Hiệu chỉnh, áp dụng công thức SCS vμ mô hình sóng động học phơng pháp phần tử hữu hạn mô phỏng quá trình lũ lu vực sông Vệ - trạm An Chỉ

Mục lục
Trang
Mở đầu
3
Ch-ơng 1. Tổng quan mô hình m-a - dòng chảy và ph-ơng pháp tính thấm
4
1.1. Khái niệm mô hình toán thủy văn
4
1.2. Giới thiệu một số mô hình m-a - dòng chảy
4
1.3. Tổng quan về các ph-ơng pháp tính thấm
7
1.4. Mô hình sóng động học ph-ơng pháp phần tử hữu hạn và ph-ơng pháp SCS mô
phỏng dòng chảy

18
Ch-ơng 2. Điều kiện địa lý tự nhiên l-u vực sông Vệ - trạm An Chỉ
23
2.1. Vị trí địa lý
23
2.2. Địa hình
23
2.2. Địa chất, thổ nh-ỡng
23
2.4. Lớp phủ thực vật
26
2.5. Khí hậu
26
2.6. Mạng l-ới sông suối và tình hình nghiên cứu thủy văn
28
Ch-ơng 3. Sử dụng mô hình sóng động học một chiều để hiệu chỉnh công thức

tính m-a hiệu quả trong SCS qua mô phỏng lũ sông Vệ trạm An Chỉ

31
3.1. Mô tả và xử lý số liệu
31
3.2. Ch-ơng trình tính
37
3.3. Kết quả tính
39
Kết luận
48
Tài liệu tham khảo
49
Phụ lục
51

3
Mở đầu
Quá trình hình thành lũ trên l-u vực là một quá trình phức tạp. Việc mô phỏng lũ
chủ yếu là mô phỏng quá trình m-a dòng chảy trên l-u vực và quá trình truyền lũ
trong lòng sông. Mô phỏng quá trình m-a dòng chảy cần làm rõ hai quá trình chính là
quá trình vận chuyển n-ớc trên s-ờn dốc và quá trình tổn thất trên bề mặt l-u vực. Do
sự hạn chế về nguồn số liệu, nhất là số liệu mặt đệm nên từ tr-ớc đến nay các ph-ơng
pháp dự báo lũ lụt th-ờng có độ chính xác không cao do không tính đến tác động của
của các quá trình diễn biến trên bề mặt l-u vực và ảnh h-ởng của việc khai thác l-u
vực đến quá trình dòng chảy trên bề mặt l-u vực. Mô hình phần tử hữu hạn sóng động
học một chiều và ph-ơng pháp SCS đã phần nào khắc phục đ-ợc phần nào nh-ợc điểm
trên do có thể cập nhật tốt hơn các thông tin về mặt đệm.
Ph-ơng pháp SCS của Cục thổ nh-ỡng Hoa Kỳ, dùng để tính m-a hiệu quả đ-ợc
sử dụng rộng rãi nhiều nơi trên thế giới. Trong 30 năm trở lại đây, ph-ơng pháp SCS đã

đ-ợc một số nhà nghiên cứu sử dụng bởi vì nó cho kết quả khá ổn định và đáng tin cậy
trong việc đánh giá dòng chảy mặt. Việc thay đổi một số chỉ số tính toán từ công thức
thực nghiệm của cơ quan bảo vệ đất Hoa Kỳ cho phù hợp với thực tế các l-u vực
nghiên cứu đ-ợc tiến hành ở nhiều nơi nh- ấn Độ, Niu Di Lân, úc, Ba Lan
L-u vực sông Vệ nằm trong trung tâm m-a lớn nhất của tỉnh Quảng Ngãi, diện
tích l-u vực nhỏ, độ dốc lớn nên lũ diễn biến phức tạp. Đối với những trận m-a lớn có
thể xảy ra lũ quét ở vùng th-ợng nguồn, gây thiệt hại nghiêm trọng. Đối với l-u vực
sông Vệ, vấn đề đặt ra đối với công tác dự báo lũ là việc nâng cao độ chính xác và kéo
dài thời gian dự kiến dự báo mực n-ớc sông Vệ để phục vụ tốt công tác phòng chống
và giảm nhẹ thiệt hại do lũ lụt.
Trên cơ sở thực tiến đó, đề tài "Hiệu chỉnh, áp dụng công thức SCS và mô hình
sóng động học ph-ơng pháp phần tử hữu hạn mô phỏng quá trình lũ l-u vực sông Vệ -
trạm An Chỉ" đã đ-ợc chọn.

4
Ch-ơng 1
Tổng quan
mô hình m-a - dòng chảy và ph-ơng pháp tính thấm
1.1. Khái niệm mô hình toán thủy văn
Mô hình hệ thống thủy văn có thể là mô hình vật lý hay toán học.
Mô hình vật lý là mô hình biểu thị hệ thống thật d-ới dạng thu nhỏ, nh- mô
hình thủy lực của đập tràn.
Mô hình toán thủy văn miêu tả hệ thống thủy văn d-ới dạng toán học, là tập hợp
các ph-ơng trình toán, các mệnh đề logic thể hiện các quan hệ giữa các biến và các
thông số của mô hình để mô phỏng hệ thống tự nhiên, hay nói cách khác là một hệ
thống biến đổi đầu vào (hình dạng, điều kiện biên, các lực ) thành đầu ra (tốc độ
chảy, mực n-ớc, áp suất ).
1.2. Giới thiệu một số mô hình m-a - dòng chảy
1.2.1. Mô hình của Trung tâm khí t-ợng thủy văn Liên Xô (HMC) [7, 8]
Mô hình này mô phỏng quá trình tổn thất dòng chảy của l-u vực và sau đó ứng

dụng cách tiệm cận hệ thống để diễn toán dòng chảy tới mặt cắt cửa ra của nó.
L-ợng m-a hiệu quả sinh dòng chảy mặt P đ-ợc tính từ ph-ơng trình:
P = h - E - I (1.1)
trong đó: h: C-ờng độ m-a trong thời đoạn tính toán (6h, 24h, ); E: L-ợng bốc
thoát hơi n-ớc; I: C-ờng độ thấm trung bình.
Với mô hình này thì do có hạn chế sử dụng do liên quan đến l-ợng bốc hơi mà
số liệu l-ợng bốc hơi trên các l-u vực còn thiếu rất nhiều và có những l-u vực không
có điều kiện để đo đạc. Ngoài ra c-ờng độ thấm trung bình thì th-ờng đ-ợc lấy trung
bình cho toàn l-u vực với thời gian không xác định nên mô hình này cũng bị hạn chế.
1.2.2. Mô hình SSARR [7, 10]
Mô hình SSARR do Rockwood D. xây dựng từ năm 1957, gồm 3 thành phần cơ
bản:
- Mô hình l-u vực
- Mô hình điều hoà hồ chứa
- Mô hình hệ thống sông

5
Trong mô hình l-u vực, ph-ơng trình cơ bản của SSARR sử dụng để diễn toán
dòng chảy trên l-u vực là luật liên tục trong ph-ơng pháp trữ n-ớc áp dụng cho hồ
thiên nhiên trên cơ sở ph-ơng trình cân bằng n-ớc:

12
2121
SSt
2
OO
t
2
II

(1.2)
Ph-ơng trình l-ợng trữ của hồ chứa là :

dt
dQ
T
dt
dS
s

(1.3)
Mô hình SARR cho phép diễn toán trên toàn bộ l-u vực nh-ng bên cạnh đó mô
hình SSARR còn hạn chế là chỉ áp dụng đ-ợc với những l-u vực không lớn, và với
những l-u vực có điều kiện ẩm không đồng nhất thì khi tính toán sẽ cho kết quả mô
phỏng không chính xác. Mô hình này không thể sử dụng một cách trực tiếp để điều tra

(kiểm tra những tác động thủy văn của việc thay đổi đặc điểm l-u vực sông ví dụ nh-
các kiểu thảm thực vật, việc bảo vệ đất và các hoạt động quản lý đất t-ơng tự khác).
1.2.3. Mô hình TANK [7, 10]
Mô hình TANK đ-ợc phát triển tại Trung tâm Nghiên cứu Quốc gia về phòng
chống thiên tai tại Tokyo, Nhật Bản. Theo mô hình này, l-u vực đ-ợc mô phỏng bằng
chuỗi các bể chứa (TANK) theo tầng cái này trên cái kia phù hợp với phẫu diện đất.
Hệ thức cơ bản của mô hình
M-a bình quân l-u vực (P)




n
i
i
n
i
i
WxWP
11
1
/.
(1.4)
trong đó: n: số điểm đo m-a; X
i
: l-ợng m-a tại điểm thứ i; Wi: trọng số của điểm
m-a thứ i. Theo M.Sugawara W
i
sẽ đ-ợc trọn là một trong bốn số sau: 0,25; 0,5;
0,75; 1,0.

