Nguyên lý thủy văn ( NXB ĐH Quốc gia Hà Nội ) - Chương 9 pdf

305




Chơng 9

Lu vực thu nớc và thủy văn toàn cầu
9.1. Giới thiệu chung
Sự đồng nhất của chu kỳ thuỷ văn đã giới thiệu trọng chơng 1 và đợc nhấn
mạnh thờng xuyên trong các phân tích diễn tả các quá trình riêng rẽ và trong
chơng chất lợng nớc. Tuy nhiên từ chơng 2 đến chơng 8 theo đuổi một cách tiếp
tục các chủ đề bản chất nhất, tập trung chủ yếu vào các thành phần tiêu biểu của
chu trình thủy văn là sự giáng thuỷ, sự cầm giữ, sự bốc hơi, nớc ngầm, nớc trong
đất và chất lợng nớc. Trong chơng này đề cập đến các vấn đề có tính chất tiếp cận
đến sự tổng hợp 8 chơng trên và cố gắng chứng minh các phản ứng bên trong các
quá trình thuỷ văn đi liền với các khung không gian diễn ra chu trình thủy văn.
Trong quá khứ, lu vực thu nớc thờng đợc lựa chọn nh một đơn vị không
gian rõ ràng và tiện lợi cho các nghiêc cứu hợp nhất và tổng thể. Nh đã lu ý trong
chơng 1, mỗi một bồn thu nớc hoạt dộng nh một hệ thống thuỷ văn riêng lẻ nhận
đầu vào là số lợng giáng thuỷ cơ bản, lợng giáng thuỷ đó chuyển vào lu vực và trở
thành dòng chảy, lợng trữ và đầu ra là bốc hơi và dòng chảy. Nh vậy, bồn thu nớc
là đơn vi đợc sử dụng thờng xuyên nhất trong mô hình hoá các quá trình thuỷ văn,
trong nghiên cứu cân bằng nớc, tổng lợng hoá học và trong kiểm tra các tác động
của con ngời lên hệ thống thuỷ văn. Tiêu biểu, bồn thu nớc thí ngiệm nhỏ có đóng
góp quan trọng tới thuỷ văn trong hơn 100 năm qua. Các ví dụ có ý nghĩa bao gồm các
lu vực thí nghiệm tại Emtal, Switzerland (thành lập trong những năm 1890), Wagon
Wheel Crap, USA (1990), Coweeta, USA (1930), Cathedral Peak, RSSA (1940) và
Plymlimon, UK (1960). Bồn thu nớc cũng là một đơn vị địa mạo tự nhiên cho sự hoạt
động của các quá trình sông có dòng chảy lỏng và cả sông băng, bởi vì sự kiên khép kín
giữa sự phát triển của địa mạo động lực và thuỷ văn, điều này sẽ mở rộng hơn vai trò

của tiếp cận lu vực trong thuỷ văn.
Cả hai bồn thu nớc thuỷ văn và địa mạo đều là các thực thể cụ thể của động
lực hơn là các thực thể tĩnh học. Các quá trình của địa mạo liên quan đến hình dạng
mặt đất và qua đó nớc do chuyển trong quá trình đó ảnh hởng lớn tới các đặc trng
thuỷ văn nh mạng lới sông, trắc diện đất, độ sâu mặt tầng nớc ngấm. Theo khái
niệm này độ nhạy cảm đợc chỉ ra trong hình 9.1, hoạt động địa mạo tác dụng phản
hồi lên thuỷ văn mà hình thành nó (NRC, 1991).
Cộng nhận tự nhiên động lực của sông và các phản hồi giữa các hệ thống bồn
thu nớc đợc phần thực về bản chất động lực của hệ thống lu vực và tơng tác giữa
chúng đợc thực hiện sau đó trong sự tiếp cận hệ thống thủy văn sông ngòi (Amoros
và Petts, 1993, Petts và Amoros, 1996) để cố gắng hợp nhất thuỷ văn học, địa mạo
học, và sinh thái học bằng cách xem xét hệ thống sông nh sự kết hợp phụ thuộc
bên trong của cảnh quan dới nớc và mặt đất (Petts cà Bradley, 1997). Một trong
các khái niệm chìa koá của tiếp cận hệ thống thuỷ văn sông đó là kích cỡ và bản chất
306

của các thay đổi bồn thu nớc liên tục từ đầu nguồn nớc tới cửa ra và nghiên cứu chế
độ dòng chảy, trầm tích trôi nổi, và nhiệt độ nớc bị ảnh hởng bởi sự tăng diện tích
lu vực, sự giảm gradient độ cao. Tơng tự, môi trờng sống vật lý (PHABSIM)
(Bovee, 1982) tuân theo phơng pháp sinh thái học biểu diễn sự liên quan giữa các
điều kiện vật lý thay đổi này với sự thích hợp hơn về môi trờng sống của các loài
riêng lẻ.



Hình 9.1. Phản hồi trong quan hệ giữc các quá trình thuỷ văn và địa mạo sộng từ một sơ đồ ban đầu
của NRC, 1991

Tuy nhiên, nhận thấy rằng, bồn thu nớc không rộng lớn thì quy mô của nó có
thể quá nhỏ cho nghiên cứu ảnh hởng của nhiều quá trình môi trờng. Ví dụ, thừa

nhận tác động phạm vi toàn cầu của các biến khí hậu nh sự tăng lên của các thông
số khí hậu nh nhiệt độ bề mặt biển (SST) kết hợp với sự dao động ở trong lòng biển
và đại dơng nh hiện tợng El nino (ENSO), những sự kiện này đợc xem nh hiện
tợng mang tính chất vùng hoặc địa phơng, chúng đợc chú ý trong phân tích tính
chất toàn cầu của chu kỳ thuỷ văn (xem phần 2.5.3). Rất nhiều công việc vẫn cần
đợc thực hiện để làm rõ lý do các thay đổi nhiệt độ nh vậy và mối quan hệ giữa
ENSO và các sự kiện khác. Các biến thông số dài hơn của SST lấy từ sự thay đổi hoàn
lu đại dơng và quá trình xáo trộn thẳng đứng trên quy mô thời gian 10 năm hoặc
lâu hơn. Ví dụ, dị thờng SST có thể gây ra cả lũ lụt và ma ở vùng Sahel, Tây
ấ
n và
hoạt động lốc tố ở phía Đông USA, cho phép dự báo dài hơn những sự thay đổi hàng
năm của giáng thuỷ và lu lợng sông ở Florida, USA (Sun và Furbish, 1997).
Tơng tự nh vậy, nguồn ô nhiễm có thể có các tác động liên tục và trải rộng ra
khí quyển toàn cầu. Và những tiếng sấm mùa hè trên những đồng bằng lớn của Mỹ
307

cũng đóng góp vào sự chuyển đổi hầu nh là rất hiếm và là kết quả từ sự phát triển
kinh tế của con ngời. Hoàn lu bị xáo trộn lớn, rất phức tạp tạo nên sự chuyển đổi
với quy mô trung gian (MCCS). Sự phức tạp này có thể bao phủ phần diện tích trên
50000 km
2
(xem ví dụ Maddox, 1983). Nhiều vấn đề còn lại trớc vô số các hiệu ứng
thuỷ văn đầy đủ của MCCS là rõ ràng. Cuối cùng, các cánh rừng mở rộng trên lu
vực Amazon chiếm khoảng 50% rừng tha nhiệt đới của thể giới, đó là do sự đảo lộn
của ma và hàng nghìn kilomét dòng sông mất đi (Michell và nnk, 1990).
Quan tâm tới sự hoạt động quy mô toàn cầu của các quá trình thuỷ văn từ việc
tăng sự thay đổi khí hậu toàn cầu, đặc biệt có liên quan tới khả năng nóng lên toàn
cầu, nhng cũng phần nào là do khả năng có sẵn, thông qua số liệu vệ tinh hoặc viễn
thám, các thông tin thuỷ văn là chìa khoá để nghiên cứu trên quy mô toàn cầu hoặc

quy mô vùng rộng lớn (ví dụ Engman và Gurney, 1991). Các số liệu nh vậy là rất tốt
và phù hợp với sự hợp nhất không gian quy mô hệ thống vùng, lục địa và thậm chí
dùng trong hệ GIS toàn cầu và là số liệu cơ bản rất tốt (ví dụ Kovar và Nachtnebel,
1996).
Tiếp tục quan tâm tới sự hoạt động của các quá trình thuỷ văn trên quy mô
toàn cầu hoặc quy mô vùng nhằm nhấn mạnh tới sự khác thờng trên quy mô không
gian mà thuỷ văn bao hàm (xem bảng 9.1)
Bảng 9.1. Quy mô không gian trong thuỷ văn (trích từ một bảng trong Dooge, 1988)
Loại Hệ thống
Chiều dài điển
hình
Hành tinh 10.000.000
Lục địa 1.000.000
Lớn Macro
Lu vực lớn 1.000.000
Lu vực nhỏ 10.000
Phụ lu vực 1.000
Loại vừa Meso
Lu vực thành
phần
100
Cột yếu tố 01
Điểm lục địa 0,00001
Loại nhỏ Micro
Phân tử 0,0000001

