Các quá trình vật lý và hóa học của hồ - Chương 2 pot

Chơng 2
Các Quá Trình Thủy Văn V Cân bằng Nớc Của Hồ
Giới thiệu
Hồ tơng tác với mọi thnh phần của hệ thống thủy văn: nớc khí quyển, nớc
mặt v nớc ngầm. Những thông lợng nớc đến v đi khỏi các hồ tơng ứng
đối tợng tính toán no, dù nó l
hồ, đầm lầy, hay đồng bằng ngập lụt đều đòi hỏi phải xem xét đến ton bộ hệ
thống thủy văn; do đó, cần phải có ý kiến về mặt chuyên môn của một chuyên
gia thủy văn hoặc một đội ngũ các chuyên gia về các nhánh của thủy văn học.
Vì ý kiến chuyên môn không phải l có sẵn trong nhiều nghiên cứu, thông
thờng cân bằng nớc có chất lợng khác nhau trong các trờng hợp khác
nhau.
Tính bất định trong khả năng so sánh cân bằng nớc ny đã hạn chế sự nâng
cao hiểu biết về thủy văn hồ, cũng nh cơ hội để so sánh giữa các tình huống.
Hơn nữa, phần lớn các cân bằng nớc không bao gồm sự đánh giá mức độ bất
định của các giá trị thủy văn cần tính toán (Winter 1981), cũng hạn chế sự hữu
dụng của chúng.
Để xác định cân bằng nớc v có thể sử dụng nó với một mức tin cậy, cần phải
có nhận thức về những nguyên lý cơ bản, các kỹ thuật đo đạc, v những hiểu
biết về tính bất định về giá trị của các yếu tố thủy văn khác nhau co tơng tác
với hồ. Mục đích của chơng ny l cung cấp một nền tảng để từ đó phát triển
sự hiểu biết về những quá trình thủy văn liên quan đến hồ. Chơng ny hớng
vơqí các thnh phần ny thể hiện cân bằng nớc của hồ. Về mặt toán học, khái
niệm cân bằng nớc dễ lầm tởng đơn giản l: lợng nớc gia nhập cân bằng
với lợng nớc thoát hoặc sự thay đổi lợng trữ (có thể âm hoặc dơng). Tuy
nhiên, trong thực tế, đo đạc một cách chính xác các thnh phần nớc đến v đi
khỏi hồ l không đơn giản, bởi vì có nhiều quan niệm khác nhau về sự biến
thiên của các quá trình thủy văn v khả năng đánh giá các thnh phần thủy
văn còn hạn.
Cân bằng nớc l một thnh phần quan trọng của nhiều nghiên cứu. Nó đợc

đề cập đến chủ yếu do các mối quan tâm về hóa học hay sinh học. Cần phải biết
những đờng dẫn nớc để xác định vận chuyển hóa học; bởi vậy, cân bằng nớc
đợc xác định cho một số lợng lớn các mục đích khoa học v quản lý khác
nhau. Việc xác định cân bằng nớc của bất kỳ
vo từng thnh phần của hệ thống thủy văn với sự lu tâm tới những nguyên
lý cơ bản về sự vận động của nớc, các giả thiết cần để sử dụng, lựa chọn các
phép đo hoặc tính toán, v độ bất định về giá trị đợc xác định bởi các phơng
pháp khác nhau.
Hệ thống thủy văn hồ
57

Xem xét hồ nh một đối tợng tính toán có thể nhận thấy, hồ nhận nớc từ:
(1) khí quyển, bởi giáng thủy trực tiếp trên bề mặt của hồ,
(2) nớc mặt, bởi dòng chảy tới hồ, từ các sông suối, bởi dòng chảy trn hay
dòng chảy sờn dốc, v
(3) nớc ngầm, bởi quá trình thấm vo trong hồ.
Hồ mất nớc từ:
(1) khí quyển, bởi sự bay hơi trực tiếp từ bề mặt hồ,
(2) nớc mặt, bởi dòng chảy mặt đi ra từ hồ, v
(3) nớc ngầm, bởi sự ngấm ra từ hồ. Trong một thời đoạn no đó, sự bất cân
bằng giữa nguồn đến v tổn thất dẫn đến sự thay đổi lợng trữ, đợc phản
ánh bằng sự thay đổi mực nớc hồ.
Đối với một số thnh phần của cân bằng nớc ta có thể đo đạc chúng một cách
trực tiếp v ở chính vị trí biên của hồ. Ví dụ, dòng chảy thông thờng có thể đo
đợc tại các tuyến chảy vo v ra của hồ. Kết quả l các giá trị đo đạc có độ
chính xác cao đối với những thnh phần nớc mặt. Ngoi ra, có thể thu đợc
những giá trị đầu vo khá chính xác từ khí quyển bằng cách sử dụng thích hợp
số lợng v khoảng cách những trạm đo giáng thủy ở hồ. Với những thnh
phần khác, không thể đo đạc trực tiếp những giá trị dòng chảy một cách chính
xác. Ví dụ, bốc hơi, chảy trn, v nớc ngầm chảy vo hay chảy ra nói chung,

cần đợc tính toán từ nhiều loại số liệu thủy văn v khí hậu khác nhau.
Mặc dù có thể đo đợc dòng chảy ngầm một cách trực tiếp bằng việc sử dụng
những đồng hồ đo thấm, hầu hết những thiết bị ny thờng chỉ đợc sử dụng
tại những điểm mẫu lựa chọn trong không gian v thời gian, chứ không theo
dõi liên tục. Hơn nữa, mặc dù một số thnh phần thủy văn có thể đo đợc tại
ranh giới của hồ, để hiểu v mô hình hóa sự cân bằng nớc của hồ, đặc biệt l
sự tơng tác giữa hồ với những thnh phần nớc mặt v nớc ngầm, cần thiết
phải có một kiến thức về đờng dòng bên trong lu vực nớc mặt v nớc
ngầm liên quan đến hồ.
2.1 Sự t}ơng tác của hồ với n}ớc khí quyển
2.1.1 Giáng thủy
Sự vận động của nớc trong khí quyển biến động lớn theo không gian, thời gian
v rất phức tạp. Điều ny cũng đúng cho các yếu tố thnh tạo giáng thuỷ. Bởi
vậy, lâu nay nó vẫn l một thách thức cho các nh thủy văn học để đo đạc hoặc
giống
tính toán lớp giáng thủy của khu vực. Những kiểu thời tiết khác nhau gây ra
những loại giáng thủy khác nhau. Trong một số vùng v vo những mùa nhất
định, phổ biến, những kiểu thời tiết giống nhau, dẫn đến giáng thủy
nhau trên khu vực; phép đo giáng thủy dới những điều kiện ny có thể khá
chính xác. Tuy nhiên, nếu giáng thủy phần lớn từ những cơn ma giông đối lu
kèm theo gió mạnh, thì đo đạc chính xác giáng thủy thực tế l rất khó khăn v
58

có những sai số đáng kể. Ngoi ra, dạng v cờng độ của giáng thủy từ ma đối
lu có tính biến động cao theo không gian, v tính khu vực của dữ liệu địa
phơng lấy ở các trạm đo có thể có sai số đáng kể. Kết quả nghiên cứu v tìm
hiểu về động lực học khí quyển, những thí nghiệm đo đạc giáng thủy, v những
so sánh tính khu vực bởi Illinois State Water Survey (ví dụ, Huff v Neill 1957,
Huff v Shipp 1969) trong vi thập niên đã hỗ trợ đáng kể cho nhận thức về
các dạng giáng thủy, thực sự cần thiết cho việc xác định chính xác thnh phần

đầu vo từ khí quyển của cán cân nớc.
Mặc dù tồn tại sự bất định trong đo đạc giáng thủy (xem Larson 1971 nh một
g số rất nhiều ti liệu xem xét về đề ti ny), thách thức cơ
bản trong việc xác định lợng nớc từ khí quyển tới hồ l sự lm sáng tỏ hay
phân phối theo vùng của số liệu đo đạc. Những phơng pháp chủ yếu của việc
phân vùng số liệu ma điểm l phơng pháp đờng đẳng trị lợng ma, ph-
ơng pháp đa giác Thái Sơn, v phơng pháp tính trung bình có trọng số.
Những phơng pháp ny đợc mô tả trong hầu hết các sách giáo khoa thủy văn
học, nhng một ví dụ đồ thị của sự so sánh ba phơng pháp bởi Linsley v
những ngời khác (1975) chỉ ra rằng những thể tích nớc tính toán cho một
vùng nhất định sử dụng cùng những số lợng phép đo trong một mạng lới các
trạm đo đạc chênh lệch nhau từ 9-18%. Ví dụ ny trình by việc xác định giáng
thủy trên lu vực có những trạm đo phân bố.
Nớc từ khí quyển rơi trực tiếp vo hồ hiếm khi đợc đo đạc trên bề mặt nớc.
Vì các trạm đo giáng thủy thông thờng phải đợc đặt trên mặt đất, cần phải
sử dụng một số phơng pháp phân vùng no đó để xác định lớp nớc trên ton
bộ hồ từ lớp nớc đo đợc tại những trạm đo. Với những hồ nhỏ thì số liệu ma
rơi trên mặt đất khá tiêu biểu cho ma rơi trên hồ. Tuy nhiên, với những hồ
a Kỳ mật độ lới trạm của Uỷ ban thời tiết quốc gia (NWS)
ở khoảng 40
km theo các hớng khác nhau từ hồ, v mạng lới nhỏ hơn gồm có các trạm đọc
ví dụ của một tron
lớn, cần phải sử dụng một số trạm đo đạc xung quanh hồ để tính toán ma rơi
trên hồ. Trong một số trờng hợp thậm chí cách tiếp cận ny vẫn cha phải l
thỏa mãn. Ví dụ, những hồ lớn đôi khi không có mây che phủ trong khi vùng
đất xung quanh lại có, v tại thời điểm khác thì ngợc lại. Với những hồ lớn,
chúng ta hầu nh không thể biết đợc mức độ bất định của thể tích nớc rơi
trực tiếp trên mặt nớc.
Thnh phần giáng thủy của cán cân nớc thờng đợc xác định từ số liệu mạng
lới quốc gia. ở Ho

