thấm là những yếu tố rất quan trọng đối với hình
thành dòng chảy mặt Q
0
. những ảnh hởng KHáC có hại của các hoạt động nông
nghiệp đến khả năng thấm, và sự đóng băng của bề mặt của nền đất cũng có tác động
đến Q
0
. ở những vùng ẩm ớt, lớp phủ thực vật dày hơn là quan trọng đối với sản sinh
dòng chảy mặt Q
0
vì ở vùng này có giá trị thấm cao đó là đặc trng quan trọng của

hầu hết các bề mặt có thực vật bao phủ. ở đây dòng chảy tràn trên bề mặt hiếm khi
quan trắc đợc, kể cả ở vùng rừng ma nhiệt đới (ví dụ Anderson và Spencer, 1991).
Tuy nhiên có nhiều vùng và cả ẩm ớt lẫn bán ẩm ớt, nơi mà những ảnh
hởng của địa hình dốc và sự tăng lên của mặt nớc ngầm tầng nông tới bề mặt đất
trong thời gian ma cũng làm tăng lợng dòng chảy sát mặt. Trong những điều kiện
nh vậy khả năng thấm tại các bề mặt nền giảm tới bằng 0 và kết quả là tạo ra sự
bão hòa trong lớp đất và tạo điều kiện thuận lợi cho sản sinh dòng chảy tràn (Q
o
(s))
(Xem mục 7.4.2).
7.3.3 Dòng chảy sát mặt (Qt)
Nớc thấm vào mặt đất và sau đó di chuyển qua tầng đất sát mặt sau đó
chuyển động về phía những lòng dẫn sông suối. Lớp dòng chảy có thể là cha bão hòa
hoặc thông thờng hơn là dòng chảy quá bão hoà tầng nông ở trên mực nớc ngầm và
thờng đợc gọi là dòng chảy sát mặt. Những dạng khác của dòng chảy sát mặt đợc
tìm thấy trong nghiên cứu bao gồm dòng chảy phối hợp của dòng lũ sát mặt, dòng
thấm do lũ và dòng chảy cơ sở thứ cấp. Dòng sát mặt dùng để tính dẫn thủy lực của
tầng đất bề mặt sang hớng ngang khi nó lớn hơn đáng kể so với dẫn thủy lực thẳng
đứng. Sau đó, trong thời gian trận ma kéo dài hoặc ma lớn xảy ra trên một sờn
dốc, nớc sẽ di chuyển theo hớng ngang bên trên của mặt cắt thẳng đứng nhanh
chóng hơn là nó chuyển động theo phơng thẳng đứng xuyên qua phần đất thấp hơn.
Nh vậy tích lũy dòng chảy và hình thành một lớp dòng chảy quá bão hoà sẽ làm cho
nớc sẽ 'thoát' ra theo hớng ngang tức là theo hớng của tính dẫn thủy lực lớn hơn.
Khi không có sự nhiễu loạn nhân tạo, sức ép bề mặt do ma, do lũ, do địa hình
dốc để sản sinh dòng chảy sát mặt là thông thờng nhất đợc tìm thấy. Thậm chí
trong một hiện trạng đất tơng đối đồng nhất ở dới tầng sâu, tính dẫn thủy lực sẽ có
xu hớng lớn ở những lớp đất bề mặt hơn là ở lớp đất tầng sâu trong mặt cắt thẳng
221

đứng, do đó nó thúc đẩy sự phát sinh của dòng chảy sát mặt. Vẫn còn những điều

kiện khác thuận tiện hơn cho sản sinh dòng chảy sát mặt tồn tại bao gồm (i) đất thấm
nớc mỏng nằm trên đá gốc không thấm nớc, (ii) hiện trạng đất đợc xếp thành tầng
một cách rõ ràng, hoặc (iii) một tầng đất hình quạt hoặc tầng đất sét có hình quạt
xuất hiện tại các lớp đất sát dới bề mặt. Có thể có một vài mức của lu lợng sát
mặt Q
t
ở bên dới bề mặt, tơng ứng với những thay đổi cấu tạo giữa các tầng và mối
quan hệ giữa lớp phủ trên mặt đất chịu ảnh hởng của thời tiết và lớp đá gốc. Ngoài
ra, có nhiều bằng chứng cho thấy nớc sát mặt có thể dịch chuyển xuống dới sờn
dốc xuyên qua những lỗ hổng vĩ mô và những khe nứt vĩ mô (xem đề mục 'Những lỗ
hổng vỹ mô' trong mục 6.5.2). Các lỗ hổng vĩ mô này liên quan đến hoạt động của sinh
học trong đất và nó đóng một vai trò quan trọng trong việc phát sinh dòng chảy
(Bonell và những ngời khác năm 1984) cũng nh trong sự xói mòn lu vực
(Jungerius, 1985).
Nh vậy với các cơ chế khác nhau của sự hình thành dòng chảy sát mặt dẫn đến
tốc độ chuyển động nớc khác nhau cho những lòng dẫn sông suối khác nhau. Tơng
ứng, đôi khi ta có thể phân biệt một cách rõ ràng giữa dòng chảy sát mặt 'nhanh' và
dòng chảy 'ngng trệ' (Xem Hình 7.3). Tuy nhiên, ngoài dòng chảy nhanh xuyên qua
những lỗ hổng vĩ mô thông với nhau thì dòng chảy sát mặt cũng đã đợc các nhà điều
tra quan sát thấy nó cũng đến rất nhanh tới những lòng dẫn sông suối. Dòng chảy sát
mặt có vẻ nh nó đã chiếm chỗ trong các lỗ rỗng pit-tông' (xem 'Vai trò của dòng chảy
sát mặt' trong chơng này). Một số dòng chảy sát mặt ở một số vị trí không tháo nớc
đợc trực tiếp vào trong lòng dẫn. Những điểm bề mặt này là điểm nằm giữa phân
chia lu vực của các sông suối. Lợng nớc này tiếp tục sau đó chảy qua bề mặt đất
tới sông suối. Thành phần này có thể đợc xem xét nh dòng chảy dới mặt, mặc dầu
đôi khi nó đợc xem nh một sự thêm vào cho dòng chảy tràn và dòng chảy bề mặt,
nh đã đợc chỉ dẫn bởi đờng liền nét đậm trong hình 7.3.
Vai trò của Q
t
trong toàn bộ dòng chảy đợc bàn luận chi tiết hơn trong các

phần kế tiếp của chơng này. Kết quả nghiên cứu qua các bằng chứng thí nghiệm đã
chỉ ra rằng dòng chảy sát mặt có thể tính toán chiếm trên 85% của tổng lợng dòng
chảy (Hertzler, 1939).
7.3.4 Dòng chảy ngầm (Q
g
)
Lơng nớc ma đi ra khỏi từ bề mặt tơng đối xiên và dốc của các vùng đất lớp
trên mặt, nơi mà dòng chảy dới mặt đợc thống trị bởi dòng sát mặt, hầu hết lợng
ma mà xâm nhập vào bề mặt lu vực sẽ đợc lọc qua các lớp đất tới tầng nớc ngầm
nằm bên dới tầng đất sâu và sẽ dần dần chuyển động đến những lòng dẫn dòng
chính và đợc xem nh dòng nớc ngầm xuyên qua đới bão hòa. Vì nớc ở dới sâu chỉ
có thể di chuyển rất chậm chạp xuyên qua đất, sự chảy ra của nớc ngầm vào trong
những lòng dẫn sông ngòi có thể cách một khoảng thời gian vài ngày sau sự xảy ra của
giáng thuỷ hoặc vài tuần hoặc thậm chí vài năm. Dòng nớc ngầm chảy ra sông có xu
thế rất có quy luật. Nó thể hiện quy luật

rút nớc của lu vực làm cho dòng chảy từ
kho chứa của lu vực biến đổi chậm của lợng ẩm ớt trong đất và những lớp đá. Tuy
nhiên, trong một số trờng hợp nhất định, nớc ngầm có thể thể hiện một sự phản
ứng lại nhanh đối với giáng thuỷ. Thực vậy, cơ chế 'chiếm chỗ pit-tông' (Bàn luận
trong 'Vai trò của dòng chảy sát mặt') thờng dẫn đến một sự đáp lại nhanh của dòng
chảy ngầm đối với giáng thuỷ trong những thời khoảng lũ riêng biệt, và đặc biệt trong
222

thời gian ma mà lũ lớn và điều này đợc biểu diễn bởi đờng thẳng đánh dấu chấm
ngang trong Hình 7.3. Hiện tợng này chỉ có thể xảy ra trong những điều kiện đất và
tầng đất thịt ẩm ớt. Tuy nhiên, sự bổ xung lợng ẩm ớt lớn do sự thiếu hụt lớn tạo
ra, đặc biệt trong thời gian mùa hè có thể dẫn đến một sự phản ứng chậm đáng kể
của dòng nớc ngầm chảy ra sau khi giáng thuỷ đã xuất hiện. Nhìn chung, Q
g