Liên kết Hydro theo quy mô phân tử là nguyên tắc cơ bản và làm cho nớc dễ
dàng tồn tại ở 3 trạng thái. Nhiều lý thuyết phân loại thuỷ văn (ví dụ có dòng chảy tự
do của nớc mặt và dòng chảy sát mặt bão hoà, cha bão hoà) đợc phát triển tới mức
cao nhất của quy mô nhỏ, chỉ ra trong bảng 9.1 (Dooge, 1998). Phần lớn các nghiên

cứu thuỷ văn đều mang quy mô lu vực hoặc cận lu vực (Baird, 1997) và do đó rơi
vào quy mô trung bình và quy mô thấp nhất của quy mô lớn. Thuỷ văn toàn cầu tập
trung vào quy mô lớn nhất. Nó cúng sẽ làm tăng các vấn đề về quy mô trong chuyển
đổi lý thuyết và số liệu từ một quy mô đặc trng này sang quy mô đo đặc trng khác.
Nó cũng chứng minh sự khó khăn trong việc áp dụng các mối quan hệ đợc phát triển
tạo quy mô phòng thí nghiệm sang lu vực mặc dù đó là quy mô nhỏ. Một tiếp cận
thay đổi là phê chuẩn quy luật điều khiển sự phản ứng lại của lu vực trên quy mô
lớn và sau đó cố gắng không làm tăng kết quả để có thể áp dụng cho quy mô trung
308

bình (Dooge, 1988). Tại mức đơn giản nhất thậm chí với số liệu cơ bản cũng khó trong
phép ngoại suy từ quy mô này sang quy mô khác. Điều này đợc chứng minh rất rõ
ràng bằng các đo đạc hệ số dẫn thuỷ lực. Hình 9.2 chỉ ra các giá trị về đá Carbonat tại
trung tâm Châu Âu, với các chu kỳ mở có nghĩa là khả năng thấm trung bình. Các giá
trị tăng theo quy mô đo đạc bởi vì sự hợp nhất trong thể tích khe nứt tăng khá lớn và
thậm chí hệ thống đứt gãy mở rộng hơn. Việc ban hành quy mô đợc xem nh một
trong các vấn đề chính cha đợc giải quyết trong thuỷ văn nớc ngầm (NRC, 1991;
Sivapalan và Kalma, 1995).
Các bình luận giới thiệu này đã nhắc tới và các vần đề về mỗi bình luận này
đợc viết trong toàn bộ quyển sách. Do đó, sự thảo luận về các vấn đề còn lại trong
chơng này cần thiết đợc lựa chọn và tập trung tóm tắt các mô hình hoá thuỷ văn
trên quy mô bồn thu nớc, nghiên cứu cân bằng nớc cho lu vực đợc lựa chọn các
vấn đề có tính khẩn cấp cho sự phát triển tơng lai của thuỷ văn toàn cầu. Theo cách
này chúng ta hi vọng củng cố đợc cách nhìn nhận của chúng ta, thông qua nguồn gốc
thuỷ văn có thể dạy và nghiên cứu tiện lợi theo một chủ đề, một cách phân tích, áp
dụng chúng vào việc giải quyết các vấn đề nớc cơ bản đạt đợc thông qua các nghiên
cứu hợp nhất, tổng hợp trên phạm vi quy mô lớn.

Hình 9.2. ảnh hởng của thang đo hệ số dẫn thuỷ lực đo đạc của đá Carbonat ở trung tâm Châu âu
(từ sơ đồ ban đầu trong Garven, 1985)

9.2. Mô hình bồn thu nớc
Các nhà thuỷ văn lu tâm tới sự phát triển các mô hình mà có diễn tả chính xác
thuỷ văn bồn thu nớc nh là sự kiểm tra quan trọng sự hiểu biết của họ về các quá
trình thuỷ văn. Toàn bộ các mô hình nh vậy thành công trong việc mô tả hơn là
trong dự báo. Các mô hình này áp dụng cho một lu vực khác cũng thành công nh
áp dung cho các lu vực thực nghiệm. Và từ đó chúng ta có các mô hình số trị. Một
vài trong số chúng có kết quả hạn chế và có mục đích riêng nhng quan tâm ít tới
thuỷ văn chung. Một vài mô hình là các mô hình hộp đen đơn giản nhng có kết quả
chính xác cho một biến thuỷ văn đợc lựa chọn, ví dụ biến dòng chảy xảy ra trong
khoảng thời gian tiêu biểu nhng có thể đa ra dự báo không chính xác cho các biến
309

khác. Các biến mô hình khác tinh vi hơn và cố gắng giảm độ phức tạp, chỉ ra các biến
không gian dự báo và đặc trng lu vực. Tuy nhiên, chất lợng của số liệu sử dụng và
cất trúc mô hình là thành phần thành công quan trọng hơn so với độ phức tạp của mô
hình (ví dụ Gan và nnk, 1997). Toàn bộ những cố gắng để đa ra mô hình cuối cùng
là một điều bí ẩn của chính lu vực (Beven, 1987).
Trong một hoàn cảnh nào đó, mô hình lu vực sẽ thực hiện thành công theo thời
gian thực, và thực tế, rất nhiều mô hình nh vậy đã đợc phát triển cho mục đích dự
báo lũ. Một số mô hình loại đó đã đợc Smith và Ward (1998) giới thiệu. Tuy nhiên
trong trờng hợp các mô hình đợc xây dựng cho mục đích đặc biệt khác thì hoạt
động của mô hình theo thời gian thực có thể chứa các yếu tố ít quan trọng hơn so với
các nhân tố thích hợp khác. Thực vậy, một trong các lý do cho sự thay đổi lớn của mô
hình lu vực đó là hầu hết đều đợc phát triển cho mục đích dự báo hơn là cho các
mục đích khảo sát khoa học các quá trình thuỷ văn. Một lý do khác là phát triển các
mô hình để điều tiết trên một phạm vi rộng mà các số liệu thuỷ văn sẵn có hoặc từ
các trạm đo lớn của lu vực mà không có số liệu giáng thuỷ từ tài liệu cực trị, đến sự
điều hành liên tục các biến thuỷ văn trong một phạm vi nhỏ nhng có cờng độ dòng
chảy mạnh đó là lu vực thí nghiệm.
9.2.1. Các loại mô hình lu vực

Có thể phân loại các mô hình theo một số cách. Ví dụ, các mô hình xác định mô
phỏng các quá trình vật lý xảy ra trong lu vực từ sự chuyển đổi giáng thuỷ thành sự
bốc hơi và dòng chảy hoặc nh là các mô hình xác suất chú ý đến cơ hội sảy ra hoặc
phân bố xác suất của các biến thuỷ văn. Các mô hình quan niệm dựa trên sự diễn tả
giới hạn các quá trình vật lý hoạt động để đa ta đầu ra thuỷ văn, ví dụ, diễn tả lu
vực bởi sự lu trữ dới dạng thác (hình 9.3), trong khi đó các mô hình vật lý cơ bản
dựa trên sự hiểu biết hơn về các quá trình vật lý thích hợp. Nhiều mô hình cũng có
thể là tuyến tính hoặc phi tuyến của một trong hai lý thuyết hệ thống, hoặc là hồi quy
thống kê. Có lẽ sự khác biệt quan trọng nhất đó là giữa mô hình thông số tập trung
và mô hình phân bố. Điều này phụ thuộc vào sự mở rộng theo phân bố không gian
của các biến thuỷ văn trong lu vực đợc quan tâm hoặc theo hớng xác suất hoặc
theo hớng địa hình.
310


Hình 9.3. Cấu trúc của HYROM (mô hình thuỷ văn ma-dòng chảy) thiết kế để chạy trong máy tính cá
nhân IBM và IBM-compatible (từ một sơ đồ gốc bởi Viện Thuỷ văn Willingforrd, Oxon, OX 108 BB,
UK)
Trong những năm gần đây, mọi ngời nhấn mạnh đến sự phát triển các mô
hình phân bố không gian của các biến thuỷ văn cơ bản. Lý do cơ bản đằng sau sự phát
triển đó là một mô hình diễn tả lu vực nh một hệ thống vật lý các biến không gian
mang bản chất thực tế hơn có khả năng phát triển lý thuyết làm cho nó có ích hơn,
phạm vi áp dụng rộng rãi hơn các loại mô hình khác. Tuy nhiên, biến không gian
trong các mô hình loại này diễn tả đơn giản hơn sự bất đồng nhất của lu vực thực tế
và thờng đạt đợc bằng việc áp dụng các phơng trình toán học của các quá trình
thuỷ văn tại từng chỗ giao nhau của mạng lới trên lu vực. Giả thiết rằng các thông
số của các quá trình này thay đổi tốt nhất giữa các điểm giao nhau và tồi nhất khi áp
dụng tại biên diện tích và do đó không có sự tiếp tục tại các mặt lới biên. Cũng có
vấn đề về quy mô vật lý (ví dụ, Sivapalan và Kalma, 1995) và cỡ lới. Điều này thay
đổi của ô lới bề mặt làm tổng cộng của các giá trị ô thêm vào xuất hiện, nhng khi

giải chúng chỉ liên quan tới các điểm chung của mỗi bề mặt (Eeles và nnk, 1990).
Trong một vài lu ý cơ chế phân bố có nghĩa là mô hình phân bố là một mô hình
mang bản chất tập trung tại lới đo.
ý
nghĩa lớn hơn có lẽ là liên quan tới các phơng
trình, trong nhiều mô hình phân bố đợc sử dụng để diễn tả thực tế thuỷ văn tại
điểm đo yếu tố lới là không chính xác, ví dụ việc áp dụng định luật Darcy không
ảnh hởng tới mô hình phân bố thậm chí cả những mô hình thành công nh SHE và
IHDM thông qua sự dự báo các biến trạng thái thuỷ văn bên trong. Beven (1996) đã
diễn tả công trình Jensen cà nnk (1993), trong MIKE-SHE ớc lợng hệ số dẫn thuỷ
lực nh là một trong các nghiên cứu đã công bố trong đó các dự báo mô hình đợc
so sánh với các số liệu đo đạc trạng thái bên trong trong vòng phạm vi dòng chảy của
lu vực.
Mô hình phân bố vật lý cơ bản gồm cả sự phức tạp và các yêu cầu biến cố của số
liệu đầu vào và khả năng tính toán của các mô hình tập trung đơn giản hơn, lấy giá
trị trung bình và tổng hợp cho toàn bộ lu vực, có thể đợc diễn tả. Một tiếp cận thay
đổi phức tạp ngay lập tức, là cơ sở của mô hình xác suất phân bố. Thay về xét đến
311

các con số không gian thực sự của các biến thuỷ văn trên lu vực, các mô hình dựa
trên nguồn gốc phân bố xác suất quan tâm tới tần suất xẩy ra của các biến thuỷ văn
có ý nghĩa trên lu vực mà không có sự xem xét vị trí địa lý của một sự kiện tiêu biểu.
Moore (1985) diễn tả mô hình phân bố xác suất dựa trên tổng lợng thấm và dung
tích khu trữ.
Các mô hình đơn giản hơn (ví dụ, mô hình tập trung, quan niệm, phân bố không
gian ) đợc chỉ ra với sự thích hợp kinh nghiệm đầy đủ tới cách quan trắc lu vực
tiêu biểu (cf. Robinson và Sivapalan, 1995) và do đó đợc sử dụng rộng rãi trong khảo
sát thuỷ văn. Các mô hình nh vậy trội hơn hẳn các mô hình toán PC based, desk
top. Tính phổ biến của nó khá lớn và thực tế phù hợp với thói quen hoạt động và đầu
ra là các đêmô bằng đồ thị dễ sử dụng. Tuy nhiên, đặc điểm các mô hình này là các

