Thủy văn học và phân tích vùng ngập lụt ( ĐH Quốc Gia Hà Nội ) - Chương 1 potx

Chu kỳ thuỷ văn là một qúa trình liên tục trong đó nước bị bốc hơi từ bề mặt đại dương, sau đó di chuyển vào đất liền với những khối không khí ẩm ướt, và tạo thành giáng thuỷ nếu gặp điề

Chương 1 Các nguyên lý thuỷ văn học

ảnh Thành phố Houston và Buftalo trong điều kiện mùa lũ năm 1989

1.1

Giới thiệu chung về thuỷ văn học

Thuỷ văn học đề cập tới nhiều đối tượng, nghiên cứu về sự tuần hoàn và sự phân

bố nước trên trái đất Phạm vi thuỷ văn học bao gồm các tác động của các quá trình vật

lý, hoá học, sinh học của nước trong tự nhiên và trong môi trường sống Chính bởi sự đa dạng của các chu kỳ thuỷ văn trong tự nhiên và quan hệ của chúng với các mô hình thời tiết, các loại đất, dạng địa hình và các nhân tố địa chất khác làm cho ranh giới giữa thuỷ văn và các ngành khoa học Trái Đất khác như khí tượng, địa lý, sinh học và hải dương là không rõ rệt

Chu kỳ thuỷ văn là một qúa trình liên tục trong đó nước bị bốc hơi từ bề mặt đại dương, sau đó di chuyển vào đất liền với những khối không khí ẩm ướt, và tạo thành giáng thuỷ nếu gặp điều kiện thuận lợi Giáng thuỷ rơi xuống bề mặt đất được phân tán qua một vài con đường (Hình 1.1) Một phần giáng thuỷ P, hay những trận mưa rào được giữ lại trong đất tại nơi mà nó rơi xuống còn một phần quay trở lại khí quyển

qua bốc hơi E, quá trình chuyển đổi của nước thành hơi nước, bốc hơi qua lá T, sự tổn thất hơi nước thông qua thực vật là một chuỗi liên quan với nhau Sụ kết hợp tổn thất trên được gọi là sự bốc hơi qua lá ET Lượng tổn thất trên đạt lớn nhất nếu sự cung cấp nước trong đất là đầy đủ theo thời gian ( xem thiết diện hình 1.4) Phần còn lại chảy tràn trên mặt đất hoặc theo hướng nước chảy và cung cấp nước cho những con suối và những con sông Sau cùng một lượng nước đáng kể ngấm vào trong lòng đất giống như

sự rò rỉ F và có thể trở lại vào những con suối sau đó sẽ hoà trộn với nhau hoặc có thể thấm qua những hệ thống nước ngầm sâu hơn Nước bề mặt và nước ngầm di chuyển tới những nơi độ cao thấp hơn và cuối cùng đổ vào đại dương Tuy nhiên một lượng lớn nước bề mặt và một phần nước ngầm có thể quay trở lại khí quyển thông qua sự bốc hơi

bề mặt và bốc hơi qua lá ( Xem phần1.4 )

Hình 1.1 Vòng tuần hoàn nước

Lịch sử thuỷ văn cổ đại

Biswas (1972), trong bài luận súc tích về lịch sử thuỷ văn đã mô tả thực tiễn việc

điều khiển nguồn nước thời kỳ đầu ở Sumerian và Ai Cập cổ đại ở Trung Cận Đông và dọc theo bờ sông Hoàng Hà ở Trung Quốc Khảo cổ học đã chứng tỏ sự tồn tại của kết cấu thuỷ lực được xây dựng cho việc tưới tiêu và hoạt động điều tiết nguồn nước Vào khoảng năm 400 trước công nguyên một cái đập đã được xây dựng ngang qua con sông Nile, và sau đó một con kênh để dẫn nước ngọt cũng được xây dựng giữa Cairo và Suez Các nhà triết học Hylạp và những sinh viên thuỷ văn học đầu tiên cùng Aristotle