Bốc hơi l-u vực (E)

E
EVT
EVT h h
EVT
Khi XA PS E
Khi XA PS E
va XA PS H
XA PS
f f
f













0 8
0 75 0 8
0 6
0
0

0
,
, ( , )
,
(1.5)
Cơ cấu truyền ẩm bể chứa trên cùng đ-ợc chia làm hai phần: trên và d-ới,
giữa chúng xảy ra sự trao đổi ẩm. Tốc độ truyền ẩm từ d-ới lên T
1
và trên xuống T
2

đ-ợc tính theo công thức:

6

T TB
XA
PS
TB
1 0
1 ( )
(1.6)

T TC
XS
SS
TC
2 0
1 ( )
(1.7)

trong đó: XS, SS: l-ợng ẩm thực và l-ợng ẩm bão hoà phần d-ới bể A; TB
o
, TB,
TC
o
, TC: các thông số truyền ẩm, theo M. Sugawar chúng nhận những giá trị:
TB = TB
0
= 3 mm/ngày đêm;TC = 1mm/ngày đêm; TC
0
= 0,5mm/ngày đêm
Dòng chảy từ bể A. L-ợng n-ớc đi vào bể A là m-a (P). Dòng chảy qua các cửa
bên (YA
1
, YA
2
) và của đáy (YA
0
) đ-ợc xác định theo các công thức sau:
Hf XA + P-PS (1.8)
YA
0
= H
f
A
0
(1.9)


YA

H HA H HA
khi H HA
f
khi
f
f
1
1 1
1
0






( );
(1.10)
Trong mô hình, tác dụng điều tiết của s-ờn dốc đã tự động đ-ợc xét thông qua
các bể chứa xếp theo chiều thẳng đứng. Nh-ng hiệu quả của tác động này không đủ
mạnh và có thể coi tổng dòng chảy qua các cửa bên của bể YA
2
+YA
1
+YB
2
+YC
1
+YD
1

chỉ là lớp cấp n-ớc tại một điểm. Đây là một yếu điểm của mô hình TANK.
Mô hình TANK t-ơng đối đơn giản, có ý nghĩa vật lý trực quan, thích hợp với
các lu vực vừa và nhỏ nhng khó thể hiện sự trễ của dòng chảy so với ma. Do mô
hình đ-ợc cấu tạo từ các bể tuyến tính, các thông số cửa ra trong một số tr-ờng hợp tỏ
ra kém nhạy.
1.2.4. Mô hình sóng động học một chiều [7, 11]
Mô hình sóng động học áp dụng cho dòng chảy s-ờn dốc và lòng dẫn có dạng
sau:

0q
t
A
x
Q







(1.11)



ASR
1
Q
2/13/2

(1.12)
trong đó: Q: L-u l-ợng dòng chảy s-ờn dốc hoặc trong sông; q: L-ợng m-a sinh dòng
chảy đối với dòng chảy s-ờn dốc và l-ợng nhập khu giữa đối với lòng dẫn; A: Mặt cắt
của dòng chảy trên s-ờn dốc hay lòng dẫn, S: Độ dốc s-ờn dốc hoặc độ dốc lòng sông.

7
Việc khảo sát ph-ơng trình (1.11) và (1.12) đã đ-ợc tiến hành trong nhiều công
trình nghiên cứu và rút ra kết luận là thích hợp nhất đối với dòng chảy s-ờn dốc và
thích hợp với lòng dẫn có độ dốc t-ơng đối lớn. Một trong các cách tiệm cận mô phỏng
dòng chảy s-ờn dốc bằng mô hình sóng động học một chiều có nhiều triển vọng nhất
là mô hình phần tử hữu hạn.
1.3. Tổng quan về các ph-ơng pháp tính Thấm
1.3.1. Quá trình thấm [14]
Thấm là quá trình n-ớc từ mặt đất thâm nhập vào trong đất. Có nhiều nhân tố
ảnh h-ởng đến tốc độ thấm bao gồm điều kiện trên mặt đất và lớp thảm phủ thực vật,
có tính chất của đất nh-: độ rỗng, độ dẫn thủy lực và hàm l-ợng ẩm hiện có trong đất.
Do sự biến đổi mạnh mẽ các tính chất của đất trong không gian và thời gian mỗi khi có
sự thay đổi về l-ợng ẩm làm cho quá trình thấm trở nên rất phức tạp đến mức chỉ có thể
mô tả nó một cách gần đúng bằng các ph-ơng trình toán học.
Đặc tr-ng cho quá trình thấm là tốc độ thấm f (cm/giờ), là tốc độ theo đó n-ớc
từ mặt đất đi vào trong đất. Nếu trên mặt đất có lớp n-ớc đọng thì n-ớc sẽ thấm xuống
đất theo độ dốc thấm tiềm năng. Nếu tốc độ cấp n-ớc trên mặt đất, chẳng hạn cấp n-ớc
bởi m-a, lại nhỏ hơn tốc độ thấm tiềm năng, thì tốc độ thấm thực tế sẽ nhỏ hơn tốc độ
thấm tiềm năng. Phần lớn các ph-ơng trình về thấm mô tả tốc độ thấm tiềm năng.
L-ợng thấm luỹ tích F là độ sâu cộng dồn của n-ớc thấm trong một thời kỳ đã cho và
bằng tích phân của tốc độ thấm trên thời kỳ đó:

1
0
)()(

dftF
(1.13)
trong đó là một biến hình thức của thời gian dùng trong tích phân. Biến đổi ng-ợc lại
ta có:

dt
tdF
tf
)(
)(
(1.14)
1.3.2. Các ph-ơng trình thấm [14]
Cơ sở dựa vào ph-ơng trình điều khiển dòng không ổn định của Richard một
chiều:

)( K
z
D
zt

(1.15)
trong đó: K: hệ số thấm Darcy; D = K/ là độ khuếch tán n-ớc trong đất; :
biến đổi của cột n-ớc mao dẫn; : hàm l-ợng ẩm.

8
Ph-ơng trình Horton
Ph-ơng trình thấm do Horton thiết lập năm 1933 và ứng dụng năm 1939.
Horton nhận xét rằng quá trình thấm bắt đầu từ một tốc độ thấm f
0
nào đó, sau đó giảm
dần theo quy luật hàm số mũ cho đến khi đạt tới một giá trị không đổi f
c
:

kt
c
effftf

)()(
00
(1.16)
trong đó: k: hằng số phân rã có thứ nguyên [T
-1
]; t: thời gian phân rã.
Ph-ơng trình Phillip
Phillip (1957 -1969) đã giải ph-ơng trình Richard d-ới các điều kiện chặt chẽ
bằng cách thừa nhận K và D có thể biến đổi theo hàm l-ợng ẩm . Ông dùng phép biến

đổi Boltzmann là: B() = zt
-1/2
để chuyển đổi ph-ơng trình (1.15) thành ph-ơng trình vi
phân đạo hàm th-ờng theo B và giải ph-ơng trình để thu đ-ợc một chuỗi vô hạn l-ợng
ẩm luỹ tích F(t), chuỗi này đ-ợc biểu thị gần đúng bởi ph-ơng trình:

KtSttF
2/1
)(
(1.17)
trong đó S là một thông số phụ thuộc vào thế mao dẫn của đất và độ dẫn thủy lực K.
Vi phân ph-ơng trình (1.17) ta đ-ợc:

KSttf
2/1
2
1
)(
(1.18)
Ph-ơng trình Green-Ampt
Ph-ơng pháp của Green-Ampt xây dựng trên cơ sở lí thuyết vật lí ít chặt chẽ hơn
so với Horton và Phillip nh-ng cho nghiệm giải tích chính xác hơn. Năm 1911 Green
và Ampt đã đề nghị bức tranh giản hoá về thấm nh- minh hoạ trong. Cơ sở ph-ơng
pháp là dựa vào ph-ơng trình liên tục và ph-ơng trình động l-ợng.