thông số của chúng phải đợc xác định cỡ từ các số liệu lu lợng và hầu hết các
trờng hợp đều bị giới hạn khả năng áp dụng và khả năng chuyển đổi chung (Becker
và Pfuezner, 1990).
HYROM đã đa ra một ví dụ đáng quan tâm và nổi tiếng (mô hình thuỷ văn
Ma-dòng chảy) (Blackie và Eeles, 1985). Đây là một mô hình quan niệm Ma-dòng
chảy, do viện thuỷ văn Anh phát triển và có khả năng áp dụng rộng rãi. Chơng trình
này dễ sử dụng và yêu cầu sự hiểu biết nhỏ về hệ thống hoạt động máy tính hoặc cầu
trúc file số liệu. Đầu ra dới dạng các đồ thị màn hình màu có thể sao chép hoặc in
các đồ thị này nếu có yêu cầu.
Trong HYROM, dự báo dòng chảy sử dụng diễn tả đơn giản các quá trình vật lý
điều khiển sự chuyển động của nớc trong lu vực (hình 9.4). Mô hình kết hợp sự cầm
giữ, nớc trong đất, nớc ngầm và lợng trữ dòng chảy, và bao gồm một diễn tả nào
đó về tổn thất do bốc hơn. Có thể định vỡ bởi ngời sử dụng hoặc tự động. Có thể
chỉnh lý 9 thông số mô hình (xem bảng 9.2), phần còn lạu thì đợc đặt lại,
Bảng 9.2. Các thông số có thể chỉnh lý trong HYROM và phạm vi cho phép
Ký hiệu

Các thông số giữ nớc
Phạm vi cho
phép
SM Thông số giữ nớc do thực vật 0 < x < 5
RC Hệ số dòng chảy mặt 0 < x < 1
RDEL
Hệ số trễ theo ngày của dòng chảy
(ngày)
x > 0
RK Yếu tố dự trữ tính toán x > 1
PE Yếu tố bốc hơi Penman hở 0,3 < x < 1

Hệ số trễ theo ngày của dòng chảy

ngầm
x > 0
GS Chỉ số dự trữ dòng chảy ngầm x > 1
Yếu tố dự trữ dòng chảy ngầm x > 30

312


Hình 9.4. Cấu trúc mô hình lu vực Stanford IV (láy từ sơ đồ ban đầu của Flẹming, 1975).
9.2.2. Mô hình lu vực Stanford (SWM 4)
Một trong số những hiểu biết sâu sắc nhất về mô hình lu vực quan niệm là mô
hình Stanford (SWM) là phiên bản đầu tiên của mô hình SWM 1, công bố băn 1960
nh một mô hình ma-dòng chảy. Điều này đợc phát triển nhanh chóng chứng tỏ mô
hình hoá tổng lợng phản hồi lại lu vực, thích hợp hơn với dòng chảy từ ma, và nổi
bật là mô hình SW
m
4 năm 1966. Mô hình đợc Crowford và Linsley (1966) mô tả chi
313

tiết và Viessman và Levis (1966) chỉ dẫn chi tiết hơn để sử dụng tính toán độ ẩm đất
và diễn tả các quá trình thuỷ văn trong lu vực thông qua hàm lợng trữ và diễn
toán (hình 9.5). Một hệ thống các phơng trình vật lý đợc sử dụng để tính toán dòng
chảy của toàn bộ lợng nớc đi vào lu vực nh giáng thuỷ, lợng trữ trong hệ thống
lu vực thuỷ văn, và lợng nớc ra khỏi nh dòng chảy hoặc là bốc hơi. Mỗi một
lợng nớc đầu đợc tích cho tới khi nó bốc hơi, thấm thành nớc ngầm tới một vị trí
hạ lu đặc biệt. Fleming (1975) là một ngời khởi xớng mô hình SWM4, đa ra danh
sách số liệu cần thiết cho mô hình hoá dòng chảy ngày cùng với 34 thông số diễn tả
các đặc trng vật lý của lu vực (nếu không có tuyết tan thì là 25 thông số). Các
thông số này có thể thay đổi bằng một sự hiệu chỉnh nhỏ số liệu đầu vào để nghiên
cứu ảnh hởng của các đặc trng lu vực khác nhau trên phơng diện dòng chảy và

các khía cạnh đặc biệt khác của thuỷ văn lu vực.

Hình 9.5. Cấu trúc của hệ thống Châu âu (SHE) ( từ biểu đồ gốc trong Abbott, 1986)
Mặc dù dạng đầu tiên của nó, SWM4 là một mô hình quan niệm nguỵ biện
trong đó các quá trình thuỷ văn giữ lại một quan hệ chính xác với từng yếu tố khác và
trong đó mặc dù vai trò của hàm kinh nghiệm phi tuyển đơn giản là quan trọng và nó
cũng cho phép ngời làm mô hình diễn tả sự bốc hơi và sự tập trung dòng chảy nhanh
trong sự biến đổi theo không gian. Không ngạc nhiên, mô hình đợc sử dụng rộng rãi
hiện nay.
9.2.3. Mô hình hệ thống Châu âu SHE (Système Hydrologique Européen)
Một ví dụ quan trọng về một mô hình phân bố vật lý cơ bản là Hệ thống thuỷ
văn Châu Âu (SHE). Đây thật sự là một khung mô hình hơn là một mô hình, kiến
trúc hệ thống mềm dẻo của nó đợc thiết kế cho phép hợp nhất các phiên bản mới của
các mô hình thành phần và cung cấp các tiềm năng cho việc tiếp tục phát triển thành
314

phần cho hệ thống (Ơ connell, 1991), SHE đợc phát triển với sự cộng tác của Viện
Thuỷ văn Anh (IH), Viện Thuỷ văn Đan Mạch (DHI) và Société Grenoblois d Etude
et d Apllicatión Hydrauliques (SOGRPAH). IH đã xây dựng các thành phần cầm giữ
bốc hơi và tuyết tan, DHI đã xây dựng các thành phần dòng chảy bão hoà và cha bão
hoà và SOGREAH phát triển dòng chảy trên mặt đất và dòng chảy trong kênh. Sự
thúc đẩy phát triển SHE từ sự lĩnh hội các thất bại của các mô hình đã tồn tại tới sự
diễn tả các tác động của hoạt động con ngời tới chế độ dòng chảy lu vực, chất lợng
nớc và vận chuyển trầm tích (Ơ Connell, 1991).
Các quá trình thuỷ văn đợc mô hình hoá sử dụng hoặc là tiếp cận khác biệt
hữu hạn hoặc là các phơng trình kinh nghiệm nghiên cứu cơ bản. Cấu trúc mô hình,
sơ đồ chỉ ra trong hình 9.5, dựa triên việc phân chia lu vực thành mạng lới trên
2000 ô vuông, với một cột tại mỗi hình vuông gồm 30 lớp ngang. Các giới hạn về số
liệu ngăn cản mực cao của sự khác nhau này có đợc tại thời điểm hiện tại, các thông
số xáp xỉ và số liệu đợc định rõ riêng rẽ cho từng ô lới sử dụng, bao gồm các quá

trình bề mặt, thảm phủ thực vật, các đặc trng đất, số liệu khí tợng, số liệu sức cản
dòng chảy trong kênh và bề mặt, cao trình đáy cách nớc, cao trình bề mặt tiềm
năng. Dùng mô hình xây dựng các điều kiện dòng chảy mặt và sát mặt cho từng ô
lới, do đó cho phép khảo sát các biến thuỷ văn địa phơng. Thành phần dòng chảy
mặt và ngầm 2 chiều đợc liên kết với lợng cầm giữ sử dụng phơng thức tính toán
Rutter nhng có thể ớc lợng sự bốc hơi theo một vài cách, bao gồm phơng trình
Penman-Monteith và nó phụ thuộc vào số liệu sẵn có. Ước lợng dòng chảy trong đới
cha bão hoà bằng phơng trình Richards một chiều và trong đới bão hoà bằng
phơng trình Boussinesq 2 chiều. Xác định lợng tuyết tan từ một tiếp cận tổng năng
lợng và dòng chảy mặt, dòng chảy trong kênh từ sự đơn giản hoá các phơng trình
Sant Vernant.
Sự phát triển của mô hình đó là sử dụng các thông số mang ý nghĩa vật lý nào
đó và có thể ớc lợng từ các đặc trng lu vực. Cũng nh vậy, thông số hoá có nghĩa
rằng SHE có thể chuyển đổi theo vùng, thậm chí có thể đợc áp dụng trong các lu
vực sông không có trạm đo, mặc dù tính toán yêu cầu rất cao (Becker và Rfustzner,
1990).
Do đó, tích chất của mô hình phân bố cho phép định cỡ toàn bộ lu vực dựa trên
sự so sánh giữa thủy đồ mô hình và thuỷ đồ quan trắc tại một vài điểm trong lu vực
đó (TH, 1985).
á
p dụng mô hình cho một phạm vi môi trờng rộng lớn, bao gồm Châu
Âu kể cả New Zealand (ví dụ Lumadjeng, 1989; New Zealand Ministry of Words and
Development, 1985). Các kiểm tra trên lĩnh vực nh vậy đã làm sáng tỏ điểm yếu
kém mô hình và đã diến tả theo ngày (ví dụ Abbott và nnk, 1986; Bathurst và nnk,
1995; Refsgaard và Storm, 1995; Jayatilaka và nnk, 1998).
9.2.4. TOPMODEL (mô hình thuỷ văn địa hình cơ bản)
Mặc dù sử dụng thuật ngữ nhng thất rõ rằng các mô hình nh SHE không
phải là cơ sở vật lý thật sự của các diễn tả đó. Ví dụ, các phơng trình sử dụng là sự
đơn giản hoá tổng khớp các quá trình thuỷ văn thật sự và tính chất vật lý của không
gian nhỏ đợc áp dụng để mô hình hoá các ô lới 250m hoặc 500 m. Benven (1991) đã

chứng minh vấn đề bằng cách tham khảo ớc lợng mô hình tiềm năng mao dẫn cho
thấy có một số vấn đề cần xem xét.
Tiềm năng mao dẫn trung bình trên một yếu tố lới có nghĩa gì trên một ô lới
315