đưa ra sự chuyển không khí ẩm vào sâu bên trong núi như là nguồn của các nước mạch

và sông suối Homer dã đề xuất ra ý tưởng là tồn tại một tầng nước ngầm dưới đáy đại dương giống như tầng nước ngầm trên mặt đất Phương pháp đo lường đầu tiên được thử trong hệ thống nước ở thành phố Roma (vào năm 97 trước công nguyên) dựa trên diện tích mặt cắt ngang của dòng chảy Chính điều đó đã giúp cho Leonardo da Vinci khám phá ra mối quan hệ chính xác giữa diện tích, vận tốc và lưu lượng dòng chảy

trong thời kỳ Phục hưng ở Italia

Lần quan trắc đầu tiên được ghi chép về lượng mưa rơi và dòng chảy bề mặt

được tiến hành vào thế kỷ thứ XVII bởi Perault ông đã so sánh lượng mưa rơi với dòng chảy ước lượng của sông Seine và đã chỉ ra hai mối quan hệ giữa chúng Phát hiện của Perault được công bố năm 1694 Halley, nhà thiên văn học người Anh (sinh năm 1656

và mất năm1742) đã sử dụng một vùng đất trũng lòng chảo để tiến hành ước lượng bốc hơi từ biển Địa Trung Hải và kết luận rằng nó đủ cơ sở để ước lượng cho dòng chảy sông nhánh Marriot đã từng đo vận tốc dòng chảy tại sông Seine Sự bắt đầu sớm của các nhà thuỷ văn đã cung cấp nền tảng cho những sự phát triển trong thế kỷ 18, bao gồm định luật Becnulli, ống Pilot, và công thức Sezi (1769), điều đó đã tạo nên nền tảng cơ bản cho thủy lực học và đo đạc

Trong suốt thế kỷ thứ XIX, sự phát triển quan trọng trong thuỷ văn nước ngầm

đã xảy ra Định luật về dòng chảy trong trong môi trường lỏng của Darcy, công thức chính xác của Dupuit-Thiem và phương trình dòng chảy trong ống mao dẫn của Hagen-Poiseuille đã phát triển mạnh mẽ Trong thuỷ văn nước mặt rất nhiều công thức dòng chảy và các dụng cụ đo đạc đã phát triển và cho phép bắt đầu đo dòng chảy một cách có

hệ thống Năm 1861 Humpgiờey và Abbot đã gián tiếp đa ra phương pháp đo lượng dòng chảy trên sông Mississippi tại Hợp chủng quốc Hoa Kỳ, và đoàn khảo sát địa chất của Mĩ đã xây dựng lên một hệ thống chương trình đo dòng chảy đầu tiên ở trên sông Misissippi Năm 1889 công thức Manning đã được giới thiệu và lưu tốc kế của Price đã

được phát hiện năm 1885 Năm 1867, đo lưu lượng được tổ chức trên sông Rhine tại Basel Trong suốt khoảng thời gian này, chính phủ Mỹ dã thành lập được một số các cơ quan thuỷ văn bao gồm: Cục Công binh Mỹ (1802) Cục khảo sát địa chất Mỹ (1879), Cục thời tiết (1891) và Uỷ ban sông Misissippi (1893)

Khoảng thời gian từ năm 1900 đến năm 1930 được Chow (1964) gọi là thời kỳ kinh nghiệm bởi vì một số lớn các công thức kinh nghiệm được thiết lập Rất nhiều trong số chúng sau này được thấy là không thoả mãn Các cơ quan chính phủ đã cố gắng để tăng thêm những nghiên cứu thuỷ văn và một số cơ quan chuyên môn đã được thiết lập để phát triển ngành khoa học thủy văn Ví dụ: Khu nghiên cứu thời tiết ở Reclamation ( 1902 ) Cục bảo vệ tài nguyên rừng (1906 ) Trạm kỹ thuật giao thông thuỷ quân đội Mỹ ( 1928 Ban phòng chống lũ lụt Los Angeles (1915 ) được hoạt động trong suốt thời gian này và Hiệp hội khoa học thuỷ văn quốc tế (1922), Liên hiệp địa vật lý Mỹ (ADU) được thành lập trước năm 1930