đại
diện cho thành phần dòng chảy dài hạn chính của tổng lợng dòng chảy và đặc biệt
quan trọng trong thời gian có ảnh hởng khô hạn và khi dòng chảy mặt vắng mặt.
7.4 Những sự biến đổi sự kiện cơ bản
Các yếu tố của dòng chảy mặt, ngầm, sát mặt phản ứng với giáng thuỷ ở các
quy mô theo thời gian khác nhau (ví dụ sự kiện trận ma đơn, ma từng mùa và ma
hàng năm). Các thành phần dòng chảy trên đợc xác định một cách chính xác theo
điều kiện địa lý tự nhiên. Sự cân bằng giữa dòng chảy mặt nhanh và dòng chảy ngầm
cơ bản là yếu tố quyết định quan trọng đối với hình dạng đờng quá trình dòng chảy.
Trên hình 7.2 và 7.3 xác nhận vai trò quan trọng của hai thành phần dòng chảy mặt
nhanh và dòng chảy ngầm cơ bản. Những thí nghiệm ban đầu đã giải thích sự biến
đổi của dòng chảy theo thời gian, đặc biệt sự biến đổi của dòng chảy qua sự biến đổi
của giáng thuỷ. Đặc biệt sự biến đổi của giáng thủy ảnh hởng đến dòng chảy trên
mặt đất. Những nghiên cứu khác đã làm sáng tỏ nguồn gốc làm thay đổi của dòng
chảy tràn đã phụ thuộc vào dòng chảy sát mặt và thậm chí có liên quan đến dòng
chảy ngầm. Nhiều nhà thủy văn học đã đóng góp cho sự hiểu biết của chúng ta hiện
nay về quá trình dòng chảy trong đó đáng chú ý là R.E.Horton và J.D.Hewlett. Họ là
ngời mở đờng chủ yếu và công việc của họ đã chứng tỏ có ảnh hởng mạnh đến
phát triển về sau. Bởi vậy sau đây là bàn luận về những đóng góp riêng lẻ của họ.
7.4.1 Giả thuyết Horton
Horton (1933) đã đề xuất giả thiết khá đơn giản, đó là sự phân chia ma rơi
trên bề mặt đất một phần biến đổi nhanh chóng thành dòng chảy tràn và chảy tới
lòng dẫn dòng sông và phần khác là dòng chảy sát mặt đi vào trong đất và từ đó biến
thành dòng nớc ngầm và chuyển động tới lòng dẫn sông ngòi trong đó có một lợng
nớc sẽ bị bay hơi tới khí quyển. Căn cứ vào khả năng thấm của bề mặt đất, tốc độ
thấm đợc định nghĩa nh sau: tốc độ thấm là tốc độ cực đại mà tại đó ma có thể
bị hút bởi một diện tích đất nhất định trong một điều kiện xác định'.
Hình 7.4 chỉ ra rằng, trong thời gian (t) của một trận ma bão có cờng độ ma
rơi (i) lớn hơn tốc độ thấm (f) do sức hút bề mặt đất do đó sẽ xuất hiện một lợng giáng
thuỷ có hiệu quả (Pe), chảy qua bề mặt đất nh dòng chảy tràn (Q

o
). Sẽ xảy ra trờng
hợp không có dòng chảy tràn nếu cờng độ trận ma (i) thấp hơn khả năng thấm (f).
Sự thấm trên mặt sẽ diễn ra trớc hết làm đầy ắp các lỗ rỗng, khe nứt đợc xem nh
một kho chứa nớc trong đất cho đến khi đạt tới khả năng trữ ẩm trong đất
bão hoà,
sau đó sự thấm sẽ chuyển động
tới các tầng đất lọc sau đó chuyển động tới tầng chứa
nớc ngầm và tạo thành dòng chảy ngầm (Q
g
) và lợng (Q
g
) cuối cùng cũng đi tới lòng
dẫn dòng sông ngòi.
Horton (1933) đã đề xuất rằng khả năng thấm mặt (f) qua một chu trình đợc
xác định rõ ràng cho mỗi thời kỳ ma lũ (Xem thêm mục 6.4.2). Bắt đầu trận ma giá
trị cực đại của thấm bề mặt xuất hiện, f giảm dần. Đầu tiên giá trị f giảm rất nhanh
sau đó giảm dần và đợc mô tả bởi đờng cong thấm. Nguyên nhân của hiện tợng
223

này nh là một kết quả của sự ép (nén) của bề mặt đất bởi các giọt ma rơi, sự phồng
lên của các hạt đất làm đóng kín những vết rạn nứt do sức đốt của mặt trời và những
khe hở khác và sự bít kín của những khe hở bởi sự làm ớt của các hạt mịn đất sét.
Sau sự giảm nhanh ban đầu, khả năng thấm trở nên ổn định hoặc chỉ giảm rất chậm
trong phần còn lại của trận ma lũ và bắt đầu khôi phục ngay lập tức trạng thái ổn
định sau khi kết thúc ma lũ. Ông đã xác nhận rằng chu trình này của khả năng
thấm do sự hoạt động của các quá trình biến đổi tính chất vật lý của đất làm hạn chế
một lớp mỏng ở bề mặt đất ảnh hởng đến quá trình thấm. Nhiều hoạt động thí
nghiệm sau này đã xác nhận hình dạng chung của đờng cong khả năng thấm, nhng
đã chỉ ra rằng sự giảm nhanh của khả năng thấm cũng do những nhân tố tác động

bên trong hiện trạng đất, đặc biệt là đờng dẫn dòng dài ra của việc lọc nớc qua trận
ma, gradien độ ẩm ban đầu và sự biến đổi của tính dẫn thủy lực theo chiều sâu.

Hình 7.4 ảnh hởng của giáng thủy đến dòng chảy: lý thuyết Horton
Những điều kiện lý tởng thuận lợi cho phát sinh của 'dòng chảy tràn Horton'
là ở nơi đất trần trụi bị phơi bày cho tác động của giọt ma, nh ở những vùng bán
khô hạn và khô hạn ở vùng đông nam Hoa Kỳ, nơi mà Horton thực hiện những khảo
sát của ông (Xem mục 7.3.2). Thậm chí ở đây, dòng chảy tràn đợc phát sinh bởi chỉ
một tỉ lệ nhỏ qua những trận ma. Hơn nữa, sự xuất hiện của chảy tràn đã làm thay
đổi độ ẩm đất theo không gian trong một lu vực và dòng chảy tràn có xu hớng tập
trung ở nơi có lớp phủ vỏ cứng đất. Điều này đã đợc Zhu và những ngời khác (1997)
tìm thấy rõ ràng ở những vùng cao nguyên Loess của Trung Quốc và ở vùng Sahel của
Niger. ở hai vùng này các lớp phủ vỏ cứng bề mặt thấm thấp phát triển, thậm chí trên
đất pha cát dới sâu có trồng trọt. Đó là nguyên nhân làm tăng số lợng đáng kể của
dòng chảy tràn (Rockstrom và Valentin, 1997). Trong những phần của sa mạc Negev,
Israel, nơi mà có lớp phủ đất mặt bằng đồng cỏ tồn tại trong suốt thời gian trận ma,
thì lợng nớc thấm đầu tiên thờng chỉ vài millimet có thể xâm nhập qua những vết
rạn nứt vân vân Sau đó trên lớp vỏ bắt đầu có hiện tợng nớc chảy ở trên mặt
giống nh hiệu ứng nớc chảy trên bề mặt đờng rải nhựa (Van der Molen, 1983).
Tóm lại, những hiện tợng liên quan đến chu trình khả năng thấm mặt trong
sự biến đổi ngắn hạn của dòng chảy nh sau: Ma cờng độ cao xuất hiện lớn hơn
cờng độ thấm do đó làm xuất hiện dòng chảy tràn trong toàn bộ thời gian một trận
ma lũ, mặc dù hiện tợng này hiếm khi xuất hiện trên toàn bộ giới hạn của lu vực.
Ma cờng độ trung bình sẽ không phát sinh dòng chảy tràn cho đến khi khả năng
224

thấm ban đầu giảm đi và đạt đến giá trị ổn định. Ma cờng độ thấp không thể phát
sinh dòng chảy tràn trên lu vực. Hơn nữa khả năng thấm sẽ giảm bớt liên tục qua
những trận ma lũ xuất hiện nối tiếp rất gần nhau. Qua những trận ma rơi muộn
liên tục trong chuỗi bão lũ thì việc sản sinh dòng chảy tràn nhiều hơn, dòng chảy lũ