250 m

250 m? Nó không phải là biến vật lý có độ nhạy mà chúng ta có thể đo đạc.
Chúng ta có thể so sánh nó với một đo đạc từ máy đo sức căng trong ô vuông lới, ô
vuông lới là một vùng ảnh hởng cỡ vài cm, nh thế nào? Tiếp tục, Gradient tiềm
năng mao dẫn trung bình một ô vuông lới có nghĩa gì? Khi nào tính toán từ các nốt
0.05m là phần thẳng đứng của một diện tích 62500 m
2
.
Ngoài ra các thảo luận về các quá trình thuỷ văn trong sách này vẫn cha xác
nhận sự tồn tại của các thông số không gian, đặc biệt những điều đó ảnh hởng tới
diện tích nguồn dòng chảy nhanh, dòng chảy tăng chủ yếu từ khả năng thay đổi địa
hình và ảnh hởng của trọng lực tới sự chuyển động của nớc sờn dốc; TOMODEL
diễn tả một cố gắng để cải thiện các dự báo thuỷ văn bằng cách hợp nhất các thành
phần không gian thành một mô hình phân bố quan niệm thông qua cách giới hạn số
lợng các thông số.
Mô hình kết hợp khả năng thay đổi theo không gian của diện tích nguồn với sự
đáp ứng lại trung bình của trữ lợng nớc dới đất trong lu vực (Beven và Kirkby,
1979) do đó tối giản số lợng thông số mô hình và trờng số liệu đầu vào.
TOPMODEL sử dụng số liệu địa hình sẵn có cùng với số lợng hữu hạn số liệu đất, và
do đó toàn bộ các thông số mô hình có thể có đợc bằng cách đo đạc trực tiếp. Mô hình
có khả năng áp dụng cho lu vực không có trạm đo trên 500 km
2
, chỉ có số liệu ma
và bốc hơi sẵn có (Beven và nnk, 1984). Sự cải thiện và tinh chế các tham số hợp lý

nhằm tính toán ngay lần đầu mô hình đợc sử dụng(ví dụ, Hornberger và nnk, 1985;
Sivapalan và nnl, 1987; Holko và Lepisto, 1997); Saulnier và nnk, 1997).
Bảng 9.3. Tổng kết các thông số mô hình sử dụng trong TOPMODEL (lấy từ một bảng trong Beven và nnk,
1984)
Ký hiệu

Mô tả Sự định cỡ đo lờng
S
p
Sức giữ lớn nhất Thấm nhỏ giọt
S
c
Mức chứa thấm lớn nhất Thấm nhỏ giọt
i
o
Hằng số tỉ lệ thấm Thấm nhỏ giọt
oFv Tham số dòng chảy vợt thấm

Thấm nhỏ giọt
FC Sức chứa trên mặt Thấm nhỏ giọt
M Tham số dòng chảy sát mặt
Tiêu chuẩn pha loãng và
phân tích nớc trong đất
q
o
Thông số dòng chảy sát mặt
Tiêu chuẩn pha loãng và
phân tích nớc trong đất

Hằng số địa mạo của lu vực Phân tích địa mạo
CHA
Tham số tốc độ dòng chảy
trong sông
Tiêu chuẩn pha loãng
CHB
Tham số tốc độ dòng chảy
trong sông
Tiêu chuẩn pha loãng
Một giả thiết cơ bản đó là mặt tầng nớc ngầm biến đổi theo địa hình, cho phép
sử dụng địa hình ớc lợng dòng chảy ngầm nh sự đại diện cho gradient thuỷ lực.
Theo cách này lu vực có thể đợc phân chia thành một vài đơn vị lu vực tơng đối
đồng nhất, mỗi một mô hình đợc mô hình hoá riêng biệt và lu lợng tính toán đợc
diễn toán riêng biệt thông qua kênh dẫn tới cửa ra lu vực. Các thông số mô hình
316

đợc toán tắt trong bảng 9.3, là cơ sở vật lý trong đó có thể xác định trực tiếp từ
trờng đo đạc. Các đặc trng chính của TOPMODEL (sơ đồ hình 9.6) là lợng cầm giữ
(S1), trữ lợng thấm gần bề mặt (S2). Biến diện tích phân bố thay đổi theo lợng trữ
trung bình sát mặt (S3) và là nguồn chính của dòng chảy trên mặt.

Hình 9.6. Cấu trúc mô hình cận lu vực TOPMODEL (từ một sơ đồ gốc trong Beven, 1977)

Một trong các lý do của sự thành công của TOPMODEL đó là một trong các mô
hình sử dụng để kiểm tra các bằng chứng của các khái niệm thuỷ văn đợc sử dụng.
Điều này đợc chứng minh tại một mức đơn giản bằng thực tế mà TOPMODEL có thể
dự báo vị trí địa hình củaa phần diện tích đất bão hoà hoặc gần bão hoà dễ dàng
(Beven, 1991).
9.3. Nghiên cứu cân bằng nớc của lu vực đợc lựa chọn
Giải phơng trình cân bằng nớc cho một đơn vị xác định (ví dụ điểm, đoạn

sờn dốc hoặc lu vực với kích cỡ bất kỳ) là bài kiểm tra cơ bản. Các nhà thuỷ văn có
khả năng đa ra một đánh giá chính xác về mỗi dòng thành phần dòng chảy và lợng
trữ trong các lu vực sông và các vùng lãnh thổ. Đó là sự đóng góp tiềm năng của
thuỷ văn vào việc giải quyết các vấn đề chính nh nguyên nhân và tác động của sự
thay đổi khí hậu, tác động của hoạt động con ngời nh phá rừng. Sự phát triển
thành công và đáng tin cậy nhất là mô hình hoàn lu chung khí quyển. Đa ra sự
hiểu biết thích hợp về các quá trình thuỷ văn để xác định từng khía cạnh của cân
bằng nớc lu vực, từ đầu vào ban đầu của bức xạ mặt trời và giáng thuỷ tới đầu ra
bốc hơi và dòng chảy.
Tuy nhiên, từ các thảo luận theo chủ đề trong quyển sách này, các hiểu biết của
chúng ta về các quá trình thuỷ văn vẫn cha hoàn chỉnh, khả năng của chúng ta về
xác định lợng trữ và sự thay đổi mới chỉ là sơ đẳng và sự hiểu biết của chúng ta về
sự liên kết giữa các quá trình, đặc biệt là ở quy mô lục địa và toàn cầu thờng không
chắc chắn và trong trờng hợp nào đó vẫn cần thiết có nhiều nghiên cứu. Hơn nữa,
các thành phần của phơng trình cân bằng nớc có thể thay đổi giữa các lu vực và
317

cũng có thể thay đổi thêm thời gian trong một lu vực. Do đó vẫn không thể hiểu đầy
đủ nh Kbmes (1988) đã nói chính xác các thành phần của phơng trình cân bằng
nớc nh là một trong các thách thức lớn nhất của tự nhiên, trong đó các ô vuông để
tính cân bằng thay đổi cảnh quan, hình dạng, kích cỡ khi chúng chuyển động vòng
quanh bởi các lực khác nhau, và trong đó cấu trúc thay đổi theo thời gian là đáng chú
ý nhất.
Sử dụng nhiều phơng pháp trong các điều kiện môi trờng có thể xác định số
lợng của các biến thành phần trong phơng trình cân bằng nớc đã đợc chứng
minh qua các kết luận, mặt khác đã đợc chứng minh bằng nớc khí quyển. Trong
nhiều lu vực, đặc biệt là lu vực nhỏ, cân bằng nớc có thể đợc xác định đầy đủ
theo các thông số thành phần đất của chu kỳ thuỷ văn, (hình 9.7a). Các đầu vào là
giáng thuỷ, dòng chảy ngầm, đầu ra là bốc hơi, dòng chảy mặt, dòng ngầm, sự thay
đổi lợng trữ nớc (nớc trong đất và nớc ngầm nguyên thuỷ ) trong lu vực. Đối với

các lu vực lớn, cần thiết xét đến các dòng hơi nớc trong khí quyển phía trên lu vực
(hình 9.7b), bởi vì bốc hơi lu vực đóng góp một lợng lớn hơi nớc vào quá trình
giáng thuỷ địa phơng, vì hơi nớc vào và ra khỏi khí quyển bên trên lu vực có các
chuyển đổi rất khác nhau. Sau đó, các thành phần cân bằng nớc đợc liên kết lại
trên lu vực và các khối khí quyển nằm bên trên nó (hình 9.7c).

Hình 9.7. Các thành phần cơ bản nớc (a) trong đất; (b); (c); kết hợp đất và khí quyển (trích từ sơ đồ nguyên
thuỷ trong OKIvà nnk 1995)

Sự khác biệt lớn khác trong các thành phần cân bằng nớc có thể đơn giản từ số
liệu không thích hợp. Thật vậy, giải phơng trình cân bằng nớc chỉ có thể áp dụng
cho lu vực thí nghiệm nhỏ, nơi mà thực hiện đựơc phạm vi đầy đủ các đo đạc thuỷ
văn thích hợp. Trong các trờng hợp nh vậy, sai số thờng nhỏ. Trong các trờng
hợp khác chỉ có thể giải phơng trình cơ bản nớc từng phần, thờng có sai số lớn,
mặc dù có thể có giá trị nếu nó giúp cho việc chứng minh các sự khác nhau lớn, và các
318

cố gắng cần thiết cho số liệu thêm vào. Đối với các lu vực có diện tích mở rộng, lợng
ma lớn, số liệu chính xác cho toàn bộ các khía cạnh cân bằng rất khó co thể đạt
đợc. Kết quả, sai số rất lớn, và trong các trờng hợp này hàm chính của tính toán
cân bằng nớc có thể nhấn mạnh về sự kém hiểu biết về thuỷ văn lu vực.
Bốn ví dụ đợc lựa chọn để chứng minh ảnh hởng sự sẵn có về số liệu, kích cỡ
lu vc và sự phức tạp cân bằng nớc đến đặc trng, sự hữu ích và khả năng áp dụng
các tính toán cân bằng nớc.
9.3.1. Catchwater Drain, Yorkshire, Uk
Khi lu vực thí nghiệm nhỏ đợc đo đạc với cờng độ lớn cho các mục đích
nghiên cứu thuỷ văn, có thể giải phơng trình cân bằng nớc đằy đủ. Thật vậy, đây là
giai đoạn ban đầu để đánh giá giá trị của số liệu cơ bản và tính vẹn toàn thuỷ văn của
lu vực thí nghiệm. Trong các trờng hợp nh vậy, không những có sẵn các chuỗi số
liệu ngắn về giáng thuỷ, bốc hơi và dòng chảy, mà còn chi tiết hoá số liệu sẵn có từ đó

thay đổi các số ngắn về nớc dới đất và có thể ớc lợng chữ nớc ngầm.