Lịch sử hiện đại

Thời kỳ từ năm 1930 đến năm 1950 được gọi là thời kỳ hợp lý hoá (Chow, 1964), tạo ra bước phát triển có ý nghĩa trong lĩnh vực thuỷ văn khi các cơ quan Chính phủ bắt đầu phát triển nghiên cứu chương trình riêng về thuỷ văn Đường quá trình đơn vị Sherman (1932) ( thảo luận trong chương 2), học thuyết thấm Horton (1933) ( chương1)

và phưong trình phi tuyến Theis (1935) về thuỷ lực giếng (chương 8) đã phát triển rất mạnh Năm 1958, Gumbel đề xướng việc sử dụng phân tích tần số phân bố giá trị cực trị của số liệu thuỷ lực, từ đó xây dựng các mô hình thuỷ văn thống kê cơ bản (chương

3) Trong khoảng thời gian này, Cục công binh Mỹ, Cục dự báo thời tiết Mỹ (nay là Cục thời tiết quốc gia), Bộ nông nghiệp Mỹ, và Cục khảo sát địa chất Mỹ (USGS) đã có những đóng góp có ý nghĩa quan trọng về lý thuyết thuỷ lực và sự phát triển mạng lưới các trạm đo quốc gia về giáng thuỷ, bốc hơi và dòng chảy sông ngòi

Cục thời tiết quốc gia vẫn có trách nhiệm chính trong việc đo đạc mưa rơi, thông báo các trận bão tàn khốc, và các khảo sát thuỷ lực liên quan khác Cục công binh Mỹ

và Cục bảo vệ đất (SCS) đã có những đóng góp lớn trong lĩnh vực thuỷ văn học liên quan đến điều tiết lũ, xây dựng hồ chứa, hệ thống tưới và bảo vệ đất trong khoảng thời gian này Nhiều năm gần đây Cục địa chất Hoa Kì đã cố gắng tạo ra những bước tiến vượt bậc để thiết lập nên một mạng lưới quốc gia đối với việc đo dòng chảy và lượng mưa rơi với đầy đủ số liệu và chất lượng đo đạc Cục địa chất Mỹ ( USGS ) đã công bố

và đặc biệt đã làm những cuộc nghiên cứu, điều tra để phát triển trường thuỷ văn bởi một loạt quá trình phân tích các số liệu thuỷ văn phức tạp và làm sáng tỏ mối quan hệ, giải thích các hiện tượng thuỷ văn

Các cơ quan chính phủ Hoa Kì đã đóng vai trò hết sức quan trọng trong việc nghiên cứu và cung cấp tài chính cho các cá nhân và các cơ quan nghiên cứu trong lĩnh vực thuỷ văn Năm 1930, một con đập lớn, một hồ chứa nước nhân tạo và đề án điều tiết lũ chính là kết quả đầu tiên của những tiến bộ thực tế của cơ học chất lỏng, hệ thống thuỷ văn, dự báo thuỷ văn, phân tích quá trình bay hơi, đường quá trình lũ và công tác nghiên cứu thuỷ văn

Sự phát triển chính trong lĩnh vực hiểu biết quá trình bốc hơi xuất hiện từ năm

1940 -1950 liên quan đến tình trạng tưới tiêu cần cho sự phát triển trong từng khu vực nông nghiệp của Hoa Kỳ Những năm gần đây sự đô thị hoá một cách nhanh chóng ở Hoa Kỳ và Châu Âu đã dẫn tới những dự án tốt hơn trong việc dự đoán đỉnh dòng chảy

và dự báo sự biến đổi nước trong hồ chứa Quá trình mô tả và dự báo ranh giới vùng ngập lụt đã trở thành nhiệm vụ chính của các nhà thuỷ văn để đáp ứng yêu cầu của cơ quan điều khiển tình trạng khẩn cấp liên bang Mỹ (FEMWA) và điều tiết lũ cho từng