lớn hơn hơn.
7.4.2 Giả thuyết Hewlett
Hewlett cho rằng (Hewlett, 1961 A; Hewlett và Hibbert, 1967) trên nhiều diện
tích lu vực, thậm chí trong thời gian giáng thuỷ kéo dài và mãnh liệt, tất cả giáng
thuỷ thấm vào mặt đất (Hình 7.5 (a)). Sự thấm mặt và dòng chảy sát mặt bên trong
hiện trạng đất gây nên sự tăng mặt nớc ngầm và làm bão hòa bề mặt nền, trớc hết
ở những vùng mặt nớc ngầm nông nằm ngay liền kề những lòng dẫn sông suối (Hình
7.5 (b)) và sau đó lan đến những dốc thung lũng thấp hơn. Trong những vùng bão hòa
bề mặt này khả năng thấm nớc vào đất là bằng 0 đối với tất cả giáng thuỷ rơi trên
mặt đất. Đối với bất kỳ cờng độ ma nào, giáng thuỷ là giáng thủy hiệu quả (Pe)
hoặc là dòng chảy tràn. Chúng ta có thể gọi dòng chảy này là dòng chảy tràn bão hòa
(Q
0
(s)), trái với dòng chảy tràn vợt quá thấm (Q
o
) đã đợc Horton đa ra ở trên. Theo
Hewlett, chỉ ở những vùng đã bão hoà lu vực hoạt động của dòng chảy nh một
nguồn của dòng chảy nhanh; tất cả các vùng khác của lu vực hút ma rơi và hoặc
trữ nó hoặc vận chuyển của nớc là chuyển động của nớc dới đất. Cũng cần chú ý
rằng vùng có nguồn cho dòng chảy chuyển động nhanh có kích thớc biến đổi và tăng
lên cùng với quá trình ma.
Một trong những sự trùng hợp thú vị đó mà dờng nh đặc trng cho sự tiến bộ
khoa học, những ý tởng tơng tự đợc cải tiến một cách độc lập ở Pháp bởi Cappus
(1960) xuất hiện đồng thời với giả thuyết của Hewlett. Cappus đã có hỗ trợ cho
Hewlett bởi các kết quả nghiên cứu ở mức độ phát triển nghiên cứu dạng sự chuyển
động của nớc ở tầng dới mặt đất qua những mặt cắt dốc thung lũng. Điều này về
sau đợc khái quát hóa bởi Toth (1962) trong mô hình đờng trung tuyến của ông.
(Xem Hình 5.14), hình này cho thấy rằng sự thấm vào trong đất và sự lọc xuống phía
dới ở phần trên dốc, sự chuyển động nớc theo hớng ngang xuyên ở giữa dốc và sự
chuyển động hớng lên gần chân dốc đều phản ánh dạng phổ biến của áp suất nớc

trong lỗ hổng. Trong những trờng hợp nh vậy sự tăng áp suất theo chiều sâu ở các
dốc thấp hơn làm thuận lợi cho sự bão hòa nhanh chóng của các lớp bề mặt. Thậm chí
với những số lợng của nớc đợc thêm vào mặt cắt đất không lớn cũng làm tăng sự
thấm vào tầng sát mặt hoặc tăng dòng chảy sát mặt tầng nông. Khả năng này đã đợc
dự đoán trong hai thập niên gần đây do Vaidhianathan và Singh (1942) và cơ sở vật lý
của nó về sau đợc mô tả chi tiết bởi Gillham (1984).
225


Hình 7.5 ảnh hởng của giáng thủy đến dòng chảy: hớng chảy theo lý thuyết Hewlett trong giai đoạn
đầu của trận ma; (b) hớng chảy trong những giai đoạn sau của trận ma
Những vùng nguồn không liên tục
Mặc dầu Hewlett đã ngụ ý ngay từ đầu rằng các vùng nguồn sát kề lòng dẫn có
thể thay đổi nhng công việc về sau lại chứng tỏ rằng những vùng bão hòa dòng chảy
tràn có thể cũng xuất hiện một cách rộng rãi bên trong một vùng lu vực, thờng ở
những vị trí xa các lòng dẫn dòng. Hơn nữa, nếu những vùng không liên tục nh vậy
nhng có kết nối thuỷ văn có hiệu quả với các đáy thung lũng hoặc những dốc thấp
hơn chúng cũng có thể đóng góp dòng chảy nhanh cho lòng dẫn dòng. Ngoài những
vùng có vỏ phủ cứng, vỏ bị sự ép (nén) thì vùng có thực vật bao phủ tha thớt hoặc
mỏng, vùng xói mòn (Tất cả thờng xuyên là kết quả sự can thiệp của con ngời),
dòng chảy tràn vợt thấm cũng xuất hiện ở đây. Những vùng nguồn không liên tục
của dòng chảy nhanh thờng xuất hiện ở nơi có sự quy tụ dòng chảy dẫn tới bão hoà
bề mặt và dòng chảy tràn bão hòa. Ba vị trí tiêu biểu cho sự quy tụ dòng chảy này
đợc thể hiện trong Hình 7.6, là:
(a) Những mặt dốc lõm xuống ở vùng bằng phẳng nơi sự quy tụ dẫn tới vận tốc
dòng dới mặt có thể vợt hơn khả năng truyền của môi trờng xốp và bởi vậy dẫn tới
sự xuất hiện ra của dòng chảy tại bề mặt đất ở những vùng trung tâm của những chỗ
lõm xuống;
(b) Những chỗ dốc lõm xuống ở khu vực nơi giả thiết rằng tính dẫn thủy lực
226

đồng dạng khắp cả khu vực, tốc độ dòng chảy dới mặt sẽ trực tiếp cân đối với
gradien thủy lực để nớc sẽ nhập vào một chỗ lõm từ những vùng không dốc nhanh
chóng vùng dốc.
(c) Những vùng đất mỏng hơn có khả năng giữ lại và khả năng truyền nớc của
nó sẽ thấp hơn.
Chỗ lõm xuống dốc đợc đánh giá dễ dàng hơn đất dới sâu về dòng chảy tràn
chảy nhanh cả trong lĩnh vực hoạt động và từ các bản đồ và ảnh chụp trên không. Bởi
vậy, tất yếu nhiều sự chú ý đã đợc dành cho những ảnh hởng của chỗ lõm xuống
dốc đến sự hình thành dòng chảy nhanh. Zaslavsky và Sinai (1981) đã giới thiệu
những phép đo đạc thực tế về sự sự tập trung nớc trong đất ở những vùng lõm cho
những vị trí ở Châu Âu, bao gồm những kết quả của chính mình nghiên cứu ở các vị
trí gần Beer-Sheba, Israel. Ngoài ra O'Loughlin (1981) đã sử dụng những mô hình
máy tính để chứng minh rằng kích thớc của đới bão hòa trên những sờn dốc nhấp
nhô phụ thuộc chặt chẽ vào sự quy tụ hoặc sự phân kỳ địa hình. Những ngời khác
đã nhấn mạnh mối quan hệ của động học những vùng dòng chảy nhanh liên quan
chặt chẽ với cấu trúc địa mạo học (Beven và Wood, 1983) và tới thực vật (Gurnell và
những ngời khác, 1985). Van de Griend và Engman (1985) bằng kỹ thuật cảm ứng
từ xa cũng tìm ra kết quả tơng tự qua công việc khảo sát mô hình.

Hình 7.6 Những vị trí tập trung nớc quan trọng (chính) trên diện tích lu vực
Một loại quy tụ dòng chảy thứ t, đợc minh họa trong Hình 7.6 (d). Loại này
xuất hiện khi nớc lọc theo phơng thẳng đứng xuyên qua một mặt cắt đất. Một phần
vì gradien thủy lực giảm khi dòng dẫn của nớc lọc đi qua đờng dẫn dài và một phần
vì hầu hết đất không có khe nứt, kể cả loại đất sắp xếp thành từng lớp và nh vậy nó
biểu lộ một sự giảm của tính dẫn thủy lực theo độ sâu, tốc độ của sự lọc giảm theo độ
sâu, dẫn tới làm giảm chuyển động của nớc qua một lớp, hoặc nhiều lớp qua tầng đất
bão hòa tạm thời. Sự tích trữ nớc của tầng nớc mặt thờng di chuyển xuống phía
dới dốc nh dòng chảy sát mặt cho đến khi đạt đến trạng thái bão hòa đạt đến tận
bề mặt đất. Tuy nhiên, ở những vùng bằng phẳng, hoặc ở những vùng dốc có lợng và

cờng độ ma rất cao, dòng chảy tràn bão hòa sẽ đợc tạo ra. Điều này có lẽ giống
nh một lớp cản trở xuất hiện ở tại những độ sâu nhỏ trong mặt cắt đất nh lợng
227

đất tầng mặt màu lục ở trung tâm Châu Âu, hoặc với trận ma nhiệt đới cờng độ cao
(ví dụ Bonell và Gilmour, 1978).
Sự tồn tại của các nguồn khác nhau trong các vùng không liên tục trên lu vực
đem lại khái niệm mở rộng của Hewlett về sự phát sinh dòng chảy và phù hợp với đề
nghị của Jones (1979) về điều kiện hình thành dòng chảy nhanh. Điều kiện ở đây là
sự liên kết thuỷ văn thoả đáng cho phép những sự chuyển động nhanh của nớc giữa
những vùng không liên tục với lòng dẫn dòng với nhiều cơ chế kết nối đã đợc đề x-
ớng. Một sự kết nối dòng chảy tràn đợc đề xuất bởi Engman và Rogowski (1974) là
sự kết nối một vùng nguồn nớc không dốc gián đoạn, liên kết với nớc ở các lớp đất
mỏng hơn. Hai ông đã sống ở những cánh đồng hoang và những vùng đất đá trơ trụi
của vùng cao của nớc Anh trong các điều kiện thời tiết khốc liệt tiêu biểu và đã hiểu
để minh họa hiện tợng chảy tràn bằng quan trắc thực tế ở những vùng này có sự kết
hợp giữa những trận ma lớn với chảy sát mặt ở các lớp đất nông có độ sâu khác nhau
là ví dụ để minh họa những điều kiện đợc mô tả của Engman và Rogowski.
ở
những nơi có lớp đất dày hơn, độ sâu lớn hơn, hoặc nơi có thực vật bao phủ
dầy đặc hơn, những cơ chế kết nối khác giữa ma và dòng chảy mặt thịnh hành hơn.
Việc thừa nhận một cách rộng rãi hơn về các quan điểm của họ đã xúc tiến sự xem xét
vai trò của các lỗ hổng vĩ mô và các khe nứt vĩ mô (Xem chơng 6). Hursh năm 1944
đã có đoán nhận ban đầu về lợng dòng chảy lớn chuyển động rối qua các lỗ hổng lớn
tựa hình ống giống nh những hang động vật hoặc những lòng dẫn rễ cây thối rữa, có
thể dẫn dòng chảy lũ dới mặt chuyển động rất nhanh chóng xuyên qua các lớp đất
dốc ở phía Nam Appalachians. Bonell và những ngời khác (1984) cũng có đoán nhận
tơng tự. Tuy nhiên, những chỗ trống trong nhận thức thực tế về quá trình thủy văn
nớc dới đất vẫn còn tồn tại và đã đợc các nhà thủy văn quan tâm. Các kiến thức
thiếu ở đây: quá trình biến đổi thủy văn thủy lực trong hệ thống khe nứt, lỗ rỗng phát