Hình 9.8. Đờng cong khối lợng của các thành phần cân bằng nớc cho Catchwater Drain, Yorkshire, trong
suốt thời gian ma măn 1969
Ví dụ: Ban đầu ở Anh là Catchwater Drain ở phía đông Yorkshire. Thí nghiệm
về lu vực nhỏ(16 km
2
) này đợc thực hiện vào đầu những năm 1960 bởi trờng Đại
học Hull để khảo sát các đặc trng thuỷ văn của sét (Ví dụ Ward, 1967). Giáng thuỷ
và dòng chảy trong sông đợc đo đạc liên tục, tính toán lợng bốc hơi giờ từ số liệu
khí tợng, và ớc lợng trữ lợng nớc ngầm từ mạng lới giếng quan trắc trữ lợng
nớc trong đất, các số liệu thoả mãn, đợc xác định từ đo đạc sức căng.
Tính toán cân bằng nớc, trong phạm vi thời gian từ 8 năm đến 10 ngày, sử
dụng phơng trình

0







SGEQP

(9.1)
319

Trong đó: P là giáng thuỷ, Q là dòng chảy trong sông, E là bốc hơi,

G và

S là
các thay đổi trữ lợng nớc ngầm và nớc trong đất. Các tính toán này chỉ ra các
phần d nhỏ giải thích nh sự xác nhânh sự chính xác của số liệu và sự độc lập thủy
văn của lu vực xác định ( Ví dụ Ward, 1972). Một chứng minh xa hơn đợc cung cấp
bởi số liệu ma giờ trong một trận ma. Đờng cong khối lợng của các thành phần
cân bằng nớc nguyên thủy trong khoảng thời gian từ 1 - 12/6/1969 trong hình 9.8 chỉ
ra rằng phơng trình 9.1 giải không có phần d
29 12 25 + 6 + 2 = 0
Đờng cong khối lợng giáng thuỷ chỉ ra lợng mu 29 mm rơi trong khoảng
thời gian đêm 2 -2/6. Đờng cong khối lợng dòng chảy (12mm) chỉ ra thuỷ đồ đỉnh
nhọn với đờng cong khối lợng (Q+E) vợt quá đờng cong P 8 mm, số lợng có tính
toán chính xác là 6 mm giảm trữ lợng nớc trong đất.
Kết quả cân bằng nớc thoả mãn này tạo cơ sở cho sự phát triển các mô hình
quan niệm cho lu vực Catchwater Drain. Trong những năm đầu thí nghiệm có sự
phù hợp giữa dòng chảy tính toán bằng mô hình và quan trắc, nhng mối quan hệ
này thể hiện độ chính xác giảm theo thời gian. Các khảo sát xa hơn chỉ ra rằng sự sai
khác này là từ các thay đổi trong cách tiếp cận thuỷ văn lu vực nh hệ thống thoát
nớc mặt đất và bị ảnh hởng của xây dựng (ví dụ Pobinson và nnk 1985). Do sự hiểu
biết, nhận đợc từ tính toán cân bằng nớc ban đầu, toàn bộ các đo đạc đó đợc thực
hiện có tính đặc trng và chính xác, cho phép sử dụng các mô hình toán tin cậy nh
một công cụ chuẩn đoán để nhận ra các thay đổi trong thuỷ văn lu vực.
9.3.2. Sông Thame, Anh
Lu vực sông Thame giới hạn đến trạm đo Kinhston, London có diện tích rất
lớn hơn rất nhiều, 9948 km
2
. Lu vực gồm có một phạm vi rộng ở Jurassic và có đá
trầm tích trẻ hơn và một vài vỉa sét quan trọng. Phần lớn trữ lợng nớc ngầm trong
đá phấn và đá vôi Colitic đóng vai trò chủ yếu tạo nên dòng chảy cơ bản ở đây có sự

mở rộng đô thị hoá, đặc biệt các phần hạ lu của lu vực nên cân bằng nớc bị ảnh
hởng lớn bởi hoạt động con ngời. Số lợng nớc sử dụng cho mục đích nông nghiệp,
dân sinh và công nghiệp là đáng kể và phần sử dụng nớc thay đổi. Ví dụ, nớc công
nghiệp ở vùng London đã giảm trong những năm gần đây, kết quả là tăng đáng kể
mực nớc ngầm (xem phần các thay đổi lợng trữ trong tần chứa nớc trong chơng
5).
Trong hoàn cảnh nh vậy giá trị dòng chảy đo đạc, sẵn có từ năm 1883 đã đợcc
sử dụng tính toán cân bằng nớc. Thay vì cần thiết tính toán dòng chảy tự nhiên, các
giá trị này có xét đến toàn bộ các nhân tố nhân tạo ảnh hởng tới giá trị dòng chảy đo
đạc. Trong trờng hợp sông Thame có các số liệu bao gồm:
Trữ lợng hồ chứa, lợng này làm giảm bớt dòng chảy trong sông khi các hồ
chứa đợc cung cấp từ lu vực bên trên các trạm đo tại Kinhston.
Điều chỉnh sông, đặc biệt là bằng cách bơm nớc từ trữ lợng nớc ngầm lên
phía trên lu vực.
Tài liệu giả định lợng nớc cho việc cung cấp nớc công cộng
Tài liệu giả định lợng nớc ngầm cung cấp trực tiếp và điều chỉnh sông.
Tài liệu giả định nớc trong công nghiệp và nông nghiệp làm giảm dòng chảy tự
nhiên.
320


Hình 9.9. Lợng d cân bằng nớc tháng (mm) cho cân bằng nơc thành phần của lu vực Thame, Kingston,
từ tháng 12/1993 đến tháng 12 năm 1995: (a) sử dụng giá trị dòng chảy quan trắc; (b) sử dụng giá trị dòng
chảy tự nhiên (đợc vẽ từ số liệu IH/BGS, 1994; 1995; 1996; 1998)
Giá trị dòng chảy tự nhiên của lu vực sông Thame là có sẵn từ cơ quan lu trữ
nớc quốc gia (ví dụ IH/BGS, 1996). Trong ví dụ này, giá trị dòng chảy tự nhiên
tháng, cùng với nó là dòng chảy đo đạc, lợng ma và ớc lợng giá trị bốc hơi thực
trung bình trong khoảng thời gian từ tháng 12/ 1993 đến tháng 12/1995, đợc sử
dụng để giải phơng trình cân bằng nớc từng phần
P - (Q + E) = 0 (9.3)

Trong đó: P là giáng thuỷ, Q là dòng và E là lợng bốc hơi thực. Giáng thuỷ và
dòng chảy là các giá trị quan trắc do cơ quan lu trữ nớc quốc gia cung cấp; giá trị
bốc hơi thực ớc lợng từ chuỗi trung bình tháng dài, dựa trên số liệu của MCRESC
(xem phần sử dụng sự hoạt động của các mô hình bốc hơi tiềm năng trong chơng
4), và sử dụng giá trị đồng nhất cho cả hai năm. Không có sẵn giá trị lợng trữ nớc
ngầm và nớc trong đất.
Sử dụng giá trị trung bình chuỗi dài của lợng bốc hơi thực và dòng chảy sẽ xác
321

định đợc giá trị d tháng của phơng trình 9.3 là không bằng không. Tuy nhiên,
thấy rằng giá trị quan trác là giá trị thực và giá trị ớc lợng là hợp lý. Thành phần
d tháng luỹ tích đợc chuyển vào thành phần lợng trữ tổng cộng là thành phần
tơng đối ổn định từ năm này đến năm khác. Thành phân d cân bằng tháng lữy
tích, sử dụng số liệu dòng chảy quan trặc, đợc vẽ trong hình 9.9 (a). Không hề ngạc
nhiên, thành phần này là không ổn định với u thế là các giá trị (+) và tăng từ năm
này sang năm khác. Giá trị cuối cùng trong năm (tháng 12) là 60 mm năm 1993; 139
mm năm 1994; 185 mm năm 1995. Tuy nhiên, khi thay thế giá trị dòng chảy tự nhiên
vào phơng trình 9.3 (xem hình 9.9 (b)) có sự cân bằng tốt hơn giữa phần d luỹ tích
(+) và (-) và giá trị cuối của năm ổn đinh hơn (55 mm năm 1993; 65 mm năm 1994; 38
mm năm 1995).
Lợng công việc cần giải quyết trong tính toán dòng chảy tự nhiên, nên sử dụng
số liệu thờng sẵn có cho một vài sông. Do vậy, sử dụng số liệu dòng chảy quan trắc
để thực hiện các tính toán cân bằng nớc là thuận lợi. Do đó bài toán cân bằng nớc
không gian có thể giải cho các vấn đề mở rộng, trong đó dòng chảy quan trắc bị ảnh
hởng bởi các nhân tố khác và đợc xem là nguyên nhân gây ra sự hạn chế sử dụng
tiếp theo của chúng.
9.3.3. Lu vực Muray-Darling, Australia
Australia là một lục địa khô, hầu hết tại đó cân bằng hàng năm giữa gián thuỷ
và bốc hơi tiềm năng là thiếu hụt nặng. Chỉ có một số vùng không liên tục và đờng
bờ biển tơng đối hẹp, khoảng một phần ba tổng lục địa, kà lợng ma hàng năm khá