địa phương hay từng khu vực tưới tiêu

Sự phát triển của máy tính

Trong suốt thời kì từ năm 1960-1970 với sự tham gia của máy tính kĩ thuật số từ dữ liệu đầu vào đã cho phép hoàn thành những vấn đề liên quan đến nước tương tự như việc hoàn thành hệ thống dữ liệu này trong thời kì đầu Ngày nay, mô hình tính trên máy có thể được sử dụng để xem lại những dữ liệu thuỷ văn trước đó và giúp trả lời những câu hỏi khó liên quan đến thuỷ văn Mô hình thuỷ lực đầu tiên được phát hiện bởi một nhóm sinh viên ở trường đại học Stanford (Crowford và Linsley, 1966) và được gọi với cái tên là mô hình đường phân nước Stanford Mô hình này cũng dựa trên tất cả các quá trình chính trong một chu kì thuỷ văn cơ bản, bao gồm quá trình giáng thuỷ, bốc hơi, bốc hơi qua lá, quá trình thấm, dòng chảy bề mặt, dòng chảy ngầm và dòng chảy sông ngòi Tất cả những thuật ngữ chuyên môn đó đều sẽ được định nghĩa trong chương 1

Một mô hình khác cũng có ý nghĩa quan trọng trong việc thay đổi tiến trình dòng

chảy của thuỷ văn hiện đại là mô hình HEC-1, được phát hiện bởi đoàn kĩ sư xây dựng của Trung tâm kĩ thuật thuỷ văn Hoa Kỳ (1973) Mô hình này dựa trên những trận lũ,

từ số liệu mưa rơi ta sử dụng một hàm tổn thất đơn giản và dùng đơn vị thuỷ lực (trong chương 5) Mô hình kèm theo HEC-2 cũng được phát hiện bởi đoàn kỹ sư Hoa Kỳ (1976) thực hiện dựa trên ước tính mặt cắt ngang của dòng chảy trên cơ sở tỉ lệ dòng chảy hình học và đỉnh dòng chảy, những thứ có thể được tính toán trong mô hình HEC-

1 (trong chương 7) Mô hình quản lí nước sau những cơn mưa (SWMM) được phát triển cho cơ quan bảo vệ môi trường (SWMM) và là mô hình có sẵn hoàn thiện nhất trong việc điều khiển dòng chảy trong thành phố trong những hệ thống tháo nước sau cơn mưa (trong chương 6) Mô hình ILLUDAS (Terstriep và Stall, 1974) đã đựơc phát triển

từ phòng thí nghiệm nghiên cứu hiện đại của Anh và sử dụng một lượng nước chảy

được tạo ra từ một cơn mưa nhỏ cho những đề án rút nước tương tự (chương 6 ) Mỗi một mô hình sẽ được miêu tả một cách chi tiết trong những chương tiếp theo

Mô hình gần đây có tính đến mối quan hệ giữa đầu vào sử dụng bởi những người

điều tra, những kỹ sư thuỷ văn và được mô tả qua một số công cụ máy tính trong những mô hình thuỷ văn Sự phát triển của những công cụ đó (cách đây 20 năm ) đã hướng dẫn con người thu thập những số liệu thuỷ văn để xác định điều kiện hoặc “quan sát ” các mô hình đối lập

Những mô hình máy tính thuỷ văn được phát triển từ những năm 1960-1970 đã

được xác định để sử dụng những vùng dữ liệu không được nghiên cứu trước đó hoặc chỉ

được xác định theo những kinh nghiệm có sẵn Ví dụ, tất cả những cơn mưa trong thành phố, những đồng bằng ngập lụt và những lưu vực thuỷ văn, đồ án tháo rút nước,