LLtF
i
)()(
với = -

i
(1.19)
trong đó: L: độ sâu;
i
: hàm l-ợng ẩm ban đầu; F: độ sâu luỹ tích của n-ớc thấm
vào trong đất; L( -
i
): diện tích mặt cắt ngang.
Từ đó rút ra ph-ơng trình Green-Ampt đối với độ sâu thấm tích lũy:

)
)(
1ln()(




tF
KtF
(1.20)
Ph-ơng trình Darcy
Định luật cơ bản về thấm đ-ợc biểu diễn bằng ph-ơng trình vận tốc thấm:
v = kI (1.21)
hoặc bằng ph-ơng trình l-u l-ợng:

9

IKQ

(1.22)
trong đó: v: vận tốc thấm (m/s); Q: l-u l-ợng thấm (m
3
/s);

: diện tích toàn phần
mặt cắt ngang của dòng n-ớc ngầm, kể cả diện tích mà những hạt đất chiếm chỗ; I: độ
dốc thủy lực bằng H/L (H: tổn thất cột n-ớc trên đoạn đ-ờng thấm L); K: hệ số thấm
(m/s).
Dòng thấm trong định luật Darcy là dòng đều, ổn định ở trạng thái chảy tầng.
Nh- vậy, nếu chuyển động của dòng thấm là chảy rối thì nó sẽ không tuân theo định
luật này nữa.
Ph-ơng pháp SCS [14]
Cơ quan bảo vệ thổ nh-ỡng Hoa Kỳ (1972) đã phát triển một ph-ơng pháp để
tính tổn thất dòng chảy từ m-a rào (gọi là ph-ơng pháp SCS). Ta đã thấy, trong một
trận m-a rào, độ sâu m-a hiệu dụng hay độ sâu dòng chảy trực tiếp P
e
không bao giờ
v-ợt quá độ sâu m-a P. T-ơng tự nh- vậy, sau khi quá trình dòng chảy bắt đầu, độ sâu
n-ớc bị cầm giữ tiềm năng tối đa nào đó, S (hình 1.1). Ta còn có một l-ợng m-a I
a
bị
tổn thất nên không sinh dòng chảy, đó là l-ợng tổn thất ban đầu tr-ớc thời điểm sinh
n-ớc đòn trên bề mặt l-u vực. Do đó, ta có l-ợng dòng chảy tiềm năng là P-I
a
. Trong
đó ph-ơng pháp SCS, ng-ời ta giả thiết rằng tỉ số giữa hai đại l-ợng có thực P
e
và F
a

thì
bằng với tỉ số giữa hai đại l-ợng tiềm năng P-I
a
và S. Vậy ta có:

a
ea
IP
P
S
F


(1.23)
Từ nguyên lý liên tục, ta có:

aae
FIPP
(1.24)
Kết hợp (1.23) và (1.24) để giải P
e
:

SIP
IP
P
a
a
e

2
)(
(1.25)
Đó là ph-ơng trình cơ bản của ph-ơng pháp SCS để tính độ sâu m-a hiệu dụng
hay dòng chảy trực tiếp từ một trận m-a rào. Với: I
a
- độ sâu tổn thất ban đầu, P
e
- độ
sâu m-a hiệu dụng, F
a
- độ sâu thấm liên tục, P tổng độ sâu m-a.
Qua nghiên cứu các kết quả thực nghiệm trên nhiều l-u vực nhỏ, ng-ời ta đã
xây dựng đ-ợc quan hệ kinh nghiệm:

SI
a
2,0
(1.26)


10

Hình 1.1. Các biến số của tổn thất dòng chảy trong ph-ơng pháp SCS. [14]
1.3.3. Phát triển ph-ơng pháp SCS
Trên những cơ sở lý thuyết của VenteChow [14] thấy rằng:

SP

SP
P
e
8,0
)2,0(
2



(1.27)
Lập đồ thị quan hệ giữa P và P
e
bằng các số liệu của nhiều l-u vực, ng-ời ta đã
tìm ra đ-ợc họ các đ-ờng cong này, ng-ời ta sử dụng số liệu của đ-ờng cong, CN làm
thông số. Đó là một số không thứ nguyên, lấy giá trị trong khoảng 0 CN 100. Đối
với các mặt không thấm hoặc mặt n-ớc, CN = 100; đối với các mặt tự nhiên, CN < 100.
Số hiệu của đ-ờng cong và S liên hệ với nhau qua ph-ơng trình:

10
1000

CN
S
(1.28)
trong đó S đ-ợc đo bằng inche.
Độ ẩm của đất tr-ớc trận m-a đang xét đ-ợc gọi là độ ẩm thời kì tr-ớc. Độ ẩm
này đ-ợc phân chia thành ba nhóm: độ ẩm thời kì tr-ớc trong điều kiện bình th-ờng (kí
hiệu là AMC II), trong điều kiện khô (AMC I) và trong điều kiện -ớt (AMC III). Tiêu
chuẩn để phân loại các điều kiện này đ-ợc giới thiệu trong bảng 1.1.
Đối với điều kiện khô (AMC I) hoặc điều kiện -ớt (AMC III), các số liệu đ-ờng

cong t-ơng đ-ơng có thể đ-ợc suy ra nh- sau:

)(0568,010
)(2,4
)(
IICN
IICN
ICN


(1.29)
và
)(13,010
)(23
)(
IICN
IICN
IIICN


(1.30)
Cho tới đây, ta mới chỉ tính đ-ợc độ sâu m-a hiệu dụng hay độ sâu dòng chảy
trực tiếp trong một trận m-a rào. Bằng cách mở rộng ph-ơng pháp trên, ta có thể tìm

11
đ-ợc phân bố theo thời gian của tổn thất dòng chảy. Giải các ph-ơng trình (1.23) và
(1.24) cho F
a
, ta có:

SIP
IPS
F
a
a
a



)(
P I
a
(1.31)
Bảng 1.1. Phân loại các nhóm độ ảm thời kì tr-ớc (AMC) trong tính toán l-ợng
tổn thất dòng chảy của ph-ơng pháp SCS.
Nhóm AMC
Tổng l-ợng m-a 5 ngày tr-ớc (in)
Mùa không hoạt động
Mùa sinh tr-ởng
I
Nhỏ hơn 0,5
Nhỏ hơn 1,4
II
0,5 to 1,1
1,4 to 2,1
III
Trên 1,1
Trên 2,1
Lấy vi phân và nhận xét rằng I
a

và S đều là hằng số:

2
2
)(
/
SIP
dtdPS
dt
dF
a
a


(1.32)
Khi P, (dF
a
/dt) 0 nh- yêu cầu, nh-ng sự có mặt của dP/dt (c-ờng độ m-a)
ở tử số vể phải có nghĩa là khi c-ờng độ m-a tăng thì tốc độ cầm giữ n-ớc bên trong
l-u vực cũng có xu h-ớng tăng. Tính chất này của ph-ơng pháp SCS có lẽ còn thiếu
một cơ sở vật lý vững chắc (Morel Seytoux và Verdin, 1981).
Trong tính toán áp dụng, l-ợng tổn thất lũy tích và m-a hiệu dụng có thể đ-ợc
xác định hoặc từ ph-ơng trình (1.31) hoặc từ (1.32).
Ph-ơng pháp SCS [23] yêu cầu số liệu t-ơng tự trong ph-ơng pháp Rational:
diện tích thoát n-ớc, yếu tố dòng n-ớc, thời gian tập trung và l-ợng m-a. Tuy nhiên
ph-ơng pháp SCS phức tạp hơn ở chỗ nó còn xét đến sự phân bố l-ợng m-a về mặt
thời gian, l-ợng m-a bị chặn lại trong những hố n-ớc, và tỷ lệ thấm giảm đi trong suốt
một trận bão.
Một ứng dụng đặc tr-ng của ph-ơng pháp SCS gồm những b-ớc cơ bản sau:
1. Xác định số CN thể hiện việc sử dụng đất khác nhau trong vùng thoát n-ớc.