cao diện ngập khá lớn nên để làm tăng sự kết hợp các hệ thống sông và biển. Lợng
nớc của sông đi ra biển. Hơn một nửa lục địa nằm sâu bên trong lãnh thổ. Còn lại
13,8 % bao gồm lu vực bán thuỷ văn Muray-Darling, lu vực có sự hợp nhất hoặc kết
hợp hệ thống lu vực bên trong với một cửa ra chiếm khỏang 40% lu lợng của nó
(Warner, 1997). Dòng chảy trong sông thấp này một phần là do sự đối nghịch cân
bằng tự nhiên của bốc hơi và giáng thuỷ. Mặt khác một phần là từ thực tế lu vực
Muray-Darling chiếm 75% diện tích tới của lục địa và có phần trăm nguồn nớc mặt
và nớc ngầm bị sử dụng cao hơn so với các lu vực khác ở Australia (Stewart và nnk,
1990).
ở
Australia, lu vực này có tầm quan trọng về kinh tế xã hội bởi vì vai trò
quan trọng của nó trong nông nghiệp. Cùng một thời điểm, nớc sử dụng cho tới rất
cao, có nghĩa là nó rất tổn hại đến sự thay đổi khí hậu và các biến khí hậu.
Do vậy, có thể hiểu các thông tin thật sự về cân bằng nớc đã đợc xem nớc
nh là các giá trị thủy văn cơ bản nh giá trị trung bình của sự đánh giá tài nguyên
và cũng nh giá trị trung bình ớc lợng các tác động thuỷ văn trong quá khứ và các
thay đổi khí hậu tơng lai. Sự phức tạp địa hình của lu vực Muray-Darling dã gây
khó khăn để xác định phần lớn các yếu tố cân bằng nớc.
Tổng diện tích lu vực là 1.057.000 km
2
đồng bằng, chiền sông Darling dài hơn
2700 km. Lu vực Muray-Darling bao gồm đồng bằng thoai thoải có cấu tạo bởi trầm
tích mịn mở rộng, với diện tích lớn các đồng bằng bồi tích nằm dới sâu do các trận lũ
gián đoạn trong khoảng thời gian dài tạo nên. Cao trình bề mặt đất trong các vùng
dao động trong phạm vi khoảng từ 150 m ở Cao nguyên New England ở phía đông và
các dãy núi Snowy cao đến hơn 2000 m của Victoria ở phía nam.
322

Các thông số về địa hình chỉ ra sự phân ứng của sự phân bố giáng thuỷ hàng
năm. Khoảng 80% lu vực có lợng giáng thuỷ hàng năm dới 600 mm. Với lợng

ma nhỏ hơn 300 mm trên các vùng mở rộng ở phía Tây và vùng có lợng ma trên
1600 mm là các vùng giới hạn của đầu nớc vùng núi Snowy của sông Murray. Mặc
dù giá trị bốc hơi tiềm năng rất cao, trong phạm vi từ trên 200 mm ở phía Tây-Bắc
đến khoảng 1000 mm ở phía Tây Nam, tổn thất bốc hơi thật sự bị khống chế bởi lợng
nớc sẵn có và do đó nó phản ảnh sự phân bố theo không gian của giáng thuỷ hàng
năm. Giá trị ma năm trung bình từ trên 600 mm ở các cao nguyên phía đông tới 200
mm ở vùng đối Broken phía tây. Từ sự phân bố của giáng thuỷ và bốc hơi, theo đó
dòng chảy hành năm sẽ rất thấp trên hầu hết vùng lu vực Muray-Darling. Các giá
trị cao hơn chạy dọc theo các dải phía Đông và phía Nam. Thực vậy, một phần hai lu
vực phía Tây có dòng chảy trung bình hàng năm nhỏ hơn 10 mm; vùng đất cao ở phía
Đông và phía Nam nhìn chung cao hơn 100 mm. Trong các vùng này có phần diện
tích hạn chế nhìn chung có dòng chảy cao hơn 500 mm. Chỉ có vùng núi Snowy có giá
trị hàng năm vợt quá 1000 mm.
Sơ đồ cân bằng nớc hàng năm chỉ ra các vị trí khống chế của lu vực Muray-
Darling trong hình 9.10. Các sơ đồ này nhấn mạnh rằng, giá trị trung bình trên hầu
hết lu vực, lợng giáng thuỷ hầu nh đợc dùng hoàn toàn cho bốc hơi, một ít nớc
tạo thanh dòng chảy. Thậm chí trong một số vùng đầu nguồn nớc ẩm ớt, ví dụ sông
Murray (hình 9.10 (a)) hệ số dòng chảy chỉ bằng 0,22, hầu hết hệ số dòng chảy của
lu vực nhỏ hơn 0,05 (USSR IHD Committê, 1979). Tuy nhiên phần 7.7 nhấn mạnh
rằng, số liệu trung bình của các vùng bán khô hạn là rất có giá trị và duy nhất. Ví dụ,
hệ số biến dòng chảy năm của Darling (Gorgens và Huges, 1982). Sự thay đổi cao này
có nghĩa trong vài thế kỷ tới vẫn cần số liệu dòng chảy để nhận đợc các ớc lợng
thoả mãn về điều kiện dòng chảy trung bình.
Tại Menindee, lu vực sông Darling diện tích 570000km
2
, dòng chảy tháng
thờng xuyên bằng 0. Về các phần khác, trên lu vực Murray-Darling, lu lợng nớc
ngầm, dòng chảy nhìn chung bị gián đoạn lúc theo thời gian có lúc không, đặc biệt tập
trung ở các vùng cao nguyên phía Đông và phía Nam. Trong trờng hợp dòng chảy
trong các tháng của các sông chính phía dới nh Darling, trong suốt khoảng thời

gian đó tổn thất nhiều hơn. Do đó, khai thác nguồn nớc ảnh hởng nặng tới trữ
lợng nớc bề mặt. Lợng dự trữ rất lớn nớc ngầm của sông này đợc kết hợp với
lu vực Great Artesian và lu vực Murray dùng để cấp nớc.
Cũng nên hiểu sự liên quan lợng nớc cân bằng động có thể bị ảnh hởng bởi
sự thay đổi khí hậu nh thế nào. Steward và nnk 1990) quan tâm tới 3 phơng pháp
đánh giá tác động của sự thay đổi khí hậu tới giáng thuỷ trong lu vực Murray
Darling và cuối cùng họ kết luận rằng hứa hẹn nhiều nhất là dùng giải mô hình hoàn
lu chung. Tuy nhiên, các ông đã nhấn mạnh tới sự cần thiết xác định đầu ra thích
hợp với quy mô địa phơng (ví dụ lu vực lớn). Họ đã đánh giá cao số liệuthuỷ văn và
thuỷ văn cố sinh, nh mực nớc hồ, đánh giá lợng nớc thay đổi do sựphản ứng lại
của thuỷ văn do sự thay đổi khí hậu và do đó phát triển khả năng dự báo sự phản
ứng thuỷ văn từ các thay đổi khí hậu có thể xảy ra trong tơng lai.
323


Hình 9.10. Các sơ đồ cân bằng nớc hàng năm cho ba vị trí của lu vực Muray-Darling, Australia. (a) Lu vực
Murray gần Abury; (b) Lu vực Maranoa; và (c) Lu vực Darling gần Menindee (dựa trên số liệu của USSR IHD
committee, 1979)
9.3.4 Amazon
Lực vực sông Amazôn là một sự tập trung chính các quan tâm của các nhà thuỷ
văn do kích cỡ khổng lồ của nó 4640000 km
2
chiếm 60% diện tích Australia) và lợng
ma trung bình năm cao gần 2000 mm, có nghĩa rằng sự hoạt động các quá trình
thuỷ văn tại đây có tính quy mô lục địa. Sông đóng góp gần 10% dòng chảy tống cộng
của thế giới. Thêm vào đó, phần diện tích lớn nhất của thế giới còn lại là rừng ma.
Tuy vậy trong những năm gần đây rừng đã bị phá quang, thờng là do cháy và mở
rộng dễ dàng diện tích nông nghiệp .
ở
đây có sự quan tâm hơn bởi một vài nghiên

cứu có ý nghĩa to lớn của chu kỳ giáng thuỷ trong lu vực sông.
324

Giáng thuỷ trên cùng một vùng một phần nhận đợc từ hơi nớc đợc tạo thành
từ sự bốc hơi địa phơng và một phần là do hơi nớc di chuyển trong khí quyển bên
trên lu vực đó theo hớng ngang (xem phần 2.3). Chu kỳ giáng thuỷ đợc định nghĩa
nh sự đóng góp của bốc hơi trong một vùng vào giáng thuỷ trong cùng lu vực đó và
có thể đợc đặc trng bằng tỉ số tuần hoàn p, ví dụ phần giáng thuỷ do bốc hơi địa
phơng đóng góp (Eltahir và Bras, 1994), tỉ số này là hàm liên quan tới kích thớc
lu vực. Giá trị lớn nhất của p = 1 cho toàn bộ trái đất, và một cực trị nhỏ nhất p=0
tại một số điểm trên bề mặt trái đất, do ảnh hởng của hớng gió ngang có thể làm
cho các phần tử nớc bốc hơi từ điểm đó rồi lại bị rơi xuống tại điểm đó. Giá trị p phụ
thuộc vào kích thớc vùng và vị trí địa phơng nơi có bốc hơi tăng.
Các nhà thủy văn mong đợi một lu vực, vùng xác định rộng lớn, nh Amazon,
sẽ có tỉ số hoàn lu giáng thuỷ lớn; nó đợc xác nhận trong các nghiên cứu của
Brubaker và nnk (1993) và Eltahir và Bras (1994), nghiên cứu này đã tính toán
P=0,25-0,35 và p phụ thuộc vào nguồn số liệu hơi nớc. Lợng giáng thuỷ rơi trên lu
vực Amazon có nguồn gốc từ bốc hơi địa phơng. Trong các tình huống nh vậy, cân
bằng nớc mặt đất đơn giản đợc chỉ ra trên hình 9.11 (a) . Tuy vậy hình này không
đa ta một sự giải thích đầy đủ về thuỷ văn lu vực. Đầu vào giáng thuỷ (1950 mm)
nhng đợc cân bằng với sự kết hợp với đầu ra bốc hơi (1131 mm) và dòng chảy (818
mm). Nhng mối quan hệ giữa bốc hơi và giáng thuỷ có sự cân bằng khi có sự kết hợp
cân bằng nớc mặt đất và khí quyển (hình 9.11 (b)). Sau đó thấy rõ rằng 43% (488
mm) bốc hơi từ lu vực quay trở lại lu vực dới dạng giáng thuỷ, đóng góp 25% hơi
nớc sử dụng trong các quá trình giáng thuỷ.
ý
nghĩa thuỷ văn của chu kỳ hơi nớc trong phạm vi lu vực này, đặc biệt là các
thông số biểu thị ảnh hởng của tác động tới các thay đổi bề mặt đất rất cần lu tâm.
Ví dụ, trong một lu vực, thực tế không có sự giáng thuỷ do bốc hơi địa phơng, thậm
chí sự sự phá rừng trên quy mô lớn có thể có tác động lớn tới thuỷ văn lu vực. Trong