đồ án hồ chứa nhân tạo và phương pháp phân tích tần số xuất hiện lũ và quản lí những lưu vực sông rộng lớn đã giúp ích cho những mô hình lập trình bằng máy tính Những mô hình mô phỏng đó đã ứng dụng phân tích lưu vực (được mô tả chi tiết trong chương 5) Mô hình đơn giản như HEC-1 hay SWMM được sử dụng để mô tả (hay tính toán ) quá trình biểu đồ thuỷ văn là kết quả của những cơn mưa, từ một diện tích lưu vực xác định rõ ràng cho một mô hình cụ thể của cường độ mưa Sự tổn thất thuỷ văn như quá trình thấm, bay hơi, bốc hơi qua lá, và lượng nước được giữ lại trong hồ chứa có thể trực tiếp tính được cho một lưu vực sông xác định Mô hình tiếp theo là mô hình đường phân nước Stanford và SWMM có thể đánh giá cho những khu đất chứa ẩm những nơi có lượng thoát hơi nước qua lá và những cơn mưa kéo dài trong suốt thời gian dài Mô hình thống kê được sử dụng để đưa ra một chuỗi thời gian tính toán về dòng chảy và lượng mưa rơi có thể sau đó được phân tích bằng phương pháp cân bằng

lũ Những mô hình như HEC-1 không quan tâm đến sự ngẫu nhiên của tự nhiên, của

đầu vào trực tiếp lượng mưa rơi nhưng có thể sử dụng cùng với phương pháp thống kê bắt nguồn từ những cơn mưa được gọi là tính toán lượng mưa rơi trong chu kì một trăm năm hay 24h Mô hình HEC-2 có thể sau đó được sử dụng ước lượng mặt cắt ngang sông được dự đoán sẽ xảy ra trong thời gian trung bình 100 năm Mức ngập lụt xác

định đó được gọi là năm ngập lụt và được mô tả chi tiết trong chương 7

Lợi thế của mô hình thuỷ văn làm trên máy tính bao gồm sự hiểu biết sâu sắc trong sự thu thập và thiết lập dữ liệu đầu vào cộng với sự hiểu biết thực tế, sự cố gắng

để “ hiệu chỉnh” kết quả tính toán dòng chảy hoặc mực nước với số liệu khảo sát từ

lưu vực thực tế Những bài thực hành thường hướng dẫn thu thập thêm dữ liệu bổ sung hoặc hoàn thiện ứng dụng của một mô hình riêng biệt

Tính hạn chế của các mô hình tương tự bao gồm sự nguy hiểm tin tưởng rằng mô hình sẽ đem lại kết quả chính xác trong tất cả các trường hợp Sự tin cậy mô hình tính trên máy tính mạnh trong năm 1970 đã dẫn đến nhiều hoài nghi thích ứng đối với mô hình thuỷ văn trong năm 1980, cùng với sự quay trở lại đối với yêu cầu của các mô hình dẫn đến không thể kéo dài sự sẵn có của dữ liệu đầu vào trong thực tế Tuy nhiên mô hình tương tự trong thuỷ văn nếu cung cấp đúng dữ liệu vẫn có khả năng suy luận một cách đúng đắn để hiểu đúng hệ thống nguồn nước phức tạp, và một kỉ nguyên mới trong ngành khoa học thuỷ văn đã bắt đầu Những đồ án mới và phép tính mới đã tin tưởng hoặc kiểm tra mà không có sự giúp đỡ phức tạp nào đôí với những mô hình dùng máy tính Mô hình thuỷ văn thông thường đã sử dụng từ năm 1990 cho việc phân tích lưu vực và thiết kế