triển lan rộng hơn các lỗ rỗng khe nứt ống giả trên đây (Jones, 1981) nhà thủy văn
học nh 'những cái ống giả' trái ngợc với những cái ống thuỷ văn quan trọng và lan
rộng hơn đợc hình thành bởi các quá trình thuỷ văn và thủy lực (Jones, 1981).
Những loại ống, khe nứt thực gần đây này đợc tìm thấy trong một phạm vi rộng lớn
bởi nhiều nhà thủy văn (Jones, 1981; Jones và Crane, 1984; Tanaka, 1982;
Tsukamoto và những ngời khác, 1982; Walling và Burt, 1983; Hendriks, 1993). Các
nhà thủy văn này đã nghiên cứu dòng chảy nhanh trên một không gian gấp hai lần
hoặc thậm chí năm lần bề mặt nghiên cứu của Jones, 1987, 1997 b. Ngoài những
mạng lới ống, những hệ thống kết nối với nhau khác của các khe nứt vĩ mô (nh đã
bàn luận trong Chơng 6) có thể có khả năng chuyển một lợng dòng chảy nhanh tới
những lòng dẫn dòng chảy.
Vận tốc cao của ống dẫn, dòng chảy dới mặt lỗ hổng vỹ mô gợi ý rằng nớc đến
lòng dẫn dòng bằng tuyến đờng này sẽ là nguồn nớc 'mới', tức là nớc đợc thêm
bởi trận lũ hiện thời, hơn là nớc 'cũ', tức là nớc mà đợc trữ trong lu vực từ trớc
sự xuất hiện trận lũ hiện thời. Tuy nhiên, ngời nghiên cứu làm thí nghiệm trong một
môi trờng đa dạng (ví dụ Vilholth và Jensen, 1998; Vilholth và những ngời khác,
1998) xác nhận rằng hiệu quả thuỷ văn của những hệ thống lỗ hổng vĩ mô thay đổi
theo những nhân tố đó là sự thay đổi trong cấu trúc đất và tình trạng nớc ma, nớc
trong đất ảnh hởng tới sự trao đổi của nớc giữa những không gian lỗ hổng vi mô và
hệ thống lỗ hổng vĩ mô. Tơng ứng với những kết quả nghiên cứu đã xuất hiện mâu
thuẫn, thậm chí từ cùng vị trí nghiên cứu về quan điểm của Hewlett về nớc 'cũ',
228

nớc mới thống trị trong biểu đồ của quá trình dòng chảy lũ, thậm chí ngay ở trong
những vùng mà sự tồn tại của những lỗ hổng vĩ mô không chế. Điều này đã đợc
Sklash và những ngời khác (1986) và Pearce và những ngời khác (1986) chứng
minh trên các lu vực ở New Zeland. Đặc biệt là kết quả phân tích ban đầu của
Mosley (1979), trái ngợc hẳn lại với các khái niệm ở trên và đã gợi ý rằng nớc 'mới'
thống trị dòng chảy lũ.
Vai trò của dòng chảy sát mặt

Những thảo luận trớc đó về các vùng có chứa nguồn nớc ngầm khác nhau và
các mối liên kết giữa chúng với mạng lới lòng dẫn nói chung là không rõ ràng, trừ
trong một số vùng bán khô hạn và khô hạn. Hầu hết nớc chuyển động đến các lòng
dẫn sông suối (bao gồm một số phần của thành phần dòng chảy nhanh) là vận chuyển
ở dới bề mặt đất nh dòng chảy sát mặt (Q
t
) và dòng chảy ngầm (Q
g
). Hai dạng dòng
chảy này rất quan trọng đối với dòng chảy trong sông ngòi và chuyển động quá chậm.
Hai loại dòng chảy này có phản ứng với giáng thuỷ trong thời gian ngắn. Phần lớn
chuyển động của hai loại dòng chảy này là theo hớng của gradien thủy lực. Tuy vậy
chúng vẫn có tính dị thờng trong chuyển động đó là theo hớng tự nhiên của hiện
trạng đất sờn dốc và sờn dốc có ảnh hởng tới sự vận động của nớc.
Sự suy luận từ mái nhà lợp lá của Zaslavsky và Sinai (1981) (Xem Hình 7.7)
giúp giải thích hiện trạng đất sờn dốc dị hớng và dòng chảy mặt nhiều hay ít đã
chuyển động song song với bề mặt dốc. Không có nhà thủy văn học nào có thể đo đặc
trng thấm vào vật liệu lợp nhà bằng rơm rạ, đặc biệt đề nghị dùng rơm nh một vật
liệu lợp mái. Tuy thế, ở đây có điều thú vị là trong những trận ma lớn nhất, rơm lợp
nhà vẫn khô, không có nớc chảy qua mái rơm nh dòng chảy tràn, không có dòng
chảy ngầm vào trong mái nhà trống và không có bằng chứng nào để nói ở đấy có
những đới bão hòa tạm thời . Tức là ở đây toàn bộ lợng ma đợc trút ra ngoài dọc
theo lớp hẹp của bản thân mái lá (Hình 7.7 (a)). Mái nhà lợp lá làm việc bởi vì sự sắp
thành hàng của rơm truyền tính thấm u đãi dọc theo những thân cây rơm do mái
nhà có một góc dốc lớn. Nếu mái nhà nằm phẳng ngang thì không có hiện tợng trên.
Trong trờng hợp của đất trên một sờn dốc (Hình 7.7 (b)), chúng ta biết rằng, dù có
hay không một lớp ngăn cản tồn tại ở phía dới bề mặt đất, ở đây thờng xuất hiện
tính dẫn thủy lực chiếm u thế xuyên qua những lớp ở trên có một kết cấu mở hơn
song song với bề mặt quyết định hớng dòng chảy giống nh mái nhà lợp bằng tranh.
Điều này có thể cho phép mặt cắt đất dốc khi có trận ma chỉ phát sinh hoặc dòng

chảy tràn mà không có dòng chảy ngầm lớn.
Những thí nghiệm của Hewlett với các mô hình đất dốc (ví dụ Hewlett, 1961b;
Hewlett và Hibbert, 1963) chỉ ra rằng các loại dòng chảy tràn trên đất dốc giống với
những loại dòng chảy của một mái nhà lợp bằng lá và điều đó dẫn dắt Hewlett (1961a)
thành lập đồ chỉ ra trong Hình 7.8. Hewlett chỉ ra không có dòng chảy tràn trên mái
nhà lợp bằng rơm và không có sự bổ sung nớc ngầm dới sâu, thừa nhận rằng tất cả
lợng ma đã xâm nhập và sau đó đợc truyền xuyên qua mặt cắt đất. Chú ý rằng
việc xâm nhập trên bề mặt sờn dốc của lợng ma đã đóng góp phần lớn cho dòng
chảy lũ. Với việc xuất hiện các trận ma của liên tiếp sau đó trên vùng đất không dốc
đã làm cho nớc trong đất đợc trữ lại trong những ngày và những tuần để tạo thành
dòng chảy cơ bản (dòng chảy ngầm) bất cứ nơi nào có ma rơi xuống phía dới sờn
dốc và ma rơi ngay trên lòng dẫn đều cung cấp hầu hết cho dòng chảy lũ. Mặc dù
hiện nay có một số sự giải thích lại quá trình hình thành dòng chảy từ ma, nhng sơ
229

đồ trực giác ở phần trên chắc chắn đã thể hiện một trong số những sự tiến bộ về nhận
thức đơn giản, quan trọng nhất trong lịch sử phát triển của thủy văn học.