tình huống khác, nơi mà toàn bộ giáng thuỷ nhận đợc từ bốc hơi địa phơng, các
thay đổi thảm phủ thực vật hoặc các đặc trng bề mặt khác sẽ có ảnh hởng lớn tới
thuỷ văn và khí hậu lu vực. Một ớc lợng cao về chu kỳ giáng thuỷ nh lu vực
Amazon, có thể là bằng chứng kết luận về vai trò đó (Eltahir và Bras, 1994), và đợc
xem nh ảnh hởng của thuỷ văn và khí hậu do sự phá huỷ rừng ma trên quy mô
lớn. Liên quan tơng tự về tác động của sự thay đổi bề mặt tới thuỷ văn tiềm năng
cũng cần đề cập cho các vùng khác, nơi có ớc lợng giáng thuỷ cao,nh lu vực sông
Sahel ở Châu Phi nơi mà Brubaker và nnk (1998) ớc lợng P = 0,85. Hơn nữa,
những nơi đó chu kỳ giáng thuỷ đợc xác định theo chu kỳ tháng và chu kỳ năm
mạnh là hiển nhiên. Hệ số chu kỳ p đợc xác định với giá trị trung bình tháng vợt
qua giá trị trung bình của Eurasia và Châu Phi và đạt tới ít nhất là 75% giá trị trung
bình Bắc Mỹ và Nam Mỹ (Brubaker và nnk, 1993). Đối với các phần khác trong hầu
hết các lu vực đều có chu kỳ với khoảng thời gian năm do các thay đổi bề mặt gần
mặt đất gần nh có các tác động đến chế độ thủy văn.
325


Hình 9.11. Các thành phần cân bằng nớc lu vực sông Amazon (giá trị năm, đơn vị millimet) (a) cân
bằng nớc mặt đất; (b) kết hợp cần bằng nớc khí quyển và mặt đất. Chứng minh vai trò của chu kỳ
giáng thuỷ (dựa trên số liệu của Eltahir và Bras, 1994)
9.4. Bên ngoài giới hạn lu vực: Thuỷ văn toàn cầu
Các thảo luận nớc trong chơng này đã chứng minh rằng nghiên cứu thủy văn
rất thích hợp và hiệu quả trong phạm vi lu vực. Tuy nhiên cho các mục đích khác thì
lu vực là một đơn vị nghiên cứu quá nhỏ. Các vấn đề thuỷ văn chính đang đối mặt
với tích chất vùng, lục địa hoặc toàn cầu thì thủy văn lu vực bị hạn chế. Một chứng
minh đơn giản đợc đa ra với các hình ảnh về các dòng hơi nớc chỉ ra trong hình
9.11. Điều này chỉ ra rằng cần có lu vực sông lớn nh lu vực Amazon trong đó hơi
nớc đi vào khí quyển bên trên lu vực nhiều hơn đi ra. Thật vậy, ý nghĩa của sự hội
tụ các dòng hơi trên lu vực Amazon đợc Killer (1984) quan trắc nhấn mạnh rằng
giáng thuỷ hàng năm trên lu vực bằng lợng nớc khí quyển toàn cầu tại một thời

điểm bất kỳ. Bởi vì lu vực Amazon chỉ là một vùng chứa nguồn hơi nớc dồi dào
vùng duy nhất, mà theo đó các vùng mở rộng khác của bề mặt trái đất phải hoạt động
nh là nguồn hơi nớc giống nh Amazon. Ví dụ các vùng xích đạo và cận xích đạo sự
phân bố của hơi nớc nhìn chung bao gồm sự phân bố của nhiệt độ bề mặt trên đại
dơng và của các vùng thuỷ văn trên mặt đất. Dodd và James (1996) nhận thấy rằng
các giá trị cao của hơi nớc xảy ra ở các vùng mà tại đó hơi nớc đợc cung cấp bởi các
hoàn lu khí quyển quy mô lớn. Các giá trị thấp kết hợp với các vùng mà từ đó hơi
nớc bị di chuyển bởi sự chuyển hớng của hoàn lu. Tuy nhiên, trong các vùng nhiệt
đới mở rộng, dòng hơi nớc bị ảnh hởng nhiều hơn bởi các xoáy thuận áp thấp kết
hợp với các vết bão và bởi sự bốc hơi xảy ra nơi không khí lạnh xuất hiện trên các đại
dơng ấm.
Vị trí, vai trò và các quan hệ bên trong giữa các nguồn hơi nớc toàn cầu và các
vùng hơi nớc trene lu vực sông lớn tạo thành quá trình thuỷ văn mới quan trọng, ít
nhất bởi vì thông tin về sự hội tụ và sự phân rã dòng hơi cung cấp sự đóng góp vào
các nghiên cứu cân bằng nớc. Khả năng sử dụng số liệu hơi nớc trong tính toán cân
326

bằng nớc mặt đất đợc nhận ra từ lâu (ví dụ Starr và Peixoto, 1958). Mặc dù đã có
sự tiến bộ nhng đã bị chậm lại bởi dữ liệu quan trắc ít ỏi của lớp không khí bên trên.
Tuy nhiên, số liệu có chất lợng tốt đợc Trung tâm Châu Âu về các dự báo thời tiết
dài hạn (ECMWF) đợc chuẩn bị trong sự kết hợp với các phơng pháp dự báo số trị
rất sẵn có sau năm 1980 (Oki và nnk, 1993; Oki và nnk, 1995)
Tuy nhiên sử dụng ECMWF trong tính toán cân bằng nớc toàn cầu đợc diễn
tả nh một khích lệ khác (Dodd và Jame, 1996). Nó quan tâm tới sự thúc đẩy các tiến
bộ trong các lĩnh vực này bằng các sáng kiến, kinh nghiệm nghiên cứu chu kỳ nớc
chu kỳ và chu kỳ năng lợng toàn cầu của WMO (GEWEX) và thí nghiệm Pilot thuỷ
văn, khí quyển (HAPEX) (ví dụ, ákew, 1991; Shuttleworth, 1998b). Tuy vậy cần tiếp
tục giải quyết một số lớn các công việc và phát triển tiếp theo của thủy văn tòan cầu.
9.4.1. Cân bằng nớc toàn cầu
Mặc dù sự phân bố của hơi nớc, bốc hơi, giáng thuỷ thay đổi nhng dòng chảy

và các thay đổi kết hợp trong nớc, trong đất và trữ lợng nớc ngầm, cân bằng nớc
là một hệ thống khép kín. Thật sự, không có sự tổn thất nớc từ hệ thống và giải
phóng nớc ngầm hoá thạch hoặc có thể có sự thêm vào của nớc từ các thiên thạch.
Xa hơn nữa, trong một khoảng thời gian khá ngắn đầu vào hơi nớc đi vào khí quyển
do bốc hơi đợc tính cho sự ngng tụ, quá trình giáng thuỷ. Do vậy diễn tả cân bằng
nớc toàn cầu rất đơn giản. Tuy nhiên, đó là một nhiệm vụ khó khăn. Nhiêu ớc
lợng đã đợc thực hiện, toàn bộ những ớc lợng khác và những ớc lợng đầu tiên
đều dựa trên số liệu rời rạc và không tơng xứng. Các cố gắng gần đây đợc chấp
nhận rộng rãi nhất có thể đó là của Loovitch (1973), Bâumgrtner và Rêichl (1975) và
tiêu biểu là của Shiklomanov (1973; 1977) Các tổng kết có ích về số liệu cân bằng
nớc thế giới cũng đợc Speidel và Agnew diễn tả (1988).
Ước lợng dòng chính trong cân bằng nớc toàn cầu, dựa trên một số nguồn t
liệu đợc tổng kết trong bẳng 9.4 và hình 9.12. Các ớc lợng này có chứng minh,
phản ánh lại khi chúng đợc thực hiện trong một phạm vi số liệu rộng cho từng
thành phần cân bằng. Ví dụ, ớc lợng giáng thuỷ và bốc hơi do Seidel và Agnew
(1988) đa ra thay đổi khoảng 29% và ớc lợng dòng chảy vào các đại dơng thay đổi
40 %. Sự không chắc chắn nh vậy về độ lớn của dòng chảy và nớc làm cho khó nhận
ra và giải thích sự thay đổi toàn cầu. Trong các hệ thống thuỷ văn, khí quyển và đại
dơng hoặc về dự báo các tác động của các thay đổi do cun ngời và các hoạt động của
họ. Hy vọng rằng sẽ có kết quả về sự giảm mức độ không chắc chắn từ các sáng kiến
nh GEWEX. Mạng lới chuyển đổi hơi nớc trên mặt đất đã chứng minh trong bảng
9.4 và hình 9.12, bao gồm một vài sự thay thế lẫn nhau phức tạp của hơi nớc giữa
các vùng đại dơng và đất liền. Một số lợng lớn hơi nớc sinh ra bởi bốc hơi đại
dơng giáng xuống trên mặt đất.
Bù lại phần chênh lệch các phần nớc lỏng từ đất liền ra các đai dơng cũng có
vẻ có vấn đề bởi vì 2 thành phần (dòng nớc ngầm trực tiếp đi vào đại dơng và băng
tan) rất khó xác định số lợng. Mặc dù thành phần chính thứ 3, dòng chảy sông ngòi
lớn hơn và dễ tính hơn, nhng sự phân bố của nó theo không gian và theo mùa phức
tạp cho sự đánh giá vai trò của nó, trong cân bằng nớc toàn cầu. Ví dụ, dòng chảy
sông ngòi đi vào các đại dơng liên quan tới số lợng tơng đối nhỏ các vị trí, với trên

20 con sông lớn nhất tính tới một phần ba tổng dòng chảy toàn cầu từ đất liền ra đại
dơng. Tơng tự nh vậy một số lục địa có nguồn nớc lớn hơn so với các lục địa khác.
327