2
l xấp xỉ 650 km một trạm đo. Những trạm đo ny ít khi đợc đặt ngay trong
vùng lân cận của hồ cần quan tâm; bởi vậy, một trong những phơng pháp
phân vùng đợc đề cập ở trên thờng đợc sử dụng.
Siegel v Winter (1980) so sánh các phơng pháp phân vùng ở hồ Williams,
Minnesota, sử dụng số liệu giáng thủy mùa hè năm 1978. Lợng giáng thủy tới
hồ đợc tính toán sử dụng ba phơng pháp; trung bình số học, trung bình trọng
số, v đờng đẳng trị lợng ma, chẳng hạn nh sử dụng số liệu từ hai mạng
lới riêng biệt. Mạng lới lớn hơn gồm có ba trạm đo đạc NWS đặt
59

giá trị quan trắc định vị ở bên trong xấp xỉ 5 km của hồ. Những lợng của
giáng thủy tính toán đợc so sánh với những lợng của giáng thủy đo bởi dụng
cụ đo tự ghi tại hồ. Bên trong mỗi mạng lới dữ liệu, tính toán giáng thủy hng
ngy trung bình thời đoạn hơn 2 tuần thì tơng tự với cả ba phơng pháp tính
toán (Hình 2.1).
Hình 2. 1 A, B: Sự khác nhau giữa giáng thủy đợc đo bởi một trạm tự ghi ở hồ Williams, Minnesota, v
đợc đánh giá bằ vùng sử dụng số liệu từ mạ p Portage) v
mạng lỡi qui iáng thủy trung bình ngay trong thời kỳ 2 tuần. B: lợng giáng
thủy c thời kỳ 2 tuần. (Đ el v Winter 1980)
Những đánh giá từ mạng lới quy mô n những giá trị
g sai khác lớn nhất vớ i hồ, khi xem
xét trung bình một tuần hai lần, l cho háng tám, khi sử dụng số
liệu NWS. Việc so sánh ti liệu ma cho cơn ma lớn nhất xuất hiện trong suốt
ng ba cách phân ng lới qui mô nhỏ (Dee
mô lớn (NWS). A: Lợng g
ơn bío lớn nhất trong trong cả ợc xác định bởi Sieg
hỏ thông thờng l sát với
i những giá trị ghi đợc tạhi đợc tại hồ. Sự
thời kỳ giữa t

60

thời đoạn 2 tuần chỉ ra rằng độ sâu ma rơi tính toán từ mạng lới qui mô nhỏ
thì luôn luôn gần nh tơng tự với những số liệu m đợc ghi tại hồ hơn l độ
sâu ma rơi tính toán từ mạng lới NWS. Sự khác nhau lớn nhất l một cơn
ma lớn vo giữa tháng tám, khi m những độ sâu tính toán đợc từ mạng lới
NWS chênh lệch hơn 25 mm so với nhữ c tại hồ hoặc từ
m . Những dữ liệu ần thiết để
ợc đo đạc cng gần hồ thì cng tốt, nếu không phải bởi những trạm đo đạc
đáng tin cậy ở gần hồ.
2.1.2 Bốc hơi
rình m nớc ở bề mặt hồ đ
sang trạng thái hơi. Tốc độ bốc hơi phụ thuộc trực tiếp vo gradien kh
ngang qua mặt tiếp giáp giữa không . P rê h ữa
v xá rối theo ơn ẳn g hu ơi
di í ơn ữa, b i vì ẩ iệt hoá hơ
n hân n
lợng bốc ín c nh t có t ể, cầ
độ không khí, gradien khí áp, v nhiệt độ của nớc. Một cách lý t
cân bằng năng lợng củ (Hình 2 c t õi tụ những
ao hí hậu.
ng độ sâu ghi nhận đợ
ạng lới qui mô nhỏ ny chỉ ra rằng giáng thủy c
đ
ghi đợc tại vị trí đó, thì ít nhất cũng bởi những trạm đo đạc đọc quan trắc
Bốc hơi l quá t ợc chuyển đổi từ trạng thái lỏng
í áp
khí v
ph
nớc

gth
hía t n ran giới gi
yể h
nớc
nv không khí, gió
uy trì gra
o trộn g đứn vận c
nnh
n ớc,
nh vậy d
ớc lớn, nhiệt có thể toả ra từ chính bản t
en kh áp. H n ở lợng i của
ớc (Ragotzkie 1978). Bởi vậy,
n phải đo đạc bức xạ, nhiệtđể xác định hơi ch h xá ấ h
ởng, ton bộ
a hồ .2) phải đợ heo d liên c bởi vì
đặc trng động lực c của k
Hình 2.2: Nguồn năng lợng v thấm liên quan với ngân qũy năng lợng của các hồ. Q
s
l bức xạ mặt
trời sóng ngắn tới; Q
r
l bức xạ sóng ngăn phản xạ; Q
a
l bức xạ mặt đất sóng di đến; Q
ar
l bức xạ
sóng di phản xạ; Q
bs
l bức xạ sóng di phát ra từ nớc; Q

b
l năng lợng thu đợc chuyển động
ngang tới v từ các trầm tích; Q
v
l năng lợng thu đợc chuyển động ngang tới v từ hồ; Q
x
l thay
đổi lợng trữ nhiệt trong hồ.
Những nghiên cứu về cân bằng năng lợng của các hồ thông thờng cha đợc
tiến hnh bởi liên quan đến chi phí v nhân lực. Không chỉ l những dụng cụ
đắt tiền, m còn cần phải kiểm tra thờng xuyên sự định kích cỡ của chúng với
những cảm kế riêng biệt v cần nhiều thời gian để bảo đảm chất lợng của ti
liệu khí hậu, dẫn đến những chi phí nhân sự cao. Ngoi ra, những profile nhiệt
độ ở nhiều lát cắt trong hồ, sự khảo sát nhiệt, cần đợc tiến hnh đều đặn th-
ờng xuyên trong những khoảng thời gian nh hng tuần, một tuần hai lần
hoặc hng tháng.
Tuy vậy, phơng pháp cân bằng năng lợng trong tính toán bốc hơi nói chung
61

đợc xem xét nh l phơng pháp chính xác nhất cho những nghiên cứu bao
trùm những giai đoạn các tháng, các mùa, hoặc các năm; bởi vậy, đó l tiêu
chuẩn m căn cứ vo đó để đánh giá những phơng pháp thực nghiệm. Một
thảo luận chi tiết về phơng pháp cân bằng năng lợng để tính bốc hơi cha
đợc giới thiệu ở đây, bởi vì sự di chuyển nhiệt năng với sự lu tâm tới các hồ
đợc bn luận bởi Imboden v Wuest v bởi Hostetler, v nó đợc bn luận
rộng rãi trong những cuốn khác nh l sách của Brutsaert (1982).
Một khía cạnh của nghiên cứu cân bằng năng lợng m hiếm khi đợc xem xét
đến l năng lợng bình lu liên quan đến nớc ngầm; đa số các nghiên cứu tr-
ớc đây cho rằng năng lợng bình lu liên quan đến giáng thủy v tầng nớc
mặt. Nớc ngầm có thể l một thnh phần chính trong cán cân nớc của những