2. Tính thời gian từ khi n-ớc tập trung tới thời điểm nghiên cứu.
3. Sử dụng cách phân bố l-ợng n-ớc m-a loại II, xác định đ-ợc l-ợng m-a tổng
và l-ợng m-a thực.
4. Sử dụng ph-ơng pháp đồ thị thủy văn, có thể vẽ đ-ợc đồ thị của dòng chảy
mặt trực tiếp từ l-u vực.

12
Ph-ơng pháp SCS có thể đ-ợc sử dụng để vừa -ớc l-ợng đ-ợc đỉnh lũ vừa để tạo
ra những đồ thị vẽ lại quá trình lũ. Ph-ơng pháp chia l-ới phần tử giản l-ợc có thể đ-ợc
áp dụng cho những khu vực thoát n-ớc có diện tích tới 2000 mẫu. Vì vậy, ph-ơng pháp
SCS có thể áp dụng đ-ợc cho hầu hết các kiểu ứng dụng, bao gồm những công trình giữ
n-ớc và thoát n-ớc, những hệ thống thoát lũ, những cống ngầm, những rãnh thoát n-ớc
nhỏ, những dòng kênh.
Việc tính toán l-ợng dòng chảy mặt và đỉnh tỉ lệ chảy ra với những l-u vực
thoát n-ớc nhỏ (loại nhỏ hơn 200 mẫu) đất sử dụng đồng nhất, có thể mô tả bởi một giá
trị CN đơn lẻ. Công thức đỉnh thoát n-ớc:

pup
AQFqQ
(1.33)
trong đó: Q
p
: đỉnh thoát n-ớc (cfs); q
u
: đơn vị đỉnh thoát n-ớc (cfs/mi
2
/in); A: diện
tích thoát n-ớc (mi
2
); Q: dòng chảy mặt; F

q
: hệ số điều chỉnh của ao và đầm.
Những đặc điểm tự nhiên chính của l-u vực làm thay đổi mối quan hệ giữa m-a
và dòng chảy mặt đó là việc sử dụng đất, loại đất, độ dốc. Ph-ơng pháp SCS sử dụng sự
kết hợp giữa điều kiện đất và đất sử dụng để chia hệ số dòng chảy mặt thành các vùng.
Hệ số dòng chảy mặt đ-ợc gọi là số CN, nó cho biết tiềm năng một vùng đất. Số CN
càng cao thì tiềm năng càng cao. Đặc điểm của đất ảnh h-ởng mối liên quan giữa m-a
và dòng chảy mặt từ lúc có tỉ lệ thấm khác nhau. Dựa trên cơ sở của tỉ lệ thấm, SCS
chia đất thành 4 nhóm đất thủy văn.
Nhóm A: đất có l-ợng dòng chảy mặt tiềm năng thấp với tốc độ thấm cao. Loại
đất này gồm đất tầng sâu, cát thoát n-ớc tốt và sỏi.
Nhóm B: đất có l-ợng dòng chảy mặt tiềm năng trung bình thấp với tốc độ thấm
trung bình. Loại đất này gồm đất tầng trung bình sâu đến tầng sâu, đất thoát n-ớc khá
đến thoát n-ớc tốt từ đất t-ơng đối mịn đến đất t-ơng đối thô.
Nhóm C: đất có l-ợng dòng chảy mặt tiềm năng khá cao với tốc độ thấm chậm.
Loại đất này là đất t-ơng đối mịn đến mịn hoặc lớp đất tồn tại gần bề mặt ngăn cản
n-ớc thấm xuống.
Nhóm D: đất có l-ợng dòng chảy mặt tiềm năng cao với tốc độ thấm rất chậm.
Loại đất này gồm đất mùn pha sét, đất sét gần bề mặt và đất ở vùng cạn không thấm có
nguồn gốc hữu cơ.
Ta có thể tính đ-ợc số CN nếu biết l-ợng m-a và l-ợng dòng chảy mặt:
2/12
)25.1(1010510
1000
QPQQP
CN


(1.34)

13
Trong 30 năm trở lại đây, ph-ơng pháp SCS đã đ-ợc một số nhà nghiên cứu sử
dụng bởi vì nó cho kết quả khá ổn định và đáng tin cậy trong việc đánh giá dòng chảy
mặt.
Bofu Yu [17] cho rằng, khả năng thấm biến đổi trong không gian phân bố theo
hàm số mũ, tốc độ m-a biến đổi theo thời gian cũng phân bố theo hàm số mũ. Cơ sở lý
luận của ph-ơng pháp SCS cho phép xác nhận tính hợp lý của nó với việc nghiên cứu
c-ờng độ m-a và khả năng thấm thực tế biến đổi theo thời gian và không gian nh- thế
nào một cách riêng biệt. Tính đ-ợc tổng l-ợng m-a v-ợt quá giới hạn trong mỗi trận
m-a rào:

TITp
Tp
TR


2
)(
(1.35)
trong đó:
p
: tốc độ m-a bình quân;
I
: tốc độ thấm bình quân;
R
: tốc độ v-ợt quá
giới hạn trung bình trên toàn l-u vực; T: khoảng thời gian m-a rào.
Tổng l-ợng m-a v-ợt quá giới hạn
TR
cũng giống nh- dòng chảy m-a rào Q

trong mỗi trận m-a riêng lẻ;
Tp
giống nh- P
c
, nếu
p
quan hệ với tốc độ m-a trung
bình sau khi dòng chảy bắt đầu; và
TI
có thể đ-ợc hiểu nh- l-ợng cầm giữ tiềm năng
S, hay t-ơng đ-ơng với CN, bởi vì
TI
là l-ợng thấm tối đa có thể tìm thấy trong
khoảng thời gian dòng chảy.
Từ đó có thể mở rộng cho cả c-ờng độ m-a trung bình và khả năng thấm:

Ip
p
S
F
P
Q
e


(1.36)
Đối với l-u vực không thấm với khả năng thấm là bằng không, dòng chảy m-a
rào cân bằng với l-ợng m-a hiệu quả. Khi c-ờng độ m-a tăng dần, dòng chảy m-a rào
cũng tăng với khả năng thấm bình quân nhất định.
Việc sử dụng phổ biến và có hiệu quả của ph-ơng pháp SCS trên nhiều l-u vực

nhỏ ở vùng nông thôn và thành phố làm nảy sinh để xuất rằng sự biến đổi của tốc độ
m-a theo thời gian và của tốc độ thấm theo không gian là quan trọng nhất đối với
những l-u vực nhỏ và những dòng chảy riêng lẻ.
Tammo [26] cho rằng, m-a rơi trên đất ch-a bão hoà thấm vào và làm tăng thể
tích ẩm -ớt tới tận khi mặt cắt trở nên bão hoà, sau đó m-a tiếp tục thêm vào tạo thành
dòng chảy bề mặt. Từ đó một khu vực khác đóng góp hoặc không d-ới giả thiết này,
trong suốt chu kỳ thời gian ngắn phần diện tích thêm vào của l-u vực đóng góp cho
dòng chảy có thể đ-ợc biểu diễn d-ới dạng toán học nh- sau:

14

P
Q
A
f



(1.37)
trong đó:
Q
: sự tăng dòng chảy hay chính xác hơn là thể tích l-ợng m-a v-ợt
sinh ra trong suốt thời đoạn phân chia cho tất cả diện tích l-u vực;
P
: sự tăng chiều
dày giáng thủy trong thời đoạn t-ơng tự.