1.2

Vòng tuần hoàn nước

Các thành phần cơ bản của vòng tuần hoàn nước bao gồm: Mưa, bốc hơi, sự thoát hơi nước, thấm, dòng chảy tràn trên mặt, dòng chảy trong sông ngòi và dòng chảy ngầm Sự chuyển động của nước thông qua sự biến đổi các trạng thái của vòng tuần hoàn nước là không ổn định theo thời gian và không gian, tạo nên các giá trị cực trị của

lũ lụt và hạn hán

Vòng tuần hoàn nước là rất phức tạp, nhưng dưới các điều kiện và nguồn nước xác

định, sự tác động của một lưu vực sông tới lượng mưa, thấm, và bốc hơi nước có thể tính toán được nếu chúng ta giả thiết chúng được tạo thành từ những quy luật đơn giản Ví

dụ, nếu cường độ mưa rơi trên một lưu vực nhỏ hơn cường độ thấm và nếu lượng trữ ẩm trong đất đá phong phú, khi đó mưa sẽ không sinh dòng chảy do vậy dòng chảy trong sông sẽ bằng không Nếu trên các vùng đất khác, lượng mưa trước đó đã lấp đầy các lỗ hổng chứa ẩm trong đất đá và nếu cường độ mưa rơi trên lưu vực lớn hơn cường độ thấm và cường độ bốc hơi, khi đó toàn bộ lượng mưa rơi trên lưu vực sẽ sinh ra dòng chảy mặt Trong phần lớn các trường hợp, các điều kiện mưa rơi ở một nơi nào đó có các

điều kiện không thuận lợi thì chúng ta phải đo đạc một cách cẩn thận hoặc tính toán

đến sự ảnh hưởng của nhiều nhân tố trong vòng tuần hoàn nước để dự báo sự ảnh hưởng của lưu vực

Các nhà thuỷ văn học có thể phải tính toán hoặc đánh giá một cách chính xác các

dự án tài nguyên nước tới sự biến đổi các thành phần của vòng tuần hoàn nước

Các dự án thuỷ lực lớn được thiết kế phải tính đến những ảnh hưởng tiêu cực của các trận lũ lụt hoặc hạn hán để bảo vệ và thường xuyên tiến hành tu sửa và chăm sóc

Đặc biệt là những vùng cửa sông là mối quan tâm của một nhà kỹ sư thuỷ văn, bao

gồm các vùng sau:

1 Sự phòng chống lũ lụt ở một đập tràn hoặc cống ngầm trên đường quốc lộ

2 Dung tích hồ chứa đòi hỏi phải đảm bảo đầy đủ nước tưới cho nông nghiệp hoặc

cung cấp nước cho thành phố trong suốt thời kì khô hạn

3 Hiệu ích của hồ chứa, đê điều và các công tác kiểm soát của con người đối với

dòng chảy lũ trong sông

4 ảnh hưởng của sự đô thị hoá tới dung tích chứa tương lai của một hệ thống tiêu

nước và mối liên hệ với dòng chảy lũ

5 Sự mô tả lũ cực hạn có thể tăng cường bảo vệ các dự án do con người làm nên

khỏi lũ lụt và xúc tiến việc phân vùng tốt hơn

Trong mọi hệ thống thuỷ lực nào đó, một kho nước có thể được đánh giá sự phát

triển và sự biến đổi hướng của dòng chảy và các thành phần trữ nước trong lưu vực Hệ

thống thuỷ lực đơn giản nhất là một mặt nghiêng không thấm nước, được giới hạn bởi

tất cả bốn bờ với một cửa sông duy nhất Như là mô hình nhiều khu để xe một thành

phố nhỏ

Phương trình liên tục cho mọi hệ thống sông là:

dt

dS Q

trong đó:

I: Dòng chảy vào lưu trong một đơn vị thời gian (m3/s)

Q: Dòng chảy ra trong một đơn vị thời gian (m3/s)

dS/dt: Sự thay đổi trữ lượng nước trong một đơn vị thời gian (m3/s)