hồ kín. Một ví dụ về ảnh hởng của năng lợng bình lu liên quan đến nớc
ngầm tới sự bay hơi từ một hồ kín trong một khí hậu ôn hòa đợc giới thiệu bởi
Sturrock cùng cộng sự (1992).
Những yếu tố trong cân bằng năng lợng, bao gồm dòng năng lợng liên quan
với nớc ngầm, đã đợc xác định rõ cho hồ Williams, một hồ kín nhỏ (40 ha) ở
trung tâm phía bắc Minnesata, với chu kỳ mở nớc l 5 năm. Nớc ngầm chiếm
hơn 50% lợng nớc hng năm tới hồ v hơn 50% tổn thất nớc hng năm từ
hồ. Tuy nhiên, vì nớc ngầm trong khí hậu ny thì khá lạnh (xấp xỉ 7
0
C), nó
đóng góp nhỏ nhất lợng nhiệt năng đợc nhập vo hồ. Nớc hồ ngấm tới tầng
nớc ngầm thì chỉ ấm vo 1 hoặc 2 tháng mùa hè; bởi vậy, năng lợng nhiệt tối
thiểu bị tổn thất cho nớc ngầm. Ton bộ ảnh hởng của tổn thất nớc cho sự
bốc hơi ở hồ Williams đợc tính toán bởi năng lợng bình lu liên quan đến
nớc ngầm nhỏ hơn 1%.
Hầu hết các nghiên cứu cán cân nớc, bốc hơi đợc xác định bằng phơng pháp
thực nghiệm, bởi vì những chi phí thao tác cho việc xác định sự bốc hơi bằng
phơng pháp cân bằng năng lợng lớn. Có ít nhất 30 phơng pháp thực nghiệm
đã đợc sử dụng hoặc đề xớng cho việc xác định bốc thoát hơi nớc, rất nhiều
trong số đó đã đợc sử dụng để xác định bốc hơi bề mặt nớc. Những phơng
pháp ny yêu cầu phạm vi số liệu rộng. Ví dụ, một số phơng pháp biến thể
của cách tiếp cận cân bằng năng lợng, yêu cầu số liệu từ nhiều cảm kế hay
đầu dò, trong khi những phơng pháp khác yêu cầu số liệu từ một cảm kế hay
đầu dò đơn giản nh một đầu dò nhiệt độ.
Mặc dù một số nghiên cứu đã so sánh nhiều phơng pháp thực nghiệm khác
nhau trong việc xác định bốc hơi thực vật (ví dụ nh Tanner 1967; McGuiness
v Bordne 1972), các nghiên cứu so sánh những phơng trình đợc chọn cho
việc sử dụng trên những bề mặt nớc thoáng thì có ít hơn (ví dụ, Harbeck cùng
cộng sự 1958; Brutsaert 1982; Warnala v Pochop 1988). Nghiên cứu cân bằng
năng lợng của hồ Williams, Minnesota, đòi hỏi sử dụng nhiều cảm kế hay đầu

dò. Bởi vậy, rõ rng có thể đánh giá một số phơng pháp thực nghiệm xác định
sự bay hơi dựa vo những giá trị đã xác định bằng phơng pháp cân bằng năng
lợng.
62

Bảng 2.1. Các phơng pháp đí sử dụng để so sánh lợng bốc hơi đợc xác định bằng các phơng
pháp thực nghiệm với lợng bốc hơi đợc xác định bằng phơng pháp ngân qũy năng lợng cho hồ
Williams, Minnesota.
Phơng pháp Ti liệu tham khảo
Brutsaert-Stricker Brutsaert v Stricker (1979)
DeBruin DeBruin (1978)
DeBruin-Keijman DeBruin v Keijman (1979)
Hamon Hamon (1961)
Jenson v Haise McGuinness v Bordne (1972)
Makkink McGuinness v Bordne (1972)
Khối lợng di chuyển Harbeck v những ngời khác (1958)
Papadakis McGuinness v Bordne (1972)
Penman Jensen v những ngời khác (1974)
Priestley-Taylor Stewart v Rouse (1976)
Stephens v Stewart McGuinness v Bordne (1972)
Bảng 2.2: Tổng kết thống kê về sự chênh lệch trong lợng bốc hơi từng tháng cho hồ Williams,
Minnesota
Mặt đất Các chuẩn mựcPhơng pháp
Trung
bình
SD Trung
bình
SD Trung
bình
SD Trung

bình
SD
Jenson v Haise 0.00 1.80 -0.33 1.83 0.10 1.95
Penman -0.03 0.80 -0.79 0.82 -0.87 0.83
Khối lợng di chuyển -0.10 1.27 -4.64 1.76 -6.26 2.09 -5.20 2.23
DeBruin-Keijman 0.16 0.90 0.08 0.91
Makkink -0.35 1.58 -0.46 1.56 -0.14 1.76
Priestley-Taylor 0.42 0.96 0.30 0.96
Papadakis -0.43 1.21 2.13 1.35 1.49 1.19
Hamon 0.77 1.65 0.46 1.70 0.85 1.79
DeBruin 0.86 1.78 -4.22 2.05 -5.27 2.28 -4.28 2.22
Stephens v Stewart -1.30 1.32 -1.57 1.33 -1.10 1.50
Brutsaert-Stricker 2.17 1.27 2.22 1.27 2.09 1.25
e
0
áp suất hơi nớc bão ho; T
o
, nhiệt độ nớc mặt; T
a
, nhiệt độ không khí.
a
e
0
tại T
0
l áp suất hơi nớc bão ho tại nhiệt độ nớc mặt của hồ.
b
e
0
tại T

a
l áp suất hơi nớc bão tại nhiệt độ không khí
Mời một phơng pháp thực nghiệm để xác định sự bay hơi đã đợc đánh giá
trong nghiên cứu hồ Williams (Winter v những ngời khác 1995). Các phơng
pháp tham khảo l dạng của những phơng trình sử dụng đợc liệt kê trong
bảng 2.1. Có những sự so sánh các giá trị bốc hơi mặt nớc tháng của 22 tháng
trong thời kỳ 5 năm. Những tháng m hồ bị băng tuyết bao phủ (tháng 6-7 mỗi
năm), xem nh những tháng m không có bộ số liệu đầy đủ, đã bị loại trừ trong
sự so sánh. Số liệu từ ba trạm khí hậu đã đợc sử dụng trong nghiên cứu: một
trạm ở trung tâm của hồ, một trạm mặt đất cách bờ hồ khoảng gần 100 m v
một trạm khác thuộc mạng lới nông nghiệp ở vị trí cách 60 km về phía nam
63

cña hå. Tãm t¾t thèng kª vÒ nh÷ng sù so s¸nh ®îc chØ ra trong b¶ng 2.2.
64

Hình 2.3 a,b: Chênh lệch giữa giá trị bốc hơi đợc tính bằng phơng pháp cân bằng năng lợng v các
giá trị đợc tính toán bằng các phơng pháp thực nghiệm cho hồ Williams, Minnesota, 1982-1986.
Những phơng pháp cần cho mạng lới bức xạ có thể không sử dụng khi sử
dụng dữ liệu Staples. Duy nhất phơng pháp cần áp suất hơi nớc bão ho (e
0
)
đã sử dụng tính toán e
0
tại T
a
trong vị trí của e
0
tại T
0

. Giá trị (cm) đợc xác
định bởi cân bằng năng lợng v bởi 11 phơng pháp kinh nghiệm sử dụng số
liệu từ ba trạm khí hậu khác nhau. Số liệu đợc quan trắc từ trạm ở giữa hồ,
trạm mặt đất cách hồ 100m, v trạm khí hậu tại Staples, Minnesota, cách 60
km về phía nam của hồ.
Dựa vo giá trị trung bình v độ lệch chuẩn của sự chênh lệch bay hơi hng
tháng, các phơng pháp Perman, DeBruin-Keijman, v Priestley-Taylor cho
các giá trị gần nhất với các giá trị cân bằng năng lợng. Giá trị trung bình của
chênh lệch hng tháng thì nhỏ hơn 0.5 cm, v độ lệch chuẩn của chênh lệch
hng tháng nhỏ hơn 1.0 cm cho cả ba phơng pháp khi sử dụng số liệu của
trạm ở giữa hồ.
Hơn nữa, sự bốc hơi xác định theo ba phơng pháp ny sử dụng số liệu của
trạm mặt đất cũng cho các giá trị gần với các giá trị cân bằng năng lợng
(Hình 2.3a). Những loại số liệu chung m ba phơng pháp ny yêu cầu l nhiệt
độ không khí, bức xạ thực v sự biến đổi nhiệt độ trong hồ giữa các lần khảo
65

sát. Bởi vậy, sử dụng những phơng pháp ny yêu cầu những dụng cụ đợc
định vị ở hồ, v vị trí đó đợc tạo ra để kiểm tra các dụng cụ v để tiến hnh
các khảo sát nhiệt.
Số liệu l từ các trạm khí hậu dựa trên một trạm giữa hồ, ở trên mặt đất cách
hồ 100m v tại một trạm khí hậu tại Staples, Minnesota, cách 60km về phía
nam của hồ. Các phơng pháp thực nghiệm m cho kết quả phù hợp nhất với
các giá trị cân bằng năng lợng l DeBruin-Keijman, Priestley-Taylor, v
Penman. Những phơng pháp còn lạíit phù hợp nhất, đặc biệt l nếu số liệu
không phải l của trạm giữa hồ, l b truyền khối lợng v DeBruin. e0 tại T0
l áp suất hơi nớc bão ho tại nhiệt độ của nớc mặt; e
0
tại Ta l áp suất hơi
nớc bão tại nhiệt độ không khí; raft l số liệu của trạm giữa hồ; land l số liệu