Hình 7.7 Sự giống nhau giữa vòm mái che và mặt cắt của những mô đất dốc trong qúa trình nớc di
chuyển đợc thể hiện dới dạng biểu đồ đờng dẫn dòng chảy (a) a vòm mái che và b mặt cắt độ dốc
đất cùng với các lớp cản
Ban đầu, Hewlett nhận thấy thật khó có thể giải thích hai vấn đề dòng chảy sát
mặt nh thế nào và việc có một vận tốc chuyển động cực đại là 5-6 md
-1
của dòng chảy
sát mặt có thể chuyển động đến lòng dẫn dòng nhanh chóng để tạo thành biểu đồ quá
trình lũ.
Hai vấn đề trên đợc chỉ ra trong Hình 7.8 với ngụ ý rằng: (i) hầu hết đóng góp
dòng chảy sát mặt đến là từ các dốc thấp hơn, chuyển động tới lòng dẫn, và (ii) sự mở
rộng của vùng ven sông của vùng đất bão hòa bề mặt, mở rộng khu vực tiếp nhận

ma trực tiếp, rút ngắn thời gian tạo thành loại dòng chảy có hiệu quả cho dòng chảy
sát mặt từ những phần dốc ở xa hơn. Cuối cùng Hewlett đã thừa nhận rằng, trong
những hoàn cảnh nhất định, nớc trong đất có thể di chuyển bởi một quá trình của
'sự thế chỗ nớc trong các ống pit-tông' hoặc 'dòng chảy tịnh tiến' thay đổi qua các
trận ma liên tục. Điều đó có nghĩa là nớc trong các pit-tông dần mới qua các trận
ma và có sự mới đổi chỗ cho nớc mới thay nớc cũ và có sự tăng dần hơn trớc, làm
cho nớc cũ trong pit-tông thoát ra ở thời điểm cuối hành trình của nớc tại mặt cắt
sờn dốc.
230


Hình 7.8 Sự liên quan tơng đối giữa lợng ma rơi tới lu lợng dòng chảy (từ biểu đồ gốc của
Hewlett, 1961)
Quá trình này đã đợc xác nhận bởi Horton và Hawkins (1965) trong các thí
nghiệm ở phòng thí nghiệm. Trong khi ma xuất hiện nớc nặng đợc thêm vào ở
phần trên của một cột thẳng đứng trong đất ẩm mà sau đó đợc chảy ra tới các kênh
tới nớc liên tiếp qua các trận ma đã đợc mô phỏng. Bỏ qua những ảnh hởng của
sự phân tán khi mỗi trận ma mới xuất hiện sẽ gây ra một sự thải xuống phía dới
một lợng nớc đi theo và một sự thải ra một lợng nớc tơng ứng vào trong lòng
dẫn từ đáy của cột đất. Dần dần, sau khi tới đủ chính bản thân lợng nớc mới lại
nẩy sinh trong các pit-tông. Lu tâm tới hiện trạng các lỗ trong đất đợc xem nh
một cột nớc nghiêng nhận đợc đầu vào của lợng ma, Hewlett và Hibbert (1967)
đã viện dẫn quá trình dịch chuyển nớc trong các pit-tông để giải thích tại sao mỗi
đầu vào của trận ma có thể đợc kèm theo một sự chảy ra tức thời thực tế của tầng
nớc mặt ở chân dốc. Sự xác nhận tiếp theo của sự đóng góp quan trọng của nớc tới
biểu đồ quá trình dòng chảy ma lũ sự tích trữ dần dần lợng nớc vào trong đất nhờ
chuyển động ngang qua một phạm vi rộng của những điều kiện lu vực (Buttle,
1994). Trong một ví dụ khác đã cho phép đo chi tiết những thuộc tính thủy lực của
nớc trong đất và hóa học nớc trong đất là cơ sở của những cố gắng để xây dựng mô
hình hoá thành công quá trình vận động trên sờn dốc của nớc (Taha và những

ngời khác, 1998).
Một hạn chế của giải thích này là sự tơng ứng khi một đầu vào đã cho sẽ dẫn
đến một đầu ra tơng ứng chỉ đúng khi khả năng trữ ẩm sẵn có bên trong hệ thống
231

đất đã đợc lấp đầy hoặc gần đầy. Trong những điều kiện khô hạn hơn mà các đầu
vào trận ma và hoặc những sự vận động của nớc trong đất sẽ đợc sử dụng để 'làm
lấp đầy' lợng trữ nớc trong đất hơn là để duy trì dây chuyền của những sự vận
động tơng ứng giữa đầu vào và đầu ra. Điều này có nghĩa là cơ chế đó sẽ là có hiệu
quả nhất sau một thời kỳ ma dài và hoặc trên các dốc thấp hơn đã đủ ẩm (tức là ẩm
ớt hơn). Điều đó đã đợc xác nhận bằng suy luận trực giác từ sơ đồ ban đầu của
Hewlett.
Hewlett và Hibbert đã cố tìm kiếm những khẳng định xa hơn của vai trò chủ
đạo của dòng chảy sát mặt từ các mô hình đất dốc đợc viện dẫn ở trên. Một khối đất
dốc đợc làm ớt một cách kỹ lỡng, có vật bao phủ bề mặt để ngăn ngừa sự bay hơi
và sau đó tiến hành rút kiệt nớc trong đất, trong thời gian dòng chảy ra đợc đo liên
tục. Các ống dòng chảy ra đã thiết lập một mặt nớc ngầm tự do, phần tử 0 của dữ
liệu cho tất cả các phép đo là mặt dới của một tầng đất giống nh cái nêm đã bão
hoà. Số liệu lợng ẩm trong đất và dòng chảy ra từ lớp đất đợc giải thích là hệ thống
thoát nớc không bão hòa từ lớp phủ đất một mình đã có đủ lợng nớc tơng tứng
với lợng nớc tính toán ứng với quá trình lũ xuống trên biểu đồ quá trình lũ trong
những lu vực, có dốc rừng đợc che phủ và có cái nêm bão hoà ẩm của tầng đất gồm
rất nhiều ống dẫn nớc. Xuyên qua các lớp đất một lợng ẩm trong đất từ từ
chuyển qua các lớp đất để ra dòng chảy nhập vào lòng dẫn' (Hewlett và Hibbert,
1963). Hai thập niên sau Boughton và Freebairn (1985) đã giới thiệu số liệu của các
nghiên cứu từ năm lu vực nông nghiệp nhỏ ở phía đông nam Queensland, Australia.
Số liệu này cho thấy những tốc độ và những nguồn của dòng chảy sát mặt hiển nhiên
có trong các đờng quá trình dòng chảy đã ghi nhận đợc là dòng chảy ở độ sâu của
lớp đất trồng trọt tầng trên.
Vai trò của nớc ngầm

Mặc dù những kết luận của Hewlett và Hibbert về vai trò của nêm đất ẩm ở
chân dốc đã bão hòa đúng là những điều kiện kiểm tra mối quan hệ giữa các thành
phần dòng chảy đã bão hòa và cha bão hòa của thủy văn học sờn dốc và nêm đất
ẩm bão hoà là một hàm của góc dốc. Hewlett (1982a) đã đa ra một tóm lợc ngắn
gọn nh sau:
Khối đất có độ dốc càng lớn thì càng có khuynh hớng đóng góp dòng chảy cha
bão hoà cho dòng chảy bão hoà càng lớn hơn. Trong những lu vực bằng phẳng, kho
nớc ngầm chiếm tỷ lệ phần trăm rất lớn trong toàn bộ lợng của lu vực trữ. Trong
những lu vực dốc, lợng trữ ẩm trong đất chiếm tỷ lệ phần trăm lớn hơn.
Về lâu dài
có xu hơng nớc sẽ chảy đến từ nơi có nớc nguồn nớc lớn.

Trong một ý nghĩa nào đó điều này nói lại một cách đơn giản quan điểm đã đợc
thiết lập từ lâu rằng ở những lu vực khả năng ngấm ở vùng đất cao sẽ lớn hơn ở
những vùng đất thấp của các lu vực. Và nớc ngầm là thành phần quan trọng của
dòng chảy. Tuy nhiên, ở những vùng nh vậy cờng độ tập trung nớc ngầm lớn có
tác dụng làm giảm dòng chảy của các dòng sông trong khi ma. Ngợc lại, sự liên
quan trong mục này là với trờng hợp mà nớc ngầm có thể đóng góp chính cho biểu
đồ quá trình dòng chảy lũ. Trong một phạm vi rộng của những điều kiện địa lý thuỷ
văn và địa hình của lu vực sự phản ứng của các dòng sông với giáng thuỷ trong lu
vực có nớc ngầm lớn là vừa nhanh lại vừa rõ rệt. Hursh và Brater (1941) đã thực sự
chỉ ra vai trò nh vậy cho nớc ngầm gần những lòng dẫn dòng sông ngòi, mặc dầu về
232

sau đã có nhiều bằng chứng ảnh hởng của nớc ngầm còn lan rộng ra trên lu vực.
Dựa vào những phép đo đạc kiểm tra đã đợc sử dụng cho thấy nớc ngầm có thể là
một thành phần tích cực và chính của dòng chảy lũ (ví dụ Pinder và Jones, 1969;
Dincer và những ngời khác, 1970; Martinec và những ngời khác, 1974; Sklash và
Farvolden, 1979). Điều này đã đợc minh họa đặc biệt bởi O'Brien (1977), ngời đã
tìm thấy rằng nớc ngầm tính toán chiếm 93% dòng chảy hàng năm từ hai lu vực