Như lượng mưa tích tụ trên bề mặt, độ nhám bề mặt tăng và cuối cùng tạo ra dòng

chảy ra khỏi hệ thống sông Sự bốc hơi là không đáng kể trong giai đoạn vào lưu vực,

tất cả lượng mưa rơi trong lưu vực cuối cùng đều chảy ra khỏi lưu vực (xem hình 1.2),

nhưng chúng bị giữ ở một nơi nào đó trong một thời gian nhất định Sự khác nhau giữa

phần nước đến và đi ở bất kỳ thời điển nào trong lưu vực thể hiện sự thay đổi trữ lượng

nước trong lưu vực Do vậy, vùng được che phủ thể hiện thể tích giữ nước liên quan tới

khả năng trữ

Một số khái niệm, áp dụng cho các lưu vực nhỏ hoặc các lưu vực lớn khó có thể

thêm vào được, chính điều đó tất cả các thuật ngữ bị mất có thể không được biết đến

trong kho nước Một lưu vực được xác định như là một vùng đất tại đó nước chảy về một

cửa sông duy nhất và được phân chia với các lưu vực khác bởi một đường phân thuỷ của

lưu vực Công thức toán học mới cho một thời đoạn nhất định của toàn bộ kho nước

trong hình 1.1, trong các đơn vị của độ sâu (in hoặc cm) trên lưu vực

P – R – G – E – T = ∆S (1.2) trong đó:

P: Lượng mưa

R: Dòng chảy mặt

G: Dòng chảy ngầm

Ví dụ 1.1

Cân bằng nước

Trong một tháng, một hồ 300 mẫu có lượng nhập lưu là 15 (ft3/s), lượng thoát ra là

13 (ft3/s), tổng lượng trữ nước tăng là 16 (ac-ft), lượng mưa đo được trong hồ trong một tháng là 1.3 (inchs) Giả thiết rằng lượng thấm trong hồ là rất đáng kể, hãy xác định lượng hơi nước mất trên toàn hồ

)(1)

/(30)

/24).(

/(3600)

/(12)

560,43/).(

giờ giờ

s ft

in ft

/(30)

/(24)

/(3600)

/(12)

560,43/).(

/(

12

acre

ng th ng th ngày ngày

giờ giờ

s ft

in acre

s ft

O

)(300

)/(12)

(16

acre

ft in ft ac

giải Theo phương trình cân bằng nước ta có:

ET + G = P – R - ∆S Giả thiết rằng mực nước không thay đổi trong một năm, nghĩa là ∆S = 0

(cm)92,137,9

)/(100.365)

(86400)

/(30)(130

km m km

m cm s

s m cm

1) Đối lưu, do sự đốt nóng mãnh liệt của không khí sát mặt đất dẫn đến sự dãn nở, phát triển theo chiều cao của không khí

2) Xoáy, do sự kết hợp chuyển động của những khối khí lớn, như trong trường hợp

của các front nóng và front lạnh

3) Địa hình, do sự nâng cơ học của những khối không khí ẩm trên những dãy núi

như ở Tây Bắc Thái Bình Dương

Độ ẩm không khí

Độ ẩm không khí là nguồn cung cấp chủ yếu cho giáng thuỷ và hơi ẩm này nhận

được từ sự bốc hơi nước và thoát hơi thực vật Lượng mưa trên nước Mỹ lớn bởi vì sự

bốc hơi trên đại dương và sự vận chuyển vào lục địa thuận lợi bởi hệ thống tuần hoàn

khí quyển

Các đại lượng độ ẩm thông dụng bao gồm áp suất hơi nước, độ ẩm riêng, tỉ lệ hỗn

hợp, độ ẩm tương đối và nhiệt độ điểm sương Dưới những điều kiện nhiệt ẩm, hơi nước

có thể được xem như khí lí tưởng, điều này cho phép nhận được những quan hệ đơn

giản giữa áp suất, mật độ và nhiệt độ

áp suất riêng là áp suất tác động bởi một phần tử khí lên trên bề mặt một bình

chứa hỗn hợp khí áp suất riêng phần gây bởi hơi nước được gọi là áp suất hơi nước và

có thể được xác định từ quy luật Dalton và quy luật khí lí tưởng :