của trạm mặt đất cách hồ 100m; Staples l số liệu của trạm khí hậu ở Staptes
Minnesota, cách 60km về phía nam của hồ. (của Winter v những ngời khác
1995).
Những phơng pháp so sánh các giá trị thuận lợi tối thiểu với các giá trị cân
bằng năng lợng khi sử dụng số liệu từ trạm mặt đất l khối lợng di chuyển
v phơng pháp Debruin (Hình 3b). Cả hai phơng pháp ny coi tốc độ gió nh
một thnh phần nổi bật trong phơng trình. (Mặc dù tốc độ gió đợc sử dụng
trong phơng pháp Penman, đó l yếu tố thứ hai sau yếu tố bức xạ thực). Hệ số
khối lợng di chuyển đợc lấy dựa vo cân bằng năng lợng sử dụng số liệu từ
trạm giữa hồ, bởi vậy, sự chênh lệch trung bình của những giá trị cân bằng
các nh nghiên cứu về hồ tỉ lệ với sự quan trọng của nó.
năng lợng sử dụng số liệu từ trạm giữa hồ chỉ -0.10 cm, nhng độ lệch chuẩn
thì lớn (1.27 cm). Tuy nhiên, khi số liệu gió của trạm mặt đất đợc thay thế cho
số liệu gió của trạm giữa hồ, phơng pháp tỏ ra l không thoả mãn. Số liệu tốc
độ gió của hồ Williams chỉ ra rằng tốc độ gió ghi đợc tại trạm mặt đất thông
thờng nhỏ hơn tốc độ gió ghi đợc tại trạm ở trung tâm của hồ l 20-40%.
Những kết quả ny cho thấy rằng các phơng pháp thực nghiệm để xác định sự
bay hơi m yêu cầu sử dụng số liệu gió chỉ thỏa mãn khi tốc độ gió đợc đo tại
một trạm ở trung tâm của hồ.
Mặc dù các nh khí hậu học đã quan tâm về tính chất vật lý của sự bốc hơi qua
nhiều năm, nhng thnh phần ny của sự cân bằng nớc hồ đã không nhận
đợc sự chú ý của
Công việc đáng kể hơn nhiều l đánh giá các hệ số, các hằng số, các giả thiết,
trang bị máy móc, v thiết kế vị trí phần tử nhạy cho nhiều phơng pháp xác
định sự bốc hơi. Những sự đánh giá cần đợc tiến hnh cho các hồ nằm trong
một môi trờng địa lý v khí hậu đa dạng, rộng lớn.
2.2. Sự t}ơng tác của các hồ với n}ớc mặt
Nớc mặt l thnh phần duy nhất của hệ thống thủy văn nói chung, đợc xác
định cẩn thận với sự chú ý tới thứ nguyên vật lý của nó. Hơn 100 năm nghiên
cứu đã dẫn đến một sự hiểu biết vật lý của dòng chảy trong lòng dẫn hở v sự

phát triển của những cấu trúc đo đạc nh các đập trn v máng dẫn nớc. Khi
66

xây dựng những cấu trúc ny một cách hợp lý có thể đo lu lợng với sai số xấp
xỉ 5% giá trị thực. Bởi vậy, nếu các đập trn hoặc các máng dẫn nớc có thể sử
dụng để đo đạc chính xác dòng chảy tại điểm m chúng vo hoặc ra khỏi hồ,
h xác nhất cho sự cân
cắt ngang. Bởi vậy, để đo lu lợng chính xác phải lm những phép đo cho
đạc các cấp lu lợng ở
ững
bằng nớc, hiểu biết những giá trị dòng
những phép đo lu lợng ny sẽ l những giá trị chín
bằng nớc. Những ti liệu hớng dẫn để lựa chọn v thiết kế các đập trn v
các máng dẫn nớc đợc xây dựng bởi những cơ quan nh Nha Khí tợng v
Thời tiết Mỹ (1975).
Tuy nhiên, nếu những dòng chảy lớn thờng không sử dụng tới phép đo bởi các
đập trn hoặc các máng dẫn nớc, chúng thờng cần đợc đo đạc bằng cách sử
dụng một đồng hồ đo dòng chảy, một dụng cụ tự ghi đo quá trình, một quan hệ
lu lợng - mực nớc hoặc bằng cách sử dụng phơng pháp chất chỉ thị mu.
Để sử dụng đồng hồ đo dòng chảy, dụng cụ tự ghi đo quá trình, v quan hệ quá
trình lu lợng, phải nhận thức rằng vận tốc của dòng nớc bên trong những
lòng dẫn hở không phải l đồng nhất. Đờng phân bố vận tốc của các dòng chảy
nhìn chung có dạng parabôn, phần lớn bởi vì ma sát ở đáy lòng dẫn. Lu lợng
đợc tính toán nh l tích của vận tốc trung bình theo thời gian v diện tích
mặt
nhiều vận tốc riêng lẻ khắp cả mặt cắt ngang để xác định vận tốc trung bình,
v đo chính xác mặt cắt ngang của lòng chảy. Sai số trong phép đo lu lợng
liên quan đến số lợng các phép đo vận tốc riêng lẻ v đợc thảo luận bởi
Carter (1973).
Chúng ta có công nghệ để theo dõi liên tục quá trình nớc một cách chính xác.

Sự thách thức để thu đợc số liệu liên tục của quá trình l sự bảo trì thích hợp
hệ thống đo đạc v sự phân tích của những nhân tố ảnh hởng tới quá trình đó
nh băng v những nguyên nhân khác của việc xây đập. Để nâng cao chất
lợng quan hệ lu lợng - mực nớc, cần thiết phải đo
một phạm vi rộng. Rất nhiều nhân tố ảnh hởng tới dòng chảy tại vị trí đo đạc
cần đợc xem xét nh sự bất ổn định của lòng dẫn hoặc sự thay đổi độ dốc mặt
nớc liên quan đến sự tăng v giảm của quá trình sóng lũ (Dickenson 1967).
Những phơng pháp đo đạc v tính toán dòng chảy có thể tham khảo ở Rantz
cùng cộng sự (1982).
Những nơi khó đo đạc dòng chảy vì những điều kiện vị trí, những kỹ thuật
dùng chất chỉ thị mu, có thể l thay thế duy nhất, để đo lu lợng dòng chảy.
Mặc dù lu lợng dòng chảy có thể đợc đo đạc khá chính xác bằng nh
phơng pháp dùng chất chỉ thị mu, nhng phơng pháp ny không phải l
thích hợp cho việc theo dõi lu lợng liên tục. Phơng pháp ny dựa vo
nguyên lý của thời gian dịch chuyển, v nó đợc sử dụng có hiệu quả nhất với
những dòng chảy m bị xáo trộn tốt nh những dòng chảy đi qua khe núi. Ph-
ơng pháp ny đợc giới thiệu trong một ti liệu của Wilson (1968) về sự kiến
định v ứng dụng của nó.
Mặc dù dòng chảy sông ngòi đến v đi khỏi các hồ có thể đợc đo đạc chính xác
cho mục đích của việc xác định cân
67

chảy vo v ra không tất yếu dẫn tới sự am hiểu về cơ chế tơng tác giữa hồ với
lu vực của nó. Để hiểu kỹ lỡng vấn đề một hồ vận hnh nh thế no cần phải
hiểu những đặc trng dòng chảy v lu vực của nó. Sự hiểu biết nh vậy đặc
biệt cần cho mô hình dự báo dòng chảy v vận chuyển chất hòa tan. Nhiều mô
hình lu vực đã đợc phát triển, biến đổi từ những mô hình tham số tập trung
(Blackie v Eeles 1985). Hầu hết các mô hình lu vực giống nhau ở chỗ l
chúng xem xét tất cả các thnh phần của hệ thống thủy văn tơng tác bên
trong lu vực. Nh vậy, ngoi việc xem xét tất cả các nhân tố thủy văn ảnh

hởng tới cân bằng nớc của hồ, cũng phải xem xét tới sự bốc thoát hơi từ
thợng lu hồ.
Hình 2.4: Mô hình lu vực của cơ quan khảo sát địa chất Hoa Kỳ. (Đợc sửa đổi từ Leavesley cùng
cộng sự 1983)
Sự diễn giải toán học cho những quá trình bên trong v giữa tất cả các thnh
phần của những mô hình lu vực thay đổi đáng kể giữa các mô hình. Diễn toán
dòng chảy có thể đợc dựa vo những diễn giải vật lý chi tiết của dòng chảy,
hoặc vận tốc của nớc chuyển động bên trong một thnh phần có thể đợc kiểm
soát bởi những phơng pháp điều chỉnh vận tốc đơn giản. Những sự tơng
ng thnh phần bề mặt của các mô
ình (xem phần 2.3). Mặc dù những mô hình ma - dòng chảy có thể l rất
phức tạp v cần nhiều thông tin mô phỏng một cách đầy đủ những yếu tố dòng
chảy, những mô hình ny đợc sử dụng rộng rãi trong những nghiên cứu về
dòng chảy bề mặt.
phản ny có lẽ l hiển nhiên nhất trong nhữ
h
68