đất ẩm ở Massachusetts, và bởi Zaltsberg (1987) ngời đã chỉ ra rằng nớc ngầm
đóng góp khoảng 30% dòng chảy lũ mùa hè ở lu vực Wilson Creek ở Manitoba.
Nơi mặt nớc ngầm nông thì thịnh hành tầng nớc ngầm sát mặt đất và tầng
nớc mặt tất yếu đợc nối gần với nhau với tầng nớc ngầm. Tơng ứng, ở những
quốc gia giống nh Hà Lan, vai trò quan trọng của nớc ngầm trong việc phát sinh
dòng chảy đã đợc đoán nhận rõ ràng (ví dụ De Vries, 1976; Ernst, 1978) và dòng
chảy sông ngòi đã đợc nghiên cứu bằng việc sử dụng kết hợp mô hình tầng nớc
ngầm và tầng nớc mặt (ví dụ Querner 1997). Thú vị, ở đây có sự trùng hợp của một
khái niệm về nền tảng nớc ngầm của 'các vùng nguồn khác nhau' của De Zeeuw
(1966) đã trùng với khái niệm của Hewlett. De Zeeuw đã tranh luận rằng ở Hà Lan,
sự phản ứng của dòng chảy trong cống và dòng chảy trong rãnh với giáng thuỷ phụ
thuộc vào số cống và mơng đủ độ sâu cắt mặt nớc ngầm và sẽ nhận lu lợng hoạt
động nhanh hơn (tức là cục bộ) so với sự thấm chậm hơn (tức là địa phơng) của dòng
chảy ngầm. Khi mực nớc ngầm tăng lên, thì nhiều cống và rãnh hơn nhận đợc dòng
chảy địa phơng nhanh hơn.
Trong những hoàn cảnh khác, khả năng của nớc ngầm đóng góp một cách
đáng kể cho quá trình lũ do xuất hiện sự hình thành một dải nớc ngầm liền kề với
lòng dẫn dòng, nh đợc minh họa trong Hình 7.9 (b). Một đặc tính nh vậy đợc xác
định bởi Ragan (1968) và Hewlett (1969) ngời đã viện dẫn ' Một sự tăng lên phù
du trong mực nớc ngầm' gần lòng dẫn dòng đã giúp tạo ra quá trình lũ. Về sau,
Sklash và Farvolden (1979) sử dụng các kết quả nghiên cứu bằng cách mô phỏng trên
máy tính đã chỉ ra rằng sự hình thành của một dải nớc ngầm, cùng với địa hình dốc
đã tạo ra kết quả làm tăng gradien thuỷ lực và làm tăng diện tích tích lu lợng nớc
ngầm và tạo ra khả năng đóng góp nớc ngầm lớn hơn cho lòng dẫn dòng.
Hai nhân tố thúc đẩy sự hình thành của một dải nớc ngầm gần lòng dẫn dòng
rất đợc chú ý: Thứ nhất, độ dốc có lợi để tạo lợng ẩm tiềm tàng trong những vùng
dốc thấp hơn, phần nàymà đợc bàn luận trong những đoạn mở đầu của mục 7.4.2.
Điều này có nghĩa rằng những đầu vào tạo nên lợng thấm lớn sẽ gây ra sự tăng
nhanh của tiềm năng ẩm trong những lớp bề mặt (ví dụ Abdul và Gillham, 1984). Hai
là, ở những khu vực cạnh thung lũng thấp hơn thờng thì lõm trong mặt cắt và bởi

vậy là những khu vực quy tụ các đờng dòng chảy dới mặt không phải chỉ nẩy sinh ở
bề mặt nền, dẫn tới sự bão hòa bề mặt, mà còn đợc làm lệch hớng dòng chảy xuống
phía dới (xem Hình 7.9 (a)), dẫn tới tập trung nớc ngầm phục hồi ( Zaslavsky và
Sinai, 1981).
Hình 7.9 nh vậy phục vụ để tổng kết giả thuyết Hewlett về sự hình thành
dòng chảy. Nớc từ trận ma và tuyết tan ngấm qua mặt dốc và chuyển động nh
dòng chảy sát mặt (bao gồm dòng chảy qua lỗ hổng vỹ mô) trong lớp vỏ dốc (a). Sự quy
tụ và sự thấm vào trong những vùng dốc thấp hơn dẫn tới sự bão hòa bề mặt và phục
hồi nớc ngầm và sẽ tạo ra cả một dòng chảy tràn và đóng góp cho nớc ngầm cho
233

đờng quá trình dòng chảy lũ (b), với dải nớc ngầm hòa trộn dần dần trong một số vị
trí vào trong một vùng ven sông rộng hơn của sự bão hòa bề mặt (c) với trận ma xa
dòng chảy, có thể chảy trên dốc và chuyển động về phía dốc thấp hơn.

Hình 7.9 ảnh hởng của giáng thủy đến dòng chảy: biểu đồ tổng hợp bao gồm dòng chảy nền và dòng
chảy mao dẫn. Theo dõi diễn giải phía dới
7.4.3 Những điểm nổi bật của giả thuyết Hewlett?
Những điểm nổi bật của giả thuyết Hewlett là:
Nó xem xét tính đa dạng rộng lớn của những sự quan trắc dòng chảy thực địa;
Nó kết hợp đợc những khía cạnh động học thực tế quan trọng của với quá trình
dòng chảy, ví dụ hiệu ứng phi tuyến cố hữu của vùng nguồn nớc khác nhau với quá
trình dòng chảy;
Nó xuất hiện để điều tiết toàn bộ phạm vi của các quá trình dòng chảy từ dòng
chảy tràn 'Horton' (bao gồm trờng hợp cực hạn của đờng quá trình dòng chảy trên
bến để xe tới lu vực xốp tại dới sâu có độ dài lòng dẫn ổn định, trong đó tổng lợng
234

dòng chảy đợc dẫn xuất ra gần bằng tổng các thành phần dòng chảy dới mặt.
Nói cách khác, dòng chảy tràn vợt thấm đợc mô tả bởi Horton có thể đợc

xem xét nh một ví dụ của dòng chảy tràn bão hòa trong những điều kiện mà tốc độ
thấm thấp hơn nhiều so với những cờng độ trận ma. Sự tập trung dòng chảy theo
phơng thẳng đứng nhanh dẫn đến việc tạo thành ao hồ trên bề mặt đất rất nhanh
chóng. Tuy nhiên, một số nhà thủy văn học coi hiện tợng này nh là một quá trình
'khác' trong đó những điều kiện môi trờng đã làm cho tốc độ thấm đặc biệt thấp hơn
cờng độ trận ma đặc biệt cao. Hai môi trờng mà trong đó các điều kiện 'khác
thờng' phù hợp nhất là các vùng rừng ma nhiệt đới và các vùng khô hạn/bán khô
hạn.
Nh đã chú ý trong mục 7.3.2, các dốc khô hạn và bán khô hạn đợc phủ thực
vật tha thớt là những điều kiện lý tởng cho sự phát sinh của dòng chảy tràn vợt
thấm, đặc biệt là những nơi mặt đất có vỏ cứng bề mặt. Những kết quả thí nghiệm
của Walnut Gulch ở Arizona, Hoa Kỳ (Abrahams và những ngời khác, 1994), vùng
bán hoang mạc nhiệt đới của địa thế hơi dốc ở Queensland, Australia (Bonell và
Williams, 1986) và cho nhiều loại đất ở vùng Địa Trung Hải (Morin và Jarosch, 1977)
đã đợc giới thiệu và là tài liệu điển hình cho loại dòng chảy này. ở những vùng nh
vậy tốc độ thấm giảm nhanh chóng trong thời gian ma lũ và dòng chảy chứa đựng
các thành phần gần nh không có dòng chảy dới mặt hoặc dòng chảy sát mặt. Sự
hình thành lớp vỏ trên đất đồng cỏ là nguyên nhân chính giải thích sự giảm nhanh
chóng trong tốc độ thấm và dẫn đến tính dẫn thủy lực ở bề mặt có cờng độ thấp hơn
so với những lớp dới mặt (Morin và những ngời khác, 1981; Agassi và những ngời
khác, 1985).
Ngợc lại, cũng có những tài liệu nghiên cứu khác gợi ý rằng dòng chảy tràn
'Horton' có thể không giống dòng chảy tràn trong tất cả các vùng có điều kiện bán khô
hạn và khô hạn. Ví dụ, trong những khảo sát thuỷ văn mở rộng trong một vài thập
niên về lu vực dốc ở vùng bán hoang mạc tây nam Hoa Kỳ, dòng chảy tràn mở rộng
cha có thể quan trắc đợc. Một lần nữa, các thí nghiệm nghiên cứu ở Tây Ban Nha
cho thấy rằng dòng chảy nhanh xuất hiện không phải do dòng chảy tràn vợt thấm
mà là do dòng chảy tràn bão hoà không thể mặt cắt (Scoging và Thornes, 1979).
Những môi trờng rừng ma nhiệt đới, thông thờng liên quan đến cờng độ m-
a cao, cũng xuất hiện những điều kiện bổ xung dẫn tới sự hình thành của dòng chảy