SP
P
Q

e
e


2
(1.38)
Vì I
a
là tổng l-ợng n-ớc quy định cho dòng chảy bắt đầu, trong các số hạng
thủy văn về thay đổi nguồn diện tích, I
a
là nh- nhau để tổng l-ợng n-ớc đó có thể
thấm vào trứơc khi đủ độ bão hoà trên đơn vị diện tích cho những chỗ đất tạo ra dòng
chảy đầu tiên. Do đó, một cách chính xác hơn để xác định tổn thất ban đầu khi quá
trình thay đổi nguồn chiếm -u thế hơn cách sử dụng I
a
= 0.2S thực sự bởi việc sử dụng
một mô hình cân bằng n-ớc cho đất với l-ợng n-ớc hiệu quả nhỏ nhất.
Từ đó ta có thể tính đ-ợc phần tổn thất từ l-u vực:

SP
S
SPQ
e
e


2
(1.39)
Việc xây dựng những yếu tố kĩ thuật cho việc tăng nguồn n-ớc nh- hệ thống

các con đê, đập, những công trình đòi hỏi phải sử dụng những ph-ơng pháp đơn giản
nh-ng chính xác, do vậy sử dụng ph-ơng pháp SCS là một trong các giải pháp tối -u.
Ngoài các ứng dụng cơ bản, nó còn đ-ợc sử dụng trong những mô hình thủy lợi khác
nhau, ví dụ nh- mô hình SEGMO, để tính ảnh h-ởng lớn nhất do trận m-a bão gây ra.
Sẽ không thể sử dụng đ-ợc ph-ơng pháp SCS trên một qui mô rọng lớn ở các khu rừng
Ba Lan nếu không mở rộng phạm vi tham số CN hoặc không thiết kế đ-ợc những bản
đồ rừng mô tả khả năng thấm của bốn nhóm đất A, B, C, D trong ph-ơng pháp này. Do
đó Viện nghiên cứu rừng Vac-sa-va [15] đã nghiên cứu và tìm ra những giá trị CN mới
phù hợp với điều kiện rừng Ba Lan, cụ thể là rừng Kozienice. Những số liệu giám sát
rừng đ-ợc sử dụng để vẽ các bản đồ dành cho những khu rừng và những bản đồ đất từ
những kế hoạch quản lý đất.
Đơn vị thủy văn SCS bao gồm việc xác định l-ợng n-ớc từ những trận bão, dựa
trên thời gian tập trung và dòng chảy mặt. Dùng các tọa độ thủy đồ trong một mô hình
không kích th-ớc ta có thể xác định đ-ợc một biểu đồ lũ. Khái niệm SCS đ-ợc đ-a ra
trong mô hình SEGMO. ở đây với việc l-ợng n-ớc thực chuyển thàn dòng chảy mặt
những mô hình khái niệm của Nash và Wackerman đã đ-ợc sử dụng. Xác định thời
gian tập trung không gây khó khăn gì bởi vì có rất nhiều công thức có thể sử dụng đ-ợc

15
dễ dàng. Tuy nhiên, việc tính toán dòng chảy mặt lại là một vấn đề khó khăn hơn
nhiều, đặc biệt là trên những diện tích rừng nơi cần phả co những giá trị CN t-ơng ứng.
Theo ph-ơng pháp cơ bản dòng chảy mặt đ-ợc xác định bằng l-ợng m-a thực tế song
trong mô hình SEGMO l-ợng m-a thực tế lại đ-ợc chuyển thành dòng chảy trên nền
tảng của những mô hình khái niệm. L-ợng m-a thức tế (dòng chảy mặt) đ-ợc thể hiện
trong công thức sau:
0 khi P
j
-0.2S0; P
j
-0.2S>0

SP
SP
H
j
j
j
8.0
2.0
(1.40)
với S là khả năng giữ n-ớc tối đa đ-ợc xác định nhờ số CN tính theo công thức:

4.25
10
1000
S
CN


(1.41)
trong đó: P
j

: tổng l-ợng m-a; Số CN thể hiện khả năng thấm phụ thuộc và bề mặt
địa hình và loại đất A, B, C, D. Số l-ợng các nhóm đất ở một số bang Mỹ (nh- bang
Indiana) đ-ợc mở rộng (A-1, A-2, B-1, B-2, B-3, C-1, C-2, C-3, D-1 và D-2).
Mặc dù đ-ợc sử dụng rộng rãi, nh-ng ph-ơng trình SCS bị làm giảm giá trị đi
rất nhiều bởi nhiều nhà thủy văn học vì sự nhận thức lí thuyết thiếu chính xác của nó.
ở Utah, ng-ời đã liên kết số đ-ờng cong SCS với diện tích bão hoà cục bộ; đã tìm thấy
rằng việc sử dụng I
a
= 0.2S cho tổn thất ban đầu không tạo ra kết quả tốt trong việc dự
báo dòng mặt trừ khi S phụ thuộc vào tổng l-ợng m-a.
Ashish Pandey cùng các cộng sự [16] xác định dòng chảy mặt cho l-u vực
Karso sử dụng Hệ thống thông tin địa lý (GIS) và mô hình SCS.

254
25400

CN
S
(1.42)

)7.0(
)3.0(
2
SP
SP
Q



(1.43)

trong đó: Q là độ sâu dòng chảy mặt (mm); P: l-ợng m-a (mm); S: khả năng hồi
phục tối đa của l-u vực sau 5 ngày m-a; I
a
= 0.3S độ sâu tổn thất ban đầu (mm) (giá trị
của I
a
đ-ợc sử dụng ứng với l-u vực Karso); CN: số cong CN, có thể tính đ-ợc số cong
CN này từ công thức:

A
xACN
CN
ii


(1.44)
với: A là tổng diện tích l-u vực.

16
Độ lệch tối đa và tối thiểu đ-ợc quan sát t-ơng ứng là 28.33% và 3.27%, nằm
trong giới hạn cho phép. Ph-ơng pháp này có thể đ-ợc áp dụng cho các l-u vực khác ở
ấn độ.
Kết hợp với việc sử dụng bản đồ sử dụng đất, bản đồ diện tích đất bao phủ và
bản đồ các loại đất đã đợc phân cắt bằng phần mềm ARC/Info để lựa chọn các giá trị
CN ứng với các điều kiện AMC II, AMC I và AMC III. Thay CN vào ph-ơng trình
(1.42), ta tính đ-ợc khả năng hồi phục của S. Dòng chảy mặt trực tiếp của l-u vực có
thể đ-ợc tính từ công thức (1.43). Bằng việc phân cách bản đồ dụng đất và bản đồ các
loại đất, số hiệu đ-ờng cong này đ-ợc gán cho mỗi tổ hợp giữa việc sử dụng đất và
kiểu đất. Để công nhận đầu ra của mô hình SCS, dòng chảy mặt tính toán đ-ợc đem so
sánh với dòng chảy mặt đo dạc trong bốn mùa m-a. Độ lệch tối đa và tối thiểu đ-ợc

quan sát t-ơng ứng là 28.33 và 3.27%, nằm trong giới hạn cho phép.
Ph-ơng pháp SCS đ-ợc sử dụng để hiệu chỉnh các thông số và tính toán số liệu
đầu vào cho các mô hình thủy văn. Lashman Nandagiri [22] triển khai và áp dụng
ph-ơng pháp SCS vào mô hình KREC tại l-u vực sông Gurpurg huyện Dakshina
Kannada bang Karnataka ấn độ. Mô hình này lấy số liệu đầu vào là m-a và l-ợng
bốc hơi trực tiếp từ bề mặt l-u vực để dự báo dòng chảy bề mặt. Kết quả tốt và cho độ
chính xác cao.
Trong thực tế, để thuận tiện cho việc tính toán dòng chảy, ng-ời ta th-ờng sử
dụng ph-ơng trình dòng chảy:

S
F
P
Q
e

hay
SP
P
Q
e
e


(1.45)
Do hệ thống số liệu KTTV là rất th-a thớt, rải rác nên dẫn đến thông tin nghèo
nàn, điều này đã đ-ợc xem xét và khắc phục bằng việc sử dụng số liệu một cách khoa
học. Nhiều năm gần đây điều này đã đ-ợc thực hiện, một số đề suất đã đ-ợc đ-a vào
bổ sung cho số liệu ở quy mô không gian và thời gian t-ơng ứng để ứng dụng vào các
mô hình thủy văn cho hợp lí. Trong nhiều tr-ờng hợp áp dụng cho l-u vực này thì đúng

nh-ng cho l-u vực khác thì lại sai, do vậy cần phải tạo ra ph-ơng pháp mới để có thể
ngoại suy từ những số liệu sẵn có theo cả không gian và thời gian. Do vậy vấn đề dự
báo dòng chảy cho những l-u vực hở là mục đích của Lashman Nandagiri [22]. Trong
đó đề cập tới việc sử dụng mô hình thủy văn đánh giá dòng chảy đã đ-a vào mô hình:
+ Thông số tối -u hoá mô hình cân bằng n-ớc trên phạm vi l-u vực.
+ Việc thực hiện và kiểm tra mô hình vật lí về cân bằng n-ớc.