Những mô hình lu vực cũng thích hợp cho việc sử dụng trực tiếp trên các hồ.
Bởi việc sử dụng mực nớc hồ nh biến phụ thuộc, hơn l lu lợng dòng chảy,
những dao động mực nớc hồ cũng có thể đợc mô phỏng. Mô hình đợc phát
triển bởi Crowe v Schartz (1981) đã đợc sử dụng để mô phỏng những dao
động mực nớc của một số hồ ở vùng đồng cỏ Canađa. Mô hình l tơng đối đặc
biệt vì phần bên trong m nó nhấn mạnh tới l nớc ngầm, v cũng vì nó xem
xét vận chuyển chất hòa tan. Ngoi ra, mô hình đã đợc sử dụng để đánh giá
ảnh hởng của sự thay đổi khí hậu tới mực nớc v độ mặn của nớc hồ ở
Alberta, Canada (Crowe 1993). Tơng tự, mô hình lu vực đã xây dựng cho
nghiên cứu tích hợp axit hoá lu vực v hồ (ILWAS; Gherini v những ngời
khác 1980) đã đợc sử dụng trên các hồ ở vùng núi Adirondack New York v
những hồ địa tầng băng giá ở phía bắc Wisconsin.

2.3. Sự t}ơng tác của các hồ với n}ớc sát mặt
Thnh phần sát mặt thờng không phải l một yếu tố nổi bật của sự cân bằng
nớc. Đa số các hồ nhận: cho khí quyển v nớc mặt nhiều nớc hơn. Tuy
nhiên, xét dới góc độ vận chuyển hóa học, nớc sát mặt có thể l quan trọng,
bởi vì nó l một cơ chế của sự vận chuyển các hóa chất tới v ra khỏi các hồ.

thời gian van đợc để mở (Lee 1977).
nhỏ đợc chèn vo trong đáy hồ. Những thiết bị
đợc sử dụng để đo sự chênh lệch mực thuỷ áp giữa nớc ngầm bên dới hồ v
mặt hồ bằng việc sử dụng áp kế. Điều ny đợc hon thnh bằng cách gắn một
ống từ một bên của áp kế tới bộ phận đo áp kế v để cho cái ống khác từ phía
khác của áp kế đặt ở dới mặt hồ. Những thiết bị ny đo gradien thủy lực;
chúng không đo thấm trực tiếp nh những đồng hồ đo thấm. Vì những áp kế đo
Vận chuyển hóa học bởi tầng nớc sát mặt thông thờng có vai trò lớn đối với
đặc tính hóa học của những hồ kín hoặc những hồ m liên quan với các dòng
chảy nhỏ. Nghiên cứu của những hồ trong địa tầng băng giá chỉ ra rằng đặc
tính hóa học ion chính của nhiều hồ có liên quan tới vị trí của nó cần chú ý tới
những hệ thống dòng nớc ngầm (LaBaugh 1988; Swanson v những ngời
khác, 1988). Krabbenhoft v những ngời khác (1980) đã chỉ ra tính hữu hiệu
của việc sử dụng những chất đồng vị môi trờng của nớc ngầm v nớc hồ để
nhận thức rõ hơn sự tơng tác của các hồ v nớc ngầm trong địa tầng băng
giá.
Trong đa số các nghiên cứu cân bằng nớc hồ có xét đến nớc ngầm, thông
lợng nớc ngầm thờng đợc xác định bằng cách đo trực tiếp từ dòng thấm.
Hầu hết những thiết bị thờng sử dụng để đo dòng thấm trực tiếp l những
đồng hồ đo thấm v những áp kế đo thấm nhỏ. Những đồng hồ đo thấm l
những hộp đơn giản, thông thờng l đuôi của thùng, đợc chèn vo để bao
quanh một phần của đáy hồ. Những đồng hồ đo có một chỗ mở m ở tại đó một
van v một túi có thể mở rộng chứa đựng một thể tích nớc đã biết đợc gắn
liền. Vận tốc thấm đợc đo bởi việc ghi nhớ bởi sự thay đổi thể tích nớc vo túi

qua một khoảng
áp kế nhỏ l áp kế đ
ờng kính
69

thế năng thủy lực v một áp kế l một phần gắn liền với thiết bị, những thiết
bị ny nên đợc gọi l các áp kế thế vị (Winter v những ngời khác 1988).
Một số nh nghiên cứu đã quan tâm tới những giá trị của thấm đợc xác định
ng đánh giá những đồng hồ đo thấm trong
esota (Lee 1972).
Phân phối bất đồng nhất của thấm đã đợc quan sát tại nhiều hồ khác trong
nhiều kiểu khí hậu v địa lý thủy văn khác nhau nh New England (Asbury
1990), Florida (Fellows v Brezonik 1980), Minnesota (Erickson 1981), Nevada
(Woessner v Sullivan 1984), Alberta (Shaw v b Prepas 1990b), Ontario (Lee
v những ngời khác 1980), New Zealand (John v Lock 1977), Tây Ban Nha
(Winter, dữ liệu không xuất bản), v thậm chí ở những hồ Great (Cherkauer v
McBride 1988).
Những đồng hồ đo thấm v áp kế thế vị không giống những cảm kế hoặc đầu
dò khác đã sử dụng để đo một dòng nớc tại biên của hồ, nh những dụng cụ
đo ma v đo dòng chảy, bởi vì nói chung chúng đợc sử dụng để tập hợp
những mẫu riêng biệt trong không gian v thời gian. Chúng có sự bất lợi, so
sánh sự khác nhau giữa hai cái, trong đó chúng cha đợc sử dụng để theo dõi
liên tục.
Những dụng cụ đo ma tập hợp những mẫu riêng biệt trong không gian, nhng
chúng thờng đợc nối với những máy tự ghi để có thể tập hợp những mẫu liên
tục theo thời gian. Những dụng cụ đo dòng chảy thì thờng sử dụng để tập hợp
những bản ghi liên tục của lu lợng. Sự thật của những phép đo khác trực
tiếp của dòng chảy, phép đo trực tiếp của thấm không dẫn tới việc hiểu hồ
tơng tác với các quá trình thủy văn nh thế no m tạo ra dòng chảy. Bởi vậy,
khảo sát những quá trình thủy văn sát mặt liên quan đến các hồ l hữu ích.

Thnh phần sát mặt của hệ thống thủy văn thông thờng đợc xử lý nh hai
hệ thống con, đới không bão hòa v đới nớc ngầm. Đới không bão hòa thì đợc
chia nhỏ thnh đới thổ nhỡng v đới không bão hòa giữa nớc thổ nhỡng v
nớc ngầm (Hình 2.5). Một số lợng nghiên cứu đáng kể về nớc thổ nhỡng đã
bởi những đồng hồ đo thấm. Ví dụ, Lee (1977), Erickson (1981), v Belanger v
Montgomery (1992) thử nghiệm với sự chính xác của những đồng hồ đo thấm
trong những bể thí nghiệm, nơi m những độ dốc thủy áp v vận tốc dòng chảy
có thể đợc kiểm soát. Blanger v Montgomery đã sử dụng lặp lại số liệu bằng
cách có bảy đồng hồ đo cũng nh áp kế nhỏ trong một bể thí nghiệm lớn đơn
giản. Shaw v Prepas (1990a) cũ
những nghiên cứu lĩnh vực rộng lớn.
Ngoi những loại bất định liên quan đến đo đạc thực tế của thấm, phân phối
của thấm l đồng nhất trong các đáy hồ. L
ợng thấm thay đổi theo không gian
trong đáy hồ do các trầm tích bất đồng nhất, quá trình thoát hơi nớc từ thực
vật gần bờ, v sự bất đồng nhất của những đờng dòng nớc ngầm nơi m mặt
nớc ngầm dốc uốn cong gặp bề mặt hồ bằng phẳng. Phân phối phi tuyến của
thấm ngang qua một đáy hồ đợc chỉ ra từ những nghiên cứu lý thuyết
(McBride v Pfannkuch 1975; Pfannkuch v Winter 1984), trớc hết đã đợc
sử dụng quan sát đồng hồ đo thấm ở hồ Sallie, Minn
70