tràn vợt thấm. Tuy nhiên, từ những kết quả nghiên cứu mở rộng của Bruijnzeel
(1990) và Anderson và Spencer (1991) đã khẳng định rằng những khả năng thấm của
đất rừng nói chung là cao, phần lớn là do sự có mặt của một lớp mùn. Nh một kết
quả, dòng chảy tràn vợt thấm là một hiện tợng hiếm có, chỉ xuất hiện ở nơi đất
trần trụị đợc phơi bày bởi loại bãi rác cây đổ, hoặc lở đất, hoặc dòng chảy từ nhánh
cây (Xem Chơng 3) làm tăng dòng chảy của nớc chảy tới góc những thân cây. Mặt
khác, dòng chảy tràn bão hòa có vẻ đóng góp một lợng nhiều hơn. Ví dụ, trong một
lu vực nhiệt đới nhỏ ở Brazil, Nortcliffe và Thornes (1984) đã chỉ ra rằng tổng lợng
dòng chảy nhanh thành phần đóng gốp gần nh chủ yếu do dòng chảy tràn bão hòa ở
vùng kề bên lòng dẫn của những vùng đồng bằng ngập lụt. Kết quả này về sau đợc
xác nhận cho một lu vực tơng tự bởi Hodnett và những ngời khác (1997). ở phía
Bắc Queensland, Australia (Bonell và những ngời khác, 1983), nơi mà đất bề mặt có
độ cao lớn và ở dới địa tầng tại độ sâu nhỏ có một tầng đất thịt tơng đối không
thấm nên đã làm cho dòng chảy tràn bão hoà lan rộng khi có những trận ma hàng
235

ngày lớn, thờng vợt hơn 250 mm. Những trận ma này đã gây ra một mặt nớc
ngầm tầng dâng lên cao tới bề mặt (Hình 7.10 (a)).
Nói tóm lại, từ các kết quả nghiên cứu đã xác nhận rằng, khi ở những vùng
nhiệt đới, ôn đới có đầy đủ các loại dòng chảy trên các dốc rừng. Độ lớn của dòng chảy
mặt và sát mặt và quá trình dòng chảy phụ thuộc rất nhiều vào điều kiện địa lý tự
nhiên của mặt đệm (Hình 7.10). Thực vậy, Cassells và những ngời khác (1985) đã
cho rằng sự khác nhau đáng kể chính giữa những quá trình dòng chảy ở những lu
vực điển hình của vùng nhiệt đới và ôn đới. Về sau này, những vùng ẩm đợc mở rộng
ra các lu vực trong suốt thời gian ma lũ rộng hơn những vùng ven sông. Vì lợng
nớc đất mùa ẩm ớt cao nh những vùng này nên ở đây có thể quy hoạch lại gần nh-
ngay lập tức để chống các trận lũ mãnh liệt. Nh một kết quả của dòng chảy chảy
ra từ bề mặt của những vùng lan rộng này, dòng chảy nhanh tất nhiên đợc tính toán
với một tỉ lệ lớn trong toàn bộ dòng chảy.

Hình 7.10 Đờng dẫn dòng chảy tại vị trí ma lớn vùng nhiệt đới (từ biểu đồ gốc của Douglas và
Spencer, 1985)
Những kết quả nghiên cứu này gợi ý rằng những điều kiện ở vùng hoang
mạc/bán hoang mạc không có ma là những trờng hợp ngoại lệ của giả thuyết
236

Hewlett về sự phát sinh dòng chảy. Thay vào đó, các yếu tố sờn dốc nh độ dốc,
thành phần và kết cấu đất sờn dốc và thực vật dốc luôn ở trạng thái cân bằng sinh
thái để cho giáng thuỷ có thể xâm nhập bề mặt đất. Chỉ những nơi mà một hoặc
nhiều những nhân tố (hệ số) sờn dốc đã bị giảm nhẹ mạnh mẽ, thông thờng là do
hoạt động của con ngời hoặc quá trình diễn biến của những sự kiện thời tiết thảm
hoạ đã làm xuất hiện dòng chảy tràn mở rộng. Điều này không phải nh là toàn bộ
bề mặt đất bị nứt nẻ bởi những đờng khe mà chỉ xuất hiện cục bộ. Khái niệm của các
vùng nguồn thay đổi (hoặc bộ phận) là một hiện tợng để giải thích sự vắng bóng của
dòng chảy tràn mở rộng với tính biến thiên không gian của dòng chảy trong lòng dẫn
(ví dụ Huff và những ngời khác, 1982) và sự phản ứng nhanh chóng của đa số các
trờng hợp xuất hiện dòng chảy gắn liền với giáng thủy bị hạn chế sự chuyển động
trên bề mặt của nớc tới những vùng có hạn của một lu vực.
7.4.4 Phân tách biểu đồ lu lợng
Hình dạng của biểu đồ quá trình dòng chảy là kết quả từ giáng thuỷ hoặc tuyết
tan. Hình dạng biểu đồ đợc xác định bởi những tỉ lệ tơng đối của dòng chảy nhanh
và dòng chảy ngng trệ đến tới các lòng dẫn dòng chảy và bởi tốc độ của mỗi thành
phần dòng chảy riêng lẻ. Thảo luận trớc đã chỉ ra rằng, thậm chí trong những lu
vực đơn giản sự đóng góp chính xác của những thành phần riêng lẻ có thể thay đổi và
phụ thuộc vào đặc điểm các con lũ, ví dụ phụ thuộc vào kích thớc và vị trí của những
vùng đóng góp dòng chảy nhanh và phụ thuộc vào liệu dòng chảy sát mặt có đóng góp
chủ yếu cho dòng chảy nhanh hay dòng chảy ngng trệ. Trong các lu vực lớn hơn,
biểu đồ quá trình dòng chảy phản ứng lại với giáng thuỷ thì rất phức tạp bởi sự ảnh
hởng của quá trình lu lợng của các sông nhánh và bởi sự suy giảm của biểu đồ
quá trình dòng chảy kết hợp khi nó di chuyển xuống lòng dẫn chính. Những thử

nghiệm ban đầu phân tích quá trình dòng chảy bởi tình trạng ngăn cách nguồn gốc
phát sinh của những thành phần dòng chảy cho thấy dòng chảy tràn đến nhanh nhất
ở lòng dẫn dòng chảy, dòng chảy sát mặt tiếp theo, và cuối cùng dòng chảy ngầm đến
là chậm nhất. Tuy vậy, 'sự phân tích quá trình dòng chảy' là một công cụ quản lý và
điều tra qúi giá tiềm tàng để cho phép phân tách theo lý thuyết thể tích, lu lợng
nớc mặt, nớc ngầm trên biểu đồ quá trình lu lợng vào mặt cắt cửa ra do thành
phần dòng chảy nhanh và dòng chảy ngng trệ tạo nên.
Với các lu vực tơng đối đơn giản khác kỹ thuật phân tách đờng quá trình
dòng chảy hiện thời, tin cậy, phần lớn dựa trên một sự phân chia tuỳ ý giữa dòng
chảy nhanh và dòng chảy ngng trệ dựa vào cơ sở rất đơn giản là dựa vào thời gian
đến lòng dẫn của hai loại dòng trên. Một cách tiếp cận đợc sử dụng rộng rãi đợc đề
suất bởi Hewlett và Hibbert (1967) trong đó dòng chảy nhanh đợc phân ra từ dòng
chảy ngng trệ bởi một đờng thẳng có độ dốc không đổi (0.000546 m
3
s
-1
km
-2
h
-1
hoặc
0.0472 mmd
-1
). Đờng thẳng này dự kiến từ điểm bắt đầu của một sự tăng dòng chảy
đến điểm uốn nằm trên nhánh xuống của đờng quá trình lu lợng (Hình 7.11). Giá
trị điểm uốn này đợc chọn bởi dấu hiệu tại đó nó giảm rõ rệt hơn dao động hằng
ngày bình thờng của dòng chảy và trong một thời gian tơng đối ngắn trên biểu đồ
quá trình lu lợng một đỉnh ở nhánh xuống ở vùng nghiên cứu. Thờng chọn những
trận lũ lớn và đợc phân ra các thời kỳ khoảng ba ngày để tính toán lu lợng phân
tách. Kỹ thuật này đã đợc áp dụng thành công cho nhiều vùng bằng sử dụng đờng

cong nớc rút từ đó chọn ra các giá trị thích hợp cho độ dốc của đờng phân tách.
237


Hình 7.11 Sự chia tách biểu đồ dòng chảy thành dòng chảy nhanh và dòng chảy chậm sử dụng độ dốc
không đổi = 0.000546 m
3
s
-1
km
2
h
-1
or 0.0472 mmd
-1
(theo biểu đồ gốc của J.D.Hewlett và A.R. Hibbert,
trong Thủy văn rừng. 1967, Pergamon Press Ltd.)
Mặt khác, kỹ thuật tách đồ thị đợc minh họa trong Hình 7.12. Ví dụ, dòng
chảy nhanh và dòng chảy cơ sở có thể đợc phân ra bởi việc vẽ một đờng thẳng từ
chỗ gãy gấp của dốc X nơi mà lu lợng bắt đầu tăng thêm tới một điểm đã chọn (Z)
trên nhánh rút xuống của đờng quá trình dòng chảy.