17
+ Việc thử nghiệm các cách khác nhau để ghi lại diễn biến dòng chảy rồi hiệu
chỉnh những mô hình thủy văn.
Một mô hình hoàn chỉnh yêu cầu cần đánh giá sự phân bố theo không gian và
thời gian của tất cả các thông số nguồn n-ớc. Trong suốt vài thập kỉ lại đây, những kĩ
s- và các nhà nghiên cứu đã thể hiện sự tập trung vào vấn đề áp dụng các công nghệ
thông tin địa lí GIS và vệ tinh cảm quang từ xa để trích ra những thông số bề mặt đất,
nơi mà tồn tại nh- là b-ớc đầu tiếp cận hợp lí mới đây trong các mô hình thủy văn. Với
những tiến bộ kĩ thuật công nghệ máy tính: GIS và RS trở thành công cụ hữu hiệu để tổ
hợp không gian và phi không gian làm cơ sở dữ liệu cho mô hình thủy văn. Chandana
Gangodagamage [18] phát triển ph-ơng pháp đ-ờng thủy văn Mikingum cho l-u vực
sông Bata là phụ l-u của l-u vực sông Yamuta của ấn độ. Bản đồ thủy văn đơn vị,
đ-ờng dòng là cơ sở tạo thành mô hình chính thống. ILWIS, ERDAS, và bản đồ
AutoCad đã đ-ợc sử dụng. Sử dụng vệ tinh RS và GIS đánh giá sự biến đổi về mặt
không gian các yếu tố thủy lực, sử dụng làm đầu vào của mô hình. Bản đồ của ấn độ
(IOI) các bản đồ phân tích, tr-ờng số liệu , IRS LISS, số liệu nhanh nhạy của vệ tinh
mùa khô và mùa m-a và dữ liệu IRS đã đ-ợc sử dụng, số CN và ph-ơng pháp bản đồ
đơn vị đã đ-ợc sử dụng để đ-a vào và sự tổng hợp của các quan hệ bản đồ đơn vị, l-u
vực hợp thành điều kiện chia làm 10 khu vực, nơi mà bản đồ thủy văn đ-ợc tổng hợp
bởi đ-ờng đ-ờng phân chia bản đồ thủy văn dọc theo chiều dài của sông.
Dự báo đầu ra đã đ-ợc thực hiện thành công đ-ờng phân giới tốt nh- là diện tích
ngàm. Dự báo đầu ra và mô phỏng việc sử dụng số cong SCS. Ph-ơng pháp SCS bao
gồm sự mô tả quan hệ đất bao phủ (kiểu bao phủ, đất dùng và điều kiện thủy lực) nhóm

đất thủy lực và số CN. Số CN đại diện cho tiềm năng dòng mặt của đất thủy lực bao
phủ phức hợp.
Bảng 1.2. Sự biến đổi tổn thất ban đầu và l-ợng cầm giữ tiềm năng lớn nhất
trong đất và điều kiện che phủ
Đất và điều kiện che phủ
Quan hệ với S
Khu vực đất đen điều kiện AMC2 và AMC3
I
a
= 0.1S
Khu vực đất đen điều kiện AMC1
I
a
= 0.2S
Tất cả các khu vực khác
I
a
= 0.3S
Các điều kiện ẩm kỳ tr-ớc (AMC) - AMC là bảng phụ lục mà tr-ờng điều kiện
dòng mặt khác nhau nếu điều kiện m-a t-ơng tự. Quan sát 5 ngày trong điều kiện m-a
sớm tùy theo mức độ sắp xếp theo tiêu chuẩn.

18
Bảng 1.3. Điều kiện AMC
Lớp AMC
AMC (mm)
Điều kiện
AMC I
<35
Đất khô nh-ng có điểm s-ơng

AMC II
35 52.5
Điều kiện trung bình
AMC III
>52.5
Đất bão hoà, m-a nặng hạt của trận m-a nhỏ
Tình hình số liệu của P và Q đối với nhiều đ-ờng phân giới đã thể hiện mối
quan hệ, đó là số cong dòng mặt (CN). CN biến đổi từ 0 đến 100, vùng có bề mặt
không thấm thì CN có giá trị là 100. Nhân tố chính quyết định CN là nhóm đất thủy
lực (HSG) kiểu loại che phủ sử dụng đất, điều kiện thủy lực và điều kiện ẩm ban đầu.
Sự tích trữ tiềm năng lớn nhất liên quan đến đất và điều kiện phân giới che phủ thể hiện
theo CN nh- ph-ơng trình (1.42):

254
254000

CN
S
(1.42)
Ph-ơng pháp phân loại CN VSA [25] cung cấp một con đ-ờng đơn giản để dự báo
những phần rất nhỏ của l-u vực tạo ra dòng mặt và sự quản lý tới các vị trí ở khu vực bão hòa
này. Ph-ơng pháp phân loại CN VSA đã thể hiện tốt mối t-ơng quan với cả diện tích bão hòa
đo đạc và trong mô hình. Cách tiếp cận ph-ơng pháp phân loại CN VSA là một con đ-ờng có
ý nghĩa cho việc áp dụng thực nghiệm ph-ơng pháp SCS CN truyền thống cho những khu vực
nơi mà sự v-ợt bão hòa là một quá trình dòng chảy quan trọng và nh- vậy tính tin cậy đ-ợc cải
thiện ở những vị trí th-a th-ớt của các mô hình chất l-ợng n-ớc trên nền tảng ph-ơng pháp
SCSCN truyền thống. Ph-ơng pháp phân loại CN VSA mới không làm mất cấu trúc l-u vực
của ph-ơng pháp SCS CN truyền thống nh-ng không lập thành bảng các loại đất sử dụng và
cách tiếp cận các lớp đất để xác định S. Chỉ thêm dữ liệu cần thiết là địa hình và có thể là các
thông tin về đất, có giá trị ở khắp những vùng xa xôi của USA và yếu tố cần thiết trong các mô

hình thủy văn. Ph-ơng pháp phân loại CN VSA tạo ra một công cụ đủ đơn giản để thực hiện
đầy đủ trong quản lý l-u vực và hầu hết các mô hình dòng ô nhiễm không điểm nguồn hoặc
các mô hình chất l-ợng n-ớc.
1.4. Mô hình sóng động học ph-ơng pháp phần tử hữu hạn mô
phỏng dòng chảy
Hiện nay khoa học về thủy văn đã tích luỹ đ-ợc những kiến thức phong phú về
các quá trình vật lý hình thành chu trình thủy văn. Mặt khác, các kỹ thuật và công nghệ
cao đã bắt đầu đ-ợc sử dụng để thu thập số liệu một cách liên tục theo không gian và
thời gian, kết hợp với các máy tính hiện đại đã cho phép khả năng sử lý tất cả các dạng

19
số liệu khí t-ợng thủy văn một cách nhanh chóng. Tất cả các vấn đề này đã mở ra một
giai đoạn mới trong việc mô hình hóa các quá trình dòng chảy bằng các mô hình thủy
động lực học.
Mô hình thủy động lực học dựa trên cơ sở xấp xỉ không gian l-u vực và tích
phân số trị các ph-ơng trình đạo hàm riêng mô tả các quá trình vật lý diễn ra trên l-u
vực nh- ph-ơng trình bảo toàn và ph-ơng trình chuyển động của chất lỏng. Đối với mô
hình thủy động lực học, quá trình hình thành dòng chảy sông đ-ợc chia làm hai giai
đoạn: Chảy trên s-ờn dốc và trong lòng dẫn.
Ng-ời ta đã xây dựng đ-ợc mô hình sóng động lực học hai chiều, một chiều và
mô hình sóng động học hai chiều và sóng động học một chiều với nhiều ph-ơng pháp
giải, nh-ng ph-ơng pháp giải mang lại kết quả cao là ph-ơng pháp phần tử hữu hạn.
Mô hình sóng động học hai chiều mô phỏng dòng chảy s-ờn dốc có -u điểm là
có cơ sở vật lý và toán học chặt chẽ. Tuy nhiên, hiện nay mô hình này mới chỉ có ý
nghĩa về mặt lý thuyết và chỉ dừng lại ở khảo sát toán học và thực nghiệm số trị. Mô
hình này ch-a có khả năng áp dụng vào thực tế vì thuật toán phức tạp cũng nh- khả
năng đáp ứng yêu cầu thông tin vào một cách chi tiết và đồng bộ rất hạn chế. Mô hình
sóng động học hai chiều đã có thể áp dụng vào tính toán thực tế. Tuy nhiên, thực chất
các kết quả tính toán mới chỉ ở mức độ thực nghiệm số trị ch-a có khả năng ứng dụng
phổ biến.