622.0

T : nhiệt độ tuyệt đối (oK)

Thừa số 0.622 là kết quả của trọng lượng phân tử nước trên trọng lượng phân tử

không khí Gần bề mặt Trái Đất áp suất hơi nước bằng 1-2% của tổng áp suất khí

quyển, ở đây áp suất trung bình khí quyển là 1013.2 mb (1mb = 102 pascal (Pa)) áp

suất hơi nước bão hoà là áp suất riêng phần của hơi nước khi không khí hoàn toàn bão

hoà ( không có sự bốc hơi xuất hiện nữa) và là một hàm của nhiệt độ

Độ ẩm tương đối (H) là tỉ lệ của lượng hơi nước có trong không khí với lượng hơi

nước trong không khí ở điều kiện bão hoà cùng nhiệt độ H = 100 e/es vì thế độ ẩm

tương đối 50% có nghĩa là khí quyển có thể giữ được 50% lượng hơi ẩm dưới điều kiện

bão hoà ở nhiệt độ đó

Độ ẩm riêng là khối lượng hơi nước có trong một đơn vị khối lượng không khí ẩm

(g/g) và bằng ρw/ρm, ρw là mật độ hơi nước và ρm là mật độ không khí ẩm Sử dụng định

luật Dalton và giả định rằng khí quyển chỉ bao gồm không khí và hơi nước ta có

)/387.01(622

.0)(

P e RT

RT

e e

e P

e q

m

w

387.0

622,0

ư

=

=ρ

ρ

(1.5) q: độ ẩm riêng (g/g)

e: áp suất hơi nước (mb)

P: toàn bộ áp suất khí quyển (mb)

ρm: mật độ hỗn hợp của không khí khô và không khí ẩm (g/cm3)

Nhiệt độ điểm sương Td là nhiệt độ mà tại đó khối không khí bắt đầu bão hoà (e =

es) khi lạnh đi tại áp suất và dung tích hơi ẩm không đổi áp suất hơi nước bão hoà là hàm của điểm sương Td

ư

ì

=

79.242

6.4278exp

107489

d s

Giai đoạn biến đổi

Theo trình tự, hơi nước bắt đầu ngưng tụ hình thành giáng thuỷ, một dạng tồn tại khác của độ ẩm không khí là ẩm nhiệt ẩm nhiệt ngưng tụ Lc cân bằng với ẩm nhiệt bay hơi Le, tổng lượng nhiệt cần thiết để biến đổi nước thành dạng hơi ở cùng nhiệt độ, với T đo bằng oC:

597.3 0.57( 00 ) (1.7)

C T L

trong đó: Le: cal/g ẩm nhiệt tan và đóng băng cũng có quan hệ:

L m =ưL f =79.7

trong đó: Lm cũng có đơn vị cal / g Các nhà khí tượng học sử dụng hơi ẩm và ẩm nhiệt

là khái niệm thông dụng của nhiệt độ và áp suất biểu thị cho sự lạnh đi và nóng lên của

độ ẩm không khí trong khí quyển Tỉ lệ nhiệt độ thay đổi theo độ cao trong khí quyển gọi là gradien đoạn nhiệt khí quyển Cũng như độ ẩm, khi không khí không bão hoà thăng lên, độ ẩm tăng lên.Và đạt đến độ cao nào đó độ ẩm lúc này là 100% Sự lạnh đi hơn nữa của không khí là kết quả của sự ngưng tụ của hơi nước tại mức ngưng kết xác

định ẩm nhiệt ngưng tụ giải phóng làm nóng không khí và làm giảm gradien đoạn nhiệt khí quyển ẩm nhiệt trao đổi này là nguồn năng lượng chính hình thành gió xoáy

và bão nhiệt đới