Hình 7.12 Những phơng pháp khác cho chia chắt biểu đồ dòng chảy. Xem diễn giải bên dới
Điểm Z có thể đợc định vị tại điểm cong nhất gần điểm kết thúc thấp nhất của
nhánh rút xuống (đờng 1) hoặc tại một khoảng thời gian cho trớc (N) khi xuất hiện
đỉnh dòng chảy (đờng 2), trong đó N có xu hớng thay đổi theo kích thớc lu vực.
Nh một sự lựa chọn, đờng cong rút nớc dòng chảy cơ bản trớc lũ (AX) có thể dự
kiến trớc đúng lúc với một điểm ở dới đỉnh của đờng quá trình dòng chảy và sau
đó nối bởi một đờng thẳng khác tới một điểm đã chọn Z (đờng 3). Cuối cùng, sự xấp
xỉ đơn giản nhất là của một đờng thẳng nằm ngang vẽ từ điểm X tới điểm giao nhau

với nhánh rút xuống (đờng 4).
238


Hình 7.13 Đồ thị minh họa (a) quá trình trữ của bờ sông; và (b) ảnh hởng của nó đến việc chia tách của
dòng chảy nhanh và dòng chảy chậm
Khi các đỉnh dòng chảy thợng nguồn di chuyển xuống dới lòng dẫn vào
những điểm đạt tới vùng đất thấp của các lu vực sông, nơi mà các bãi ngập lụt th-
ờng đợc phát triển đầy đủ, một tỉ lệ đáng kể của thể tích dòng chảy nhanh có thể
tạm thời đợc giữ trong các bờ bãi ngập lụt. Lợng trữ bờ bãi này làm giảm độ cao của
đỉnh và kéo dài thời gian xuống của quá trình lu lợng lũ (ví dụ Neuman và
Witherspoon, 1970; Whiting và Pomeranets, 1997). Hình 7.13 cho thấy rằng, với sự
đến nơi của mực nớc đỉnh lũ trong lòng dẫn tăng thêm từ trạng thái 1 sang trạng
thái 2 dẫn tới dòng nớc từ lòng dẫn vào vùng bờ bãi kề bên. Lợng trữ bờ này bắt
đầu rút kiệt trở lại vào trong lòng dẫn khi đỉnh lũ đã đi qua và mực nớc lòng dẫn
giảm tới trạng thái 3. Trong những hoàn cảnh này một sự tách ra bằng đờng thẳng
giữa dòng chảy nhanh và dòng chảy ngng trệ rõ ràng là không thích hợp.
Vì chất lợng của nớc có thể phản ánh dạng dòng chảy của nớc cung cấp cho
lòng dẫn (ví dụ mục 5.5.7 và Chơng 8) nên ở đây đã cố gắng phân những thành phần
dòng chảy của đờng quá trình dòng chảy thành dòng chảy nhanh và ngng trệ hoặc
thành phần ion hoặc nhiệt độ nớc. Việc sử dụng tính dẫn nớc nh một đại diện cho
những sự tập trung ion đã bắt gặp với nhiều tài liệu và có thành công (ví dụ
Nakamura, 1971; Anderson và Burt, 1982; Calles, 1985). Nói chung những kết quả
này đã cải thiện phơng pháp nghiên cứu bởi sự phân tích của những phần tử ion đặc
239

biệt (ví dụ Duysings và những ngời khác, 1983; Laudon và Slaymaker, 1997) và
những chất đồng vị ổn định của những phân tử H
2
O, nh chất đồng vị deuterium hy-

đrô (D) và chất đồng vị oxi oxi-18 (
18
O) (Loye-Pilot, 1990). Sau đó, trong trờng hợp
đặc biệt, đã đợc sử dụng thành công để xác định những đóng góp nớc mới và nớc
cũ cho dòng chảy trên cơ sở cho rằng nớc mới (ma hoặc tuyết tan) và nớc cũ (nớc
trong đất và nớc ngầm) có những đặc trng đồng vị phân biệt rõ ràng (ví dụ Rodhe,
1981; Sklash và những ngời khác, 1986; Buttle, 1994; Kubota và Sivapalan, 1995;
Taha và những ngời khác,1998). Giữa những trận lũ dòng chảy gồm có dòng chảy cơ
sở mà mang đặc trng đồng vị của nớc cũ. Trong thời gian xảy ra trận lũ đặc tính
đồng vị của dòng chảy cũ bị pha loãng bởi sự thêm vào của nớc mới (Xem thêm mục
Vai trò của nớc sát mặt ở phân trớc trong chơng này).
7.5 Những sự biến đổi dòng chảy hàng ngày
Những sự biến đổi của dòng chảy theo thời gian thờng đợc nghiên cứu sử
dụng giá trị dòng chảy cho những khoảng thời gian cố định (hàng ngày, hàng tuần,
hàng tháng, hàng năm) hơn là cho những khoảng thời gian không đồng nhất. Trong
trờng hợp những dòng sông chính trong lục địa, đờng đi của các đỉnh lũ qua hệ
thống có thể mất vài tháng thì dùng những giá trị dòng chảy hàng tuần thì thờng
thích hợp. Cho các lu vực nhỏ, nh những lu vực nhỏ ở British Isles, có sự phản
ứng nhanh chóng với các sự kiện giáng thuỷ/tuyết tan, những đờng quá trình dòng
chảy của những giá trị dòng chảy hàng ngày có thể thích hợp hơn. Ba ví dụ trong
Hình 7.14 minh họa một phạm vi của những điều kiện dòng chảy từ các chế độ thất
thờng của vùng Deek với thành phần dòng chảy nhanh trội của nó, tới chế độ ôn hoà
của vùng Acon, với thành phần dòng chảy ngng trệ rất lớn của nó (hoặc dòng chảy cơ
bản). Những điều kiện dòng chảy ở sông Thames rõ ràng là trung gian theo đặc tính
lũ của 2 vùng trên.
Mối quan hệ dài hạn này giữa dòng chảy nhanh và dòng chảy ngng trệ cung
cấp một cơ sở để phân loại các dòng chảy nh dòng chảy phù du, không liên tục hoặc
kéo dài quanh năm. Những dòng chảy phù du bao gồm chỉ có dòng chảy nhanh và bởi
vậy chỉ xuất hiện trong thời gian ngắn và ngay lập tức sau một sự kiện giáng
thuỷ/băng tan. Thờng không có các lòng dẫn lâu dài hoặc đợc định rõ và mặt nớc

ngầm luôn luôn ở dới đáy của dòng chảy. Những dòng chảy phù du là tiêu biểu của
những vùng khô hạn và bán khô hạn, nơi mà chúng đợc đặc trng bởi những sự tổn
thất chảy truyền lớn. Điều này có nghĩa là các đỉnh dòng chảy, đợc phát sinh bởi
ma lũ, giảm nhanh chóng xuôi dòng vì chúng bị hút bởi những đáy sông khô hạn. Ví
dụ, chỉ khoảng 15% dòng chảy nhập vào các lòng dẫn của Walnut Gulch, Arizona,
thật sự rời bỏ khỏi lu vực nh một thành phần dòng chảy (Renard, 1979). ở một số
vùng của lu vực trong đất liền tỷ lệ phần trăm thậm chí còn thấp hơn và có thể giảm
tới 0 cho một số sự kiện ma lũ đặc biệt. Những dòng chảy không liên tục, mà chảy
trong thời gian mùa ẩm ớt và cạn trong thời gian theo mùa của vùng khô hạn thì
dòng chảy nhanh là dòng chảy phù du nhng dòng chảy ngng trệ có tác dụng đóng
góp trong thời gian mùa ẩm ớt, khi mặt nớc ngầm tăng lên cao hơn lòng dẫn của
dòng chảy. Một trờng hợp đặc biệt xuất hiện ở những vùng vĩ độ cao là dòng chảy
dừng khi tầng nớc mặt đóng băng trong thời gian mùa đông. Những dòng chảy đóng
băng thờng xuyên kéo dài nhiều ngày suốt cả hoặc thậm chí trong thời gian mùa
khô kéo dài nhất, mặt nớc ngầm luôn luôn ở trình rất cao sát mặt đất.
240


Hình 7.14 Biểu đồ dòng chảy ngày của 3 sông ở nớc Anh, ví dụ: Dee, Thames và Avon (đợc vẽ lại từ
một trong những tùy chọn phục hồi chuẩn đợc đề nghị bởi lu trữ quốc gia, viện thủy văn,
Wallingford, OX10 8BB).
ở
vùng vĩ độ cao trong sông tồn tại hai dòng: dòng băng trên mặt và dòng lỏng
dới mặt.
ở
đây tồn tại ít nhất hai loại chế độ trận ma.
Ví dụ nh ở Lyon, có một cực đại ma mùa hè do tan chảy sông băng là hiển
nhiên, nhng ở Givors, dới ngã ba sông của Saone, một chế độ ma-bốc hơi đại
dơng trở nên nổi trội. Tuy nhiên, xa hơn về phía xuôi dòng, dòng nớc chảy vào từ
Isère, ở trên Valence, thiết lập lại u thế của đỉnh tan chảy nớc, mặc dù vẫn còn có

một cực đại mùa đông thứ hai. Cuối cùng, trong những đoạn sông thấp hơn, nh ở
Beaucaire, một chế độ ma địa trung hải đợc xếp lên trên trên tất cả đây, dẫn đến
một sự tăng nhanh của dòng chảy vào mùa thu.