Mô hình sóng động học áp dụng cho dòng chảy s-ờn dốc và lòng dẫn có dạng
nh- sau:

0q
t
A
x
Q







(1.11)

ASRQ
2/13/2
1


(1.12)
trong đó: Q: L-u l-ợng trên bãi dòng chảy trên mặt hoặc trong kênh; q- Dòng chảy
bổ sung ngang trên một đơn vị chiều dài của bãi dòng chảy (m-a v-ợt thấm đối với bãi
dòng chảy trên mặt và và đầu ra của dòng chảy trên mặt đối với kênh dẫn); A: Diện
tích dòng chảy trong bãi dòng chảy trên mặt hoặc trong kênh dẫn; S: Độ dốc đáy của
bãi dòng chảy; R: Bán kính thủy lực;

: Hệ số nhám Manning.

Việc khảo sát ph-ơng trình (1.12) đã đ-ợc tiến hành trong nhiều công trình
nghiên cứu và rút ra kết luận là thích hợp nhất đối với dòng chảy s-ờn dốc và thích hợp
nhất đối với lòng dẫn có độ dốc t-ơng đối lớn. Một trong các cách tiếp cận mô phỏng

20
dòng chảy s-ờn dốc bằng mô hình sóng động học một chiều có nhiều triển vọng nhất
là mô hình phần từ hữu hạn.
1.4.1. Giả thiết
Để xấp xỉ l-u vực sông bằng các phần tử hữu hạn, lòng dẫn đ-ợc chia thành các
phần tử lòng dẫn và s-ờn dốc đ-ợc chia thành các dải t-ơng ứng với mỗi phần tử lòng
dẫn sao cho; trong mỗi dải dòng chảy xảy ra độc lập với dải khác và có h-ớng vuông
góc với h-ớng dòng chảy lòng dẫn trong phần tử lòng dẫn. Việc chia dải cho phép áp
dụng mô hình dòng chảy một chiều cho từng dải s-ờn dốc. Trong mỗi dải lại chia ra
thành các phần tử s-ờn dốc sao cho độ dốc s-ờn dốc trong mỗi phần tử t-ơng đối đồng
nhất.
Mô hình phần tử hữu hạn sóng động học đánh giá tác động của việc sử dụng đất
trên l-u vực đến dòng chảy đ-ợc xây dựng dựa trên hai ph-ơng pháp: ph-ơng pháp
phần tử hữu hạn và ph-ơng pháp SCS.
1.4.2. Ph-ơng pháp phần tử hữu hạn [7, 8, 11, 20, 21]
Việc áp dụng lý thuyết phần tử hữu hạn để tính toán dòng chảy đ-ợc
Zienkiewicz và Cheung (1965) khởi x-ớng. Các tác giả này đã sử dụng ph-ơng pháp
này để phân tích vấn đề dòng chảy thấm. Nhiều nhà nghiên cứu khác cũng đã áp dụng
áp dụng ph-ơng pháp phần tử hữu hạn để giải quyết các vấn đề của dòng chảy Oden
và Somogyi (1969), Tong (1971).
Judah (1973) đã tiến hành việc phân tích dòng chảy mặt bằng ph-ơng pháp phần
tử hữu hạn. Tác giả đã sử dụng ph-ơng pháp số d- của Galerkin trong việc xây dựng
mô hình diễn toán lũ và đã thu đ-ợc kết quả thoả mãn khi mô hình đ-ợc áp dụng cho
l-u vực sông tự nhiên. Tác giả cho rằng mô hình phần tử hữu hạn dạng này gặp ít khó
khăn khi l-u vực có hình học phức tạp, sử dụng đất đa dạng và phân bố m-a thay đổi.
Ph-ơng pháp phần tử hữu hạn kết hợp với ph-ơng pháp Galerkin còn đ-ợc Al-

Mashidani và Taylor (1974) áp dụng để giải hệ ph-ơng trình dòng chảy mặt ở dạng vô
h-ớng. So với các ph-ơng pháp số khác, ph-ơng pháp phần tử hữu hạn đ-ợc coi là ổn
định hơn, hội tụ nhanh hơn và đòi hỏi ít thời gian chạy hơn.
Cooley và Moin (1976) cũng áp dụng ph-ơng pháp Galerkin khi giải bằng
ph-ơng pháp phần tử hữu hạn cho dòng chảy trong kênh hở và thu đ-ợc kết quả tốt.
ảnh h-ởng của các kỹ thuật tổng hợp thời gian khác nhau cũng đ-ợc đánh giá.

21
Ph-ơng pháp phần tử hữu hạn đặc biệt đ-ợc ứng dụng vào việc đánh giá ảnh
h-ởng của những thay đổi trong sử dụng đất đến dòng chảy lũ vì l-u vực có thể đ-ợc
chia thành một số hữu hạn các l-u vực con hay các phần tử. Những đặc tính thủy văn
của một hoặc tất cả các phần tử có thể đ-ợc thay đổi để tính toán các tác động đến
phản ứng thủy văn của toàn bộ hệ thống l-u vực.
1.4.3. Xây dựng mô hình [7, 11]
Desai và Abel (1972) đã kể ra những b-ớc cơ bản trong ph-ơng pháp phần tử
hữu hạn nh- sau:
1. Rời rạc hoá khối liên tục.
2. Lựa chọn các mô hình biến số của tr-ờng.
3. Tìm các ph-ơng trình phần tử hữu hạn.
4. Tập hợp các ph-ơng trình đại số cho toàn bộ khối liên tục đã đ-ợc rời rạc hoá.
5. Giải cho vector của các biến của tr-ờng tại nút.
6. Tính toán các kết quả của từng phần tử từ biên độ của các biến của tr-ờng tại nút.
1.4.4. Ch-ơng trình diễn toán lũ [7, 11]
Trong ch-ơng trình đ-a vào các đặc tr-ng thủy văn nh- độ dốc, hệ số Manning,
m-a v-ợt thấm trong từng phần tử. Các công trình chậm lũ hoặc hồ chứa cũng có thể
đ-ợc mô hình hoá. Đầu vào của quá trình diễn toán lũ là l-ợng m-a v-ợt thấm đ-ợc
tính theo ph-ơng pháp SCS. Hệ số Manning của từng phần tử cũng đ-ợc xác định theo
cách lấy trung bình có trọng số. Độ dốc của từng phần tử có thể xác định theo bản đồ
địa hình của khu vực. Độ dốc của các lòng dẫn có thể tìm đ-ợc theo cách t-ơng tự.
1.4.5. Kiểm tra mô hình [7, 11]

Số liệu đo đạc dòng chảy từ các bãi dòng chảy s-ờn dốc của Crawford và
Linsley (1966), đã đ-ợc sử dụng để kiểm tra tính đúng đắn của ch-ơng trình diễn toán
lũ đối với dòng chảy s-ờn dốc. Ph-ơng pháp xấp xỉ bằng phần tử hữu hạn cho kết quả
có thể thoả mãn mặc dù việc lấy hệ số Manning biến đổi theo độ sâu có thể còn cho kết
quả tốt hơn nữa. Mô hình này còn có thể áp dụng cho cả l-u vực lớn trong tự nhiên
(Ross, 1975). Các phép kiểm tra sự hội tụ, tính ổn định và ảnh h-ởng của của việc phân
bố các l-ới ô khác nhau đến dòng chảy lũ cũng đ-ợc xét đến (Ross, 1975).
Nhận xét và lựa chọn mô hình toán: Với -u điểm của mô hình phần tử hữu hạn
sóng động học là việc xấp xỉ s-ờn dốc và lòng dẫn bằng các phần tử hữu hạn một chiều
cho phép mô phỏng địa hịnh, thổ nh-ỡng và sử dụng đất một cách khá chi tiết, thuật