đợc những nh khoa học nông nghiệp tiến hnh v những nh địa chất thủy
văn tiến hnh về nớc ngầm. Tuy nhiên, sự hiểu biết về vận động của nớc qua
chuỗi liên tục lớp sát mặt đầy đủ, v sự tơng tác của nớc sát mặt với những
đặc tính bề mặt nớc, nh dòng chảy, hồ, v những vùng đầm lầy thì có hạn.
Hình 2.5: Các đới nớc sát mặt liền kề với tầng nớc mặt.
Hình 2.6a-e: Các khái niệm của sản phẩm dòng chảy từ các sờn dốc. a: dòng chảy trên mặt đất qua
ton bộ mặt đồi v không có dòng ngầm; b: dòng chảy trên mặt đất ở trân đồi v không có dòng
ngầm; c: dòng chảy trên mặt ở trân đồi khi vị trí kết thúc của nớc ngầm lộ ra khỏi mặt đất; d: dòng lũ

sát mặt; e: dòng chảy phức tạp trong đới không bío hòa l kết quả của tính thấm khác nhau của các
tầng đất v hon ton không có dòng chảy mặt. P l giáng thủy; Pc l giáng thủy trong lòng dẫn; f l
sự thấm; of l dòng chảy mặt; rf l dòng chảy trở lại; if l dòng phối hợp; ù l dòng chảy trong đới
không bío hòa; wt l mực nớc ngầm. (xác định từ Beven 1986)
Nghiên cứu về các đới sát mặt khác nhau của các nh khoa học từ những
nguyên lý khác nhau đã dẫn đến một số khái niệm liên quan tới những cơ chế
của dòng nớc qua lớp sát mặt, đợc trình by trong hình 2.6. Những sự khác
nhau cơ bản trong khái niệm liên quan tới sự phân vùng của nớc giữa dòng
71

chảy trên mặt, dòng chảy trong đới không bão hòa, v dòng chảy ngầm. Những
khái niệm v những phơng pháp nghiên cứu sự tơng tác của các hồ v nớc
ngầm đợc giới thiệu ở đây áp dụng tơng đơng nhau cho bất kỳ loại hình bề
mặt nớc no, miễn chúng l những dòng chảy, hồ, hoặc những vùng đầm lầy
Những nghiên cứu của hệ thống sát mặt đối với vấn đề về hồ đã đợc tiến triển
dọc theo hai khung nhận thức tổng quát:
(1) thủy văn học lu vực, nh đợc sử dụng trong những nghiên cứu về ma -
dòng chảy, v
(2) thủy văn học nớc ngầm.
Khái niệm thủy văn học lu vực, đôi khi đợc viện dẫn nh thủy văn học sờn
dốc, đã đợc sử dụng đối với vấn đề về hồ bởi chỉ một số ít những nh khoa học
nh Crowe v Schwartz (1981) v Gherini v những ngời khác (1985). Tuy
nhiên, khi quan tâm tới những mối liên kết giữa nớc v chất hòa tan giữa các
hồ v các lu vực của chúng tăng lên, những mô hình mô tả ton bộ những quá
t bộ phận của những
hận rộng rãi
khái niệm ny của dòng chảy u tiên trong đới không bão hòa đợc tiến hnh
n v Beven (1985) sử dụng lý
em xét nh những đơn vị tập trung đơn giản qua
ton bộ lu vực. Trong đa số các nghiên cứu hiện có, lu vực đợc chia cắt

thnh những đơn vị nhỏ nh các lu vực con hoặc các khối đơn vị rời rạc, hoặc
phơng nằm ngang hoặc thẳng đứng, hoặc cả hai.
Những đơn vị nhỏ hơn ny sau đó đợc xử lý bằng phơng pháp tham số tập
trung. Một ví dụ về một mô hình lu vực xử lý tầng nớc sát mặt bằng cách kết
hợp ny l mô hình của Leavesley v những ngời khác (1983), đã đợc bn
luận tr
ớc đó (Hình 2.4). Kèm theo l sự mô tả ngắn gọn những thnh phần
sát mặt của mô hình cho thấy trong hình 2.4.
Dòng chảy ở đới không bão hòa (đợc xem nh dòng chảy sát mặt bởi Leavesley
v những ngời khác 1983) đợc xét nh l sự chuyển động tơng đối nhanh
của nớc từ đới không bão hòa đến lòng dẫn. Dòng chảy xuất hiện trong suốt
quá trình ma v tuyết tan cũng nh thời đoạn sau của nó. Dòng chảy đến kho
trình lu vực có vẻ đợc sử dụng ngy cng tăng nh mộ
nghiên cứu thủy văn học hồ. Kirkby (1985) đã đa ra một tổng quan hữu ích về
những khái niệm của thủy văn sờn dốc.
Một số các nh thủy văn lu vực đã chỉ ra rằng đa số nớc trong lớp sát mặt
chảy qua những lỗ hổng lớn trong đới không bão hòa. Sự thừa n
trong vùng sờn đồi dốc bị rừng bao phủ. German
thuyết sóng động học để mô tả bằng toán học dòng chảy của nớc sát mặt qua
các lỗ hổng vĩ mô ở các sờn đồi.
Thực hnh nghiên cứu bằng toán học của thnh phần sát mặt của thủy văn học
sờn dốc nh một bộ phận của những mô hình ma - dòng chảy tham số tập
trung hoặc phân phối, hoặc kết hợp cả hai. Blackie v Eeles (1985) cung cấp
một tổng quan về những mô hình lu vực tham số tập trung, bao gồm lịch sử
phát triển của chúng. Trong những mô hình lu vực nguyên thủy, những
thnh phần sát mặt đợc x
72

nớc không bão hòa xuất hiện khi đới thổ nhỡng có khả năng giữ nớc cực đại
bị vợt quá, v lợng vợt trữ ny lớn hơn tốc độ hồi quy từ đới không bão hòa

đến kho chứa nớc ngầm, có nghĩa l, sự chênh lệch giữa lợng vợt trữ ny v
tốc độ hồi quy l dòng chảy vo kho nớc không bão hòa.
Lu lợng từ kho nớc sát mặt hoặc đi tới đới nớc ngầm nông, hoặc di chuyển
dọc sờn dốc trong những lớp đất mỏng từ điểm thấm đến điểm nhập vo một
con sông hoặc suối phía trên mực nớc ngầm. Các hệ số của thể tích trữ nớc
v của diễn toán dòng chảy phải đợc xác định cho mỗi kho chứa đới không bão
hòa. Lợng trữ ban đầu thờng đợc ớc lợng bằng không. Những giá trị của
hệ số diễn toán thì đợc tính toán từ số liệu dòng chảy lịch sử. Đối với trờng
hợp tuyến tính, hệ số diễn toán đợc đánh giá bằng việc sử dụng kỹ thuật tách
từ đồ thị thủy văn nh Linsley v những ngời khác đã mô tả (1975).
Hệ thống nớc ngầm đợc nhận thức nh một kho chứa tuyến tính v đợc giả
thiết l nguồn của tất cả dòng chảy cơ sở. Nớc có thể di chuyển tới kho nớc
ngầm hoặc từ đới thổ nhỡng, hoặc từ kho chứa đới không bão hòa, hoặc cả hai.
Cung cấp cho nớc ngầm từ đới thổ nhỡng xảy ra chỉ khi khả năng tích trữ bị
vợt quá, v bị hạn chế bởi một tốc độ hồi quy cực đại ngy. Lợng hồi quy cho
nớc ngầm từ kho chứa sát mặt xảy ra hng ngy bởi nớc sẵn có trong kho
chứa sát mặt. Bởi vậy, sử dụng nạp lại từ kho chứa sát mặt một cách u đãi
thông qua nạp lại đóng góp từ đới thổ nhỡng có thể giảm dòng chảy sát mặt
v tăng lợng đóng góp của dòng chảy ngầm cho biểu đồ thủy văn đợc mô
phỏng.
Một ví dụ cho cách tiếp cận khác để mô hình hóa dòng chảy sát mặt l hớng
tiếp cận mô phỏng Biến số - Nguồn - Diện tích (Troendle 1985). Khái niệm Biến
số - Nguồn - Diện tích (Hewlett v Hibbert 1963) giả thiết rằng dòng chảy lũ
sát mặt l một nguồn chính của tầng nớc mặt. Khái niệm ny cho rằng thể
tích lớn nhất của lợng nớc sát mặt di chuyển qua đới không bão hòa, v nớc
ngầm gần nh không quan trọng.
Khái niệm Biến số - Nguồn - Diện tích trớc đấy đã đợc chấp nhận để áp dụng
cho những vùng núi bao phủ bởi rừng ở phía đông Hoa Kỳ, về sau những khái
niệm ny đã đợc sử dụng để mô tả dòng nớc sát mặt ở các vùng với các điều
kiện khác. Hớng tiếp cận mô phỏng Biến số - Nguồn - Diện tích có nhiều đặc

trng của một mô hình bão hòa biến đổi tham số phân phối hon chỉnh. Sờn
dốc đợc chia cắt thnh những khối riêng biệt, cả theo phơng nằm ngang v
phơng thẳng đứng, v nớc đợc di chuyển giữa những khối theo phơng
trình của Richards (1931). Mô hình Biến số - Nguồn - Diện tích đã đợc phát
triển bởi Troendle (1985) sau đó đợc sửa đổi bởi P.Y.Bernier (Troendle 1985).
Các mô hình rời rác hoá hon ton mô phỏng dòng chảy sát mặt phục vụ thủy
văn học lu vực không đợc nghiên cứu rộng rãi, bởi vì những hạn chế về nhận
thức v hạn chế về khái niệm của môi trờng sát mặt của sờn dốc. Tuy nhiên,
tính hữu dụng của những mô hình nh vậy đợc chỉ ra bởi Freeze (1972) v
Stephenson v Freeze (1974), v những nh thủy văn học lu vực gia tăng sự