Châu á và Nam Mỹ cũng đóng góp 59% dòng chảy toàn cầu từ đất liền ra đại dơng
mà mặc dù diện tích của nó là 181.10
6
km
2
. Thái Bình Dơng chỉ nhận 31 % lợng
nớc đi ra từ đất liền trong mỗi năm, trong đó Đại Tây Dơng có diện tích (82.10
6

km
2
) nhận tới 49%.
Bảng 9.4. Ước lợng các dòng chảy năm trong cân bằng nớc toàn cầu (dựa trên số liệu từ Speidel và Agnew,
1988; và các nguồn khác, xem chi tiết phần trên)
Yếu tố
Đại
dơng
km
3

Đất
km
3

Tổng toàn
cầu

km
3

Đại
dơng
mm
Đất
mm
Toàn
cầu
mm
Ma 385.000

111.100

496.100 1066 746 913
Bốc hơi
-
424.700

-71.400

-49.600 -1176 -480 -973
Dòng chảy
sông, dòng
chảy ngầm
trực tiếp đổ
ra biển
39.700

-39.700

0 110 -267 0
Bốc hơi hiệu
quả từ đất
-39.700

39.700

-110 267 0
Tổng -39.700

39.700

-110 266 0
Các sự khác nhau này cùng với các biến đổi theo mùa dòng chảy, cả hai cùng
nằm trong vùng khí hậu và giữa bán cầu bắc và nam có nghĩa rằng dòng chảy trong
sông và dòng ngầm trực tiếp chỉ tính một phần cho dòng chảy hớng trở lại từ đất
liền đi ra đại dơng. Phần còn lại diễn ra theo các dòng đại dơng, phần mà phân bố
không chỉ vợt quá dòng chảy nhận đợc bởi một lu vực đại dơng nào đó so với các
lu vực khác,gây ra độ thiếu hụt trong cân bằng giáng thuỷ-bốc hơi hàng năm. Cân
bằng này không đợc làm nên bởi dòng chảy vào của đất liền. Sự khác biệt còn lại
đợc đền bù bởi dòng chảy từ biển Arctic và Thái Bình Dơng, các đại dơng này có
sự thiếu cân bằng trong cân bằng giáng thuỷ bốc hơi (speidel và Agnew, 1988).
9.4.2. Các thách thức trong thuỷ văn
Không chắc chắn về độ lớn các yếu tố chính trong cân bằng nớc toàn cầu là
một sự phản ánh lớn một số vấn đề nằm cơ bản, bao gồm sự đo đạc không tơng xứng
với kỹ thuật ớc lợng, sự bất đồng nhất không gian của hệ thống thuỷ văn và các
khó khăn kết hợp với sự chuyển đổi cả về đo đạc thuỷ văn và sự hiểu biết của chúng
ta về các quá trình thuỷ văn từ quy mô này sang quy mô khác. Sự mở rộng các vấn đề

này là các quan hệ bên trong và đã có bằng chứng, bao gồm sự đo đạc và sự bất đồng
nhất thuỷ văn có thể đợc đa ra nh là kết quả của sự cải tiến liên tục trong việc
thu thập số liệu bằng viễn thám.
328


Hình 9.12. Cân bằng nớc toàn cầu: các dòng trung bình năm. Đơn vị giá trị mm tơng đơng với
đơn vị giáng thuỷ. Xem bảng 9.4 trong đó các dòng này nhấn mạnh ở cả thông số giáng thuỷ
tơng đơng và thể tích (ví dụ, độ sâu lớp giáng thuỷ đợc xác định bởi tổng diện tích đất hoặc
đại dơng) (dựa trên số liệu Speidel và Agnew, 1988 và các nguồn khác).
Tuy nhiên có lẽ tại mức đơn giản nhất, sự tin cậy của số liệu, thực tế thấy rằng
sự khám phá cở bản chúng ta về nớc toàn cầu vẫn cha hoàn chinh. Shiklomanov
(1997) đa chúng ta lại gần hơn với độ chính xác tổng nớc toàn cầu nh thảo luận
trớc đã chứng minh đã có sự nhất trí về số lợng kết hợp với các yếu tố cân bằng
nớc toàn cầu riêng rẽ. Bây giờ không thể thực hiện các đo đạc tin cậy trong quy mô
vùng hoặc lục địa giáng thuỷ, bốc hơi và nớc trong đất. Hơn nữa, các khám phá mới
về nớc vẫn thờng đợc công bố nh trờng hợp hồ băng Vostok lớn ở Antarctica
(Ellis- Evans và Wynn-Williams, 1996).
Do đó, không hề ngạc nhiên rằng, sự tham dự của các nhà thuỷ văn và các nhà
khí tợng đang tập trung tìm ra phơng pháp đo đạc số liệu trên quy mô lớn và thuỷ
văn toàn cầu.
Ví dụ, một Symposium IAMS/IAPSO chính trong các chu kỳ năng lợng và nớc
vùng, toàn cầu tại Meloourne, Australia, năm 1997 đã quan tâm tới bốn công bố về
phơng pháp hoàn thành chu kỳ năng lợng và nớc kinh nghiệm trong các chợng
trình quan trắc quốc gia; tác động của bề mặt đất lên khí hậu; hơi nớc và khí hậu;
bức xạ và khí hậu. Và 5 hội thảo công việc IAHS tại General Asembly lần thứ XXII
của IUGG tại Birmingham, Anh, năm 1999l; một tổ chức liên quan tới số liệu cơ bản
toàn cầu.
Số lợng số liệu về sinh thái cảnh quan trên quy mô lớn tăng nhanh trong các
chủ đề nghiên cứu về chu ky nớc mặt đất và các đánh giá nguồn nớc. (IAHS,1997).

329

Một điều khác đợc đăng ký nh một đóng góp thành kinh nghiệm ớc lợng
thông số mô hình GEWEX ( MOPEX) để kiểm tra thông số vùng của các mô hình khí
quyển bề mặt đất trong thuỷ văn.
Các thảo luận trớc về mô hình hoá thuỷ văn nhấn mạnh về các vấn đề gây ra
sự bất đồng nhất của các hệ thống thuỷ văn và sự đóng góp tiềm năng của kỹ thuật
mô hình phân bố để giải vấn đề này. Đối với lu vực lớn, diện tích vùng trong lục
địa,sự phức tạp số liệu kết hợp với sự bất đồng nhất không gian có thể có khả năng
giải quyết chỉ thông qua các mô hình phân bố không gian, những mô hình có khả
năng lấy số liệu từ vệ tinh và các quá trình thông qua GIS.
Tuy nhiên, các vấn đề xa hơn thì cần tăng số liệu thông tin qua sự cần thiết
thêm vào số liệu thuỷ văn cho mạng lới. Đây là các số liệu dễ hơn của giáng thuỷ và
bốc hơi. Trong những trờng hợp này, phân bố không gian thờng nhận đợc từ
những nơi đầu tiên của mạng quan trắc thông qua sự thay đổi khoảng cách từ các
điểm quan trắc và do đó cấu trúc tơng ứng của các thành phần thuỷ văn đợc hiểu
khá tốt. Tuy vậy, với trờng hợp dòng chảy các giả thiết nh vậy có thể hợp lý do sự
tơng quan phụ thuộc vào các vị trí tuyệt đối của các điểm trong hệ thống sông và
không chỉ trên khoảng cách tơng đối giữa các điểm. Theo đó, Gottschalk và
Krasovskaia (1994) đã kiểm tra các tiếp cận khác nhau của sự thêm vào đặc điểm của
dòng chảy đến một mạng lới phân bố có quy luật.
Có lẽ sự phiền phức nhất của các vấn đề hiện tại trong thuỷ văn liên quan tới
quy mô (ví dụ Feddes, 1995). Đặc biệt, có thể đổi chỗ để tìm ra sự đáng tin cậy từ một
quy mô khảo sát thuỷ văn đến một quy mô khác. Quy mô mô hình hoá thuỷ văn tập
trung vào các công việc mang tính quốc gia (Kalma và Sivapalan, 1995) và là chủ đề
chủ đạo trong chủ đề quá trình thuỷ văn toàn cầu. Tại hội nghị quốc gia BHS về thuỷ
văn các vấn đề chủ yếu là quy mô nghiên cứu trong đó chúng ta phải hiểu để chuyển
đổi từ quy mô nhỏ lên quy mô lớn. Tuy nhiên vấn đề này bị xem nhẹ. Trong đo đạc
quy mô lớn, điều này đã nhận đợc từ sự sử dụng mô hình khí hậu toàn cầu đặc biệt
liên quan tới sự thay đổi khí hậu và các tác động về sự thay đổi khí hậu trong thuỷ

văn. Các nhà thuỷ văn quan tâm tới sự mở rộng từ đó đầu vào GCM có thể đa xuống
để sử dụng trong các khảo sát lu vực. Ví dụ, Pilling và nnk (1998) diễn tả phơng
pháp áp dụng toàn cầu cho việc xác định các giá trị bốc hơi và giáng thuỷ ngày tại
quy mô lu vực từ các thành phần hoàn lu dòng khí đạt đợc từ GCM khí quyển-đại
dơng chung thứ 2 của trung tâm Hadley. Kết quả cũng đợc Beaumant và nnk
(1995), ngời sử dụng số liệu khí tợng Meteosat nh đầu vào của mô hình hoá cân
bằng nớc của vùng biển Ivory trên lới 25 km:
Đây là một công bố có tính thách thức quan trọng, yêu cầu sự phản ánh lại
khẩn cấp và có ảnh hởng nếu thuỷ văn liên kết với các dòng khí quyển và khí hậu
cần thiết toàn cầu, sự thay đổi khí hậu và GCM (ví dụ Wilkinson, 1993). Điểm này
đợc Watts nhấn mạnh (1997), ông đã tranh luận rằng:
Phạm vi các mô hình thuỷ văn mở rộng để phát triển các mô hình hoàn lu
chung toàn cầu diễn tả toàn bộ thuỷ quyển. Các mô hình này sử dụng để dự báo các
tác động của sự thay đổi khí hậu nên thời tiết và thuỷ văn của vùng.
Wilby (1997) đã đi một bớc xa hơn nhận định rằng thuỷ văn đang ở tron tình
trạng nguy hiểm đợc in trong tạp chí.
ô
ng đã nhấn mạnh thủy văn đã có những hiểu
biết và đóng góp quan trọng trong tìm ra các quy luật nhng cần nghiên cứu cân