22
toán lại đơn giản dễ thực hiện trên máy tính và cho phép đánh giá tác động của môi
tr-ờng đến dòng chảy. Và có thể chia l-u vực ra thành các phần tử rất chi tiết khi đó có
thể tính toán mô phỏng dòng chảy sinh ra từ m-a ứng với từng phần tử của l-u vực. Và
m-a trên l-u vực lại đ-ợc tính thông qua ph-ơng pháp SCS về tổn thất dòng chảy,
ph-ơng pháp này có tính đến cả tổn thất ban đầu c-ờng độ thấm liên tục nên việc tính
m-a hiệu quả theo ph-ơng pháp này là t-ơng đối chính xác. Việc kết hợp mô hình
phần tử hữu hạn sóng động học với ph-ơng pháp tính tổn thất do thấm SCS sẽ cho kết
quả mô phỏng chính xác nhất. Với -u điểm trên nên trong khoá luận này em ứng dụng
hai ph-ơng pháp trên để mô phỏng dòng chảy cho l-u vực sông Vệ, với điều kiện hiện
nay với công nghệ GIS chỉ có thể chia l-u vực ra thành một số hữu hạn các phần tử, có
thể trong t-ơng lai khi công nghệ về GIS phát triển hơn nữa thì có thể phân chia l-u
vực ra thành các phần tử chi tiết hơn và khi đó sẽ cho kết quả mô phỏng chính xác hơn.

23
Ch-ơng 2
Điều kiện địa lý tự nhiên
l-u vực sông vệ trạm an chỉ
2.1. Vị trí địa lý [2, 7, 13]
Sông Vệ bắt nguồn từ vùng núi cao Tr-ờng Sơn, có toạ độ địa lý là 14
0
32

25

vĩ
bắc, 108
0
37

4

kinh đông, vị trí trạm An Chỉ có toạ độ 14
0
58

15

108
0
47

36

kinh đông;
sông Vệ nằm gọn trong tỉnh Quảng Ngãi, phía bắc và phía tây giáp với sông Trà Khúc,
phía nam giáp tỉnh Bình Định và phía đông giáp biển (Hình 2.1).
2.2. Địa hình [2, 7]
Nằm ở s-ờn phía đông dãy Tr-ờng Sơn, tỉnh Quảng Ngãi có địa hình khá phức
tạp, gồm miền núi, trung du và đồng bằng với nhiều nhánh núi từ dãy Tr-ờng Sơn chạy
ra tận vùng đồng bằng ven biển, tạo nên những thung lũng chạy theo h-ớng tây nam -
đông bắc. Địa hình nói chung trên l-u vực có độ cao trung bình biến động từ 100 -
1000m, có những đỉnh núi cao trên 1000 m; địa hình dốc, có xu thế thấp dần theo
h-ớng tây nam - đông bắc và tây - đông.
Vùng trung du gồm những đồi núi thấp, nhấp nhô, độ cao 100 - 500 m, độ dốc
địa hình còn t-ơng đối lớn. Vùng đồng bằng nằm ở hạ l-u các dòng sông, nhìn chung
địa hình không đ-ợc bằng phẳng, độ cao khoảng 100 m. (Hình 2.1)
2.3. Địa chất, thổ nh-ỡng [3, 6, 7]
Địa chất vùng nghiên cứu kéo dài thành một dải từ Đà Nẵng đến Bình Thuận.
Trên chiều dài lớn đó bao gồm nhiều cấu tróc địa chất với chế độ kiến tạo, thành phần
thạch học khác nhau. Đặc điểm sông ngòi, chế độ thủy văn và đặc biệt là lũ lụt của
vùng nghiên cứu phụ thuộc một phần quan trọng vào đặc điểm địa chất, do đó việc
nghiên cứu đặc điểm kiến tạo thành phần thạch học trên các l-u vực sông sẽ góp phần
tích cực trong biệc xác định nguyên nhân lũ lụt vùng Nam Trung bộ. Sau đây là một số
đặc điểm chính về địa chất của l-u vực sông Vệ - trạm An Chỉ.
Thành phần đất đá nền ở đây bao gồm các thành tạo: granulit mafic, gơnai
granat, cordierit, hypersten, đá gơnai, đá phiến amphibol, biotit, amphibotit, migmatit,
đá xâm nhập granit, granodiorit, migmatit (phức hệ Chu Lai- Ba Tơ
2
cb). Thành tạo
Đệ tứ ở l-u vực gồm: Đệ tứ không phân chia (aQ): cuội, cát, bột phân bố dọc thung
lũng sông và hỗn hợp cuội, sỏi dăm cát, bột (adpQ) ở Tây Nam Đức Phổ. Phần còn lại
của l-u vực là các thành tạo cát, bột có nguồn gốc biển (mQ

m
, vmQ
m
2-3
, mvQ
IV
1-2
).

24



H×nh 2.1. B¶n ®å ®Þa h×nh l-u vùc s«ng VÖ - tr¹m An ChØ [2, 7 ]


25



H×nh 2.2. B¶n ®å hiÖn tr¹ng sö dông ®Êt l-u vùc s«ng VÖ - tr¹m An ChØ [3, 7]

26
Tình hình thổ nh-ỡng: Đất trên l-u vực rất đa dạng, gồm 6 nhóm đất. ở vùng đồi
núi có các loại đất nh- đất đỏ vàng trên đá biến chất và đất sét, chiếm phần lớn diện
tích. ở vùng đồng bằng có các loại đất nh-: cát, đất phù sa, đất xám và đất đỏ vàng. Đất
xám và đất xám bạc màu nằm ở vùng cao, đất đen, đất đỏ vàng là loại đất phân bố rộng
rãi ở miền núi, thành phần cơ giới nhẹ, thích hợp để trồng các loại cây công nghiệp.
(Hình 2.2) [3, 6, 7]
2.4. Lớp phủ thực vật [5, 6, 7]

Rừng tự nhiên trên l-u vực còn ít, chủ yếu là loại rừng trung bình và rừng
nghèo, phần lớn phân bố ở núi cao. Vùng núi cao có nhiều lâm thổ sản quý. Vùng đồi
núi còn rất ít rừng, đại bộ phận là đồi núi trọc và đất trồng cây công nghiệp, cây bụi,
ngoài ra ở vùng hạ l-u có đất trồng n-ơng rẫy xen dân c Với độ che phủ của các loại
rừng đ-ợc trình bày trong bảng 2.1.
Bảng 2.1. Lớp phủ thực vật theo mức độ che tán và tỷ lệ % so với l-u vực [6, 7]
STT
Loại hình lớp phủ
Tỷ lệ % so với diện
tích l-u vực
Mức độ
tán che (%)
1
Rừng rậm th-ờng xanh cây lá rộng nhiệt đới
gió mùa đã bị tác động
12.27
70 90
2
Rừng th-a rụng lá hoặc trảng cây bụi có cây
gỗ rải rác
50.50
30 40
3
Cây trồng nông nghiệp ngắn ngày
37.23
< 5
2.5. Khí hậu [13]
Trong mùa hè, l-u vực chịu ảnh h-ởng của luồng không khí nhiệt đới ấn độ
D-ơng, không khí xích đạo và tín phong mùa hè - luồng không khí nhiệt đới từ Thái
Bình D-ơng thổi tới. Luồng không khí xích đạo có đặc tính nóng, ẩm. Luồng không

khí nhiệt đới từ Thái Bình d-ơng dịu mát và ẩm hơn. Luồng không khí nhiệt đới từ ấn
độ D-ơng thổi tới n-ớc ta vào đầu mùa hè, có đặc tính nóng và ẩm, gây ra m-a vào
đầu mùa hè - m-a tiểu mãn. Đặc biệt khi luồng không khí này v-ợt qua dãy Tr-ờng
Sơn, do hiệu ứng phơn trở nên nóng và khô - gió mùa Tây Nam. Song, bản thân các
luồng không khí trên chỉ có thể gây ra m-a khi có những nhiễu động thời tiết nh- bão,
áp thấp nhiệt đới, dải hội tụ nhiệt đới và frôn lạnh