73

phát triển những mô hình tham số phân phối. Beven (1985) thảo luận về một
vi mô hình cùng với việc tập trung vo mô hình phân bố của Viện Thuỷ văn
Anh (IHDM).
Cách tiếp cận tham số phân phối để mô hình hóa v nghiên cứu dòng chảy sát
mặt theo quan điểm thủy văn lu vực thuộc khái niệm chính thứ hai dẫn đến
khuôn khổ tìm hiểu sự tơng tác của hồ với tầng nớc sát mặt, l nớc ngầm.
Nhiều thảo luận sau ny của nớc ngầm liên quan tới những nghiên cứu của
mô hình hóa nớc ngầm, bởi vì những mô hình nớc ngầm riêng biệt đã đợc
sử dụng rộng rãi trong việc nghiên cứu sự tơng tác của các hồ với tầng nớc
sát mặt. Đa số các hình dạng bề mặt nớc có một giao diện rộng lớn thực sự với
hệ thống nớc ngầm ở đáy của chúng. Giao diện rộng lớn thực sự khác duy
nhất m bề mặt nớc có l với khí quyển. Nói chung không tồn tại một mặt tiếp
xúc giữa tầng nớc mặt v đới không bão hòa; vì bề mặt của hệ thống nớc
ngầm, mực nớc ngầm, tiếp xúc với tầng nớc mặt tại đờng biên (Hình 2.5).
Vì nớc ngầm v nớc mặt có một mặt tiếp xúc tơng đối rộng, tơng tác của
hai loại nớc đã đợc quan tâm từ hơn 100 năm nay (Hall 1968). Từ công trình
của Boussinesq (1877) cho đến gần đây, mối tơng tác giữa nớc mặt v nớc

ngầm đã đợc nghiên cứu từ hình ảnh của sự rút dòng chảy (Barnes 1939;
Knisel 1963; Rorabaugh 1964).
Việc phân tích sự rút đi vẫn đợc sử dụng, nh thủ tục ma - dòng chảy đợc
Leavesley v những ngời khác (1983) chỉ ra, những nghiên cứu của hồ Woods
v hồ Panther, New York, đợc thực hiện bởi Murdrock v những ngời khác
(1987), nghiên cứu dòng chảy vo hồ Mirror, New Hampshire (Winter v
những ngời khác 1989), v những nghiên cứu dòng chảy ở vùng phía đông
Hoa Kỳ (Rutledge 1993). Sự phân tích rút nớc dựa vo một mô hình dòng
chảy một chiều m yêu cầu giả thiết rằng dòng chảy hon ton ngấm xuống hệ
thống nớc ngầm (Hình 2.7).
Các giả thiết khác cần để chứng minh việc sử dụng những mô hình đơn giản
hóa bậc cao ny l đúng bao gồm:
(1) Môi trờng xốp phải l đồng nhất v đẳng hớng, v
(2) tầng ngậm nớc phải có độ dy v hình dạng đồng nhất từ thuỷ vực mặt
đến vị trí đờng phân tách nớc ngầm.
Số liệu duy nhất cần sử dụng sự phân tích rút nớc l một giai đoạn đủ di của
bản ghi dòng chảy liên tục để xác định độ dốc rút nớc chính xác.
74

Hình 2.7: Nớc mặt hon ton thấm xuống hệ thống nớc ngầm
Sự nghiên cứu hiện thực hơn về sự tơng tác giữa nớc mặt v nớc ngầm đòi
hỏi sự phân tích tất định các hệ thống hai v ba chiều. Ngoi ra, loại phân tích
ny đợc dùng để đánh giá khái niệm của dòng chảy nớc sát mặt trên các
sờn dốc đã đề cập trớc đó cũng nh tính hợp lệ v những sự giới hạn của sự
phân tích nớc rút. Phơng trình thờng sử dụng để mô tả dòng chảy ngầm
cho các điều kiện không cân bằng trong môi trờng xốp bất đồng nhất v dị
hớng (McDonald v Harbaugh 1984) l một sự kết hợp của phơng trình liên
tục v phơng trình Darcy:
t
h

SW
z
h
K
zy
h
K
yx
h
K
x
szzYYXX
w
w

á
ạ
ã
ă
â
Đ
w
w
w
w

á
á
ạ
ã

ă
ă
â
Đ
w
w
w
w

á
ạ
ã
ă
â
Đ
w
w
w
w
(1)
trong đó x, y v z l những tọa độ Đecac liên kết dọc theo những trục chính của
các hệ số dẫn thủy lực K
XX
, K
YY
, K
ZZ
; h l cột thế năng; W l thông lợng thể
tích trên một đơn vị thể tích, đại diện cho những nguồn nớc thêm vo hay mất
đi; S

s
l lợng trữ đặc biệt của vật chất xốp; v t l thời gian.
Với những điều kiện trạng thái ổn định, phơng trình đợc đơn giản hóa bởi
việc không xét thnh phần thông lợng, W, v đặt vế phải của phơng trình
bằng 0.
Toth (1963) tìm nghiệm giải tích của phơng trình (1) viết cho dòng chảy ngầm
ổn định hai chiều theo phơng thẳng đứng. Sự phân tích ny tập trung về việc
đánh giá những hình thế dòng chảy gây ra bởi những hình thế mực nớc ngầm
khác nhau. Toth giả thiết rằng, môi trờng xốp l đẳng hớng v đồng nhất
lm cho cách tiếp cận phân tích dễ dng. Các điều kiện biênm không thấm
đợc sử dụng tại đáy v các cạnh khu vực nghiên cứu. Đờng mực nớc ngầm
đợc mô phỏng theo dạng sóng hình sin, m biên độ v độ dốc ton phần của nó
đợc thay đổi để tạo ra các độ dốc vùng v cao độ mực nớc địa phơng khác
nhau.
Những kết quả của nghiên cứu ny chỉ ra lý thuyết về sự hiện diện của các hệ
thống dòng chảy với các quy mô khác nhau địa phơng, trung gian, vùng (Hình
2.8) v kích thớc khác nhau, phụ thuộc vo hình thế của mực nớc ngầm.
Những khu vực cha đợc dự định nghiên cứu sự tơng tác của nớc ngầm v
nớc mặt, nhng những khái niệm đã giới thiệu bởi Toth l sự thúc đẩy những
ngời khác nghiên cứu sau ny về sự tơng tác của nớc ngầm v nớc mặt.
75

Hình 2.8: Mặt cắt thủy văn của một thiết đặt hai chiều có tính giả thiết thể hiện các hệ thống dòng chảy
cục bộ, trung bình, v khu vực trong một hồ chứa nớc ngầm. (Đợc xác định bởi Toth 1963)
Lời giải số của phơng trình (1) tỏ ra linh hoạt hơn lời giải giải tích của ph-
ơng trình dòng chảy nớc ngầm cho những nghiên cứu của hệ thống dòng
nớc ngầm, bởi vì độ xốp không phải l đồng nhất v đẳng hớng, v những
điều kiện biên, kể cả hình dạng của mặt nớc ngầm, có thể l phức tạp (Freeze
v Witherspoon 1967). Bởi vì tính linh hoạt ny, Winter (1976) sử dụng phơng
pháp số để nghiên cứu lý thuyết về hệ thống dòng nớc ngầm liên quan đến các

hồ cho một số hình thế hình học khác nhau của hồ v một sự đa dạng rộng về
những điều kiện biên của hệ thống nớc ngầm.
ẫn thuỷ lực cao,
(4) hình thế mặt nớc ngầm, v
(5) độ sâu của hồ.
Các phân tích đợc tiến hnh xét trong mặt cắt thẳng đứng hai chiều, vì vậy
chúng có ứng dụng chỉ cho những hồ thẳng di chảy theo hớng vuông góc với
hớng dòng ngầm. Hơn nữa, những sự mô phỏng l của điều kiện trạng thái ổn
định, có nghĩa l, với một mặt nớc ngầm cố định. Đờng mực nớc ngầm đợc
định hình sao cho hai đỉnh thuỷ áp nằm ở hai bên của mặt cắt v đỉnh ny cao
hơn đỉnh kia. Không có mô phỏng no đợc tiến hnh cho trờng hợp mực nớc
ngầm thấp hơn mực nớc hồ, bởi vì điều ny rõ rng dẫn đến sự thấm ra khỏi
hồ.
Nghiên cứu ny đã đợc thiết kế để xác định những kiểu dòng chảy ngầm v
những mẫu thấm đáy hồ đợc tạo ra do sự khác biệt của các yếu tố:
(1) hình học của hệ thống nớc ngầm,
(2) độ dị hớng, l tỷ số giữa hệ số thủy lực của phơng ngang với hệ số dẫn
thuỷ lực của phơng thẳng đứng, v l một hm của hạt đợc định hớng trong
đất đá,
(3) sự phân bố của các vùng có độ d
76

Hình 2.9: Mặt cắt thủy văn của thiết đặt hai chiều có tính giả thuyết thể hiện hệ thống dòng ngầm có
liên quan với một hồ m không có thấm từ nó. Điểm ngng trệ dọc theo biên hệ thống dòng chảy cục
bộ bao xung quanh hồ có cột nớc thủy lực l 230.9 đơn vị không thứ nguyên, m lớn hơn 0.9 cột nớc
230 hiện tại của mực nớc hồ. Kh/Kv l tỷ số của tính dẫn thủy lực ngang v thẳng đứng.
Hình 2.10: Mặt cắt thủy lực của sự thiết đặt hai chiều có tính giả thuyết thể hiện những hệ thống dòng
ngầm có liên quan với một hồ m có thấm từ nó qua 1-3 của đáy hồ, vì biên hệ thống dòng chảy cục
bộ không liên tục. Kh/Kv l tỷ số giữa tính dẫn thủy lực ngang v thẳng đứng.
điều kiện (Hình 2.9). Tuy nhiên, sự thấm ra ngoi từ hồ qua những phần sâu

Nghiên cứu đã chỉ ra rằng bởi vì hình thế mực nớc ngầm đã đợc chỉ rõ, dòng
chảy trong phần phía trên của hệ thống nớc ngầm l về phía hồ cho tất cả các
77

hơn của hồ cho một số điều kiện (Hình 2.10). Mấu chốt để hiểu tại sao những
hấm ra từ hồ có thể xảy ra. Sự
có mặt của một điểm ngng trệ, điểm có mực thuỷ áp nhỏ nhất dọc theo biên
ênh lệch cột
từ hồ:
(1) sự hạ thấp mặt nớc ngầm, đặc biệt ở bên đỉnh thuỷ áp thấp,
(2) sự tăng thêm của độ d
(3) sự tăng thêm của hệ số dẫn thủy lực của những đới thấm nớc cao,
(4 sự tăng thêm độ sâu hồ, v
từ vị trí sâu đến nông hơn trong hệ thống nớc ngầm.
Do hầu hết các hồ không di, thẳng v có hớng vuông góc với phơng dòng
tế
ầm, cũng nh giả thiết về trạng thái ổn định.
Những kết luận chính của nghiên cứu chỉ ra rằng :
1. Một điểm ngng trệ đơn thì có liên hệ với một hệ thống dòng nớc
ngầm địa phơng kín. Điểm ny nằm dọc theo đờng viền của một mặt cắt đi
qua điểm có mực thuỷ áp nhỏ nhất nằm trên mặt phân chia nớc ngầm bao
quanh hồ.
2. Đối với những hồ quây đợc bao kín bởi một mặt phân chia nớc
ngầm, những diện tích thấm ra từ một hồ có thể xuất hiện ngoi bờ m không
thể tìm ra với bất kỳ số lỗ khoan mực nớc ngầm no đợc đặt trong lu vực
nớc ngầm của hồ (Hình 2.12).
Mặc dù những nghiên cứu đợc mô tả trớc đó cung cấp sự hiểu biết về những
quá trình dòng chảy ngầm khi chúng liên quan đến các hồ, việc giả thiết những
điều kiện trạng thái ổn định áp đặt giới hạn khắt khe về những quá trình m
có thể l rất biến động. Vì hình thế của mực nớc ngầm l biến động, phản ánh

sự thay đổi thờng xuyên đợc nạp lại v lu lợng từ hệ thống nớc ngầm,
những nhân tố điều khiển các quá trình thấm cần đợc nghiên cứu sử dụng
những mô hình m cho phép mực nớc ngầm di chuyển tùy thích.
sự khác nhau đã xảy ra ny l tính liên tục của biên dòng chảy hệ thống nằm ở
bên dới hồ. Nếu biên l liên tục, nh đợc chỉ ra trong Hình 2.9, tất cả các
mực thuỷ áp bên trong nó thì lớn hơn mực nớc hồ v nớc không thể thấm ra
từ hồ. Nếu biên không phải l liên tục, thì sự t
hệ thống dòng chảy l liên tục (Winter 1976).
Những kết quả khác của nghiên cứu ny chỉ ra rằng những thay đổi của các
điều kiện địa chất thủy văn sau đây có xu thế lm giảm đi sự ch
nớc giữa hồ v điểm ng
ng trệ, hoặc tạo ra hay lm tăng thấm ra
ịhớng (Hình 2.11),
(5) dịch chuyển đới ngấm qua đợc cao m xuất hiện ở dới v đờng dốc xuống
tại hồ
chảy ngầm v do cần có sự hiểu biết về các hồ v hệ thống nớc ngầm thực
hơn, Winter (1987) đã sử dụng một mô hình nghiên cứu sự tơng tác giữa hồ v
nớc ngầm theo ba chiều. Nghiên cứu ny đã đợc thiết kế v thực hiện gần
nh giống những gì đã đợc mô tả ở phần trên, bao gồm cả chiều của hồ v hệ
thống nớc ng
78

Hình 2.11A, B: Các mặt cắt thủy văn của sự thiết đặt hai chiều có tính giả thuyết thể hiện sự khác nhau
về hình thể hệ thống dòng chảy v ảnh hởng đến các dạng thấm liên quan tới những sự khác biệt
trong tính dị hớng, m l tỷ số của tính dẫn thủy lực ngang v thẳng đứng. Nếu độ rỗng có tính dị
hớng 1000 (A), hồ có thấm từ nó, nhng nếu có tính dị hớng l 250 (B), tồn tại một điểm ngng trệ,
chứng tỏ rằng hệ thống dòng chảy cục bộ kín bao xung quanh hồ, ngăn cản thấm ra từ hồ. (Đợc xác
định từ Winter v Pfannkuch 1984)
Một mô hình số m mô phỏng dòng chảy sát mặt bão hòa biến thiên (không bão
hòa v đã bão hòa) trong mặt cắt thẳng đứng đợc phát triển bởi Cooley v

Westphal (1974) có dạng nh sau:
t
h
dp
dS
nSS
z
h
KK
zx
h
KK
x
h
w
swzzrxxr
w
w
á
á
ạ
ã
ă
ă
â
Đ

á
ạ
ã

ă
â
Đ
w
w
w
w

á
ạ
ã
ă
â
Đ
w
w
w
w
(2)
trong đó x,z l các trục tọa độ ngang v thẳng đứng; K
XX
, K
ZZ
l những thnh
phần chính của tenxo dẫn xuất thủy lực, sắp thẳng hng trục x v z; K
r
l tính
dẫn thủy lực tơng đối, đợc giả thiết để l một hm vô hớng của sự bão hòa
nớc; S
w

l sự bão hòa nớc, thay đổi giữa 0 cho những điều kiện khô v 1 cho
những điều kiện bão hòa; S
s
hệ số trữ nớc; n l độ rỗng; h l cột nớc thủy lực;
p
h
l cột áp lực, bằng h- z; v t l thời gian.
79

Hình 2.12A-C: Bản đồ thủy văn v các mặt cắt của sự thiết đặt ba chiều có tính giả thuyết thể hiện sự
thấm từ hồ có thể xảy ra thậm chí khi độ dốc mặt nớc ngầm l về phía hồ qua lu vực. (Đợc xác định
từ Winter 1978)
80

Dạng ny của phơng trình dòng nớc ngầm khác phơng trình (1) trong đó
quan hệ giữa độ bão hòa nớc v cột áp lực, cũng nh độ bão hòa nớc v tính
dẫn thủy lực tơng đối, cần đợc chỉ rõ để giải phơng trình cho dòng chảy
trong những đới không bão hòa v đới bão hòa.
Hình 2. 13A, B: Quan hệ của sự bío hòa nớc đí chuẩn hóa với cột áp lực (A) v với tính dẫn thủy lực
tơng đối (B) cho các giá trị khác nhau của các tham số thực nghiệm sử dụng để mô phỏng dòng chảy
trong đới không bío hòa. (Đợc xác định từ Winter 1983)
Quan hệ giữa độ bão hòa nớc v cột áp lực đợc biểu thị nh sau:

Ap
A
S
c
h
wD

(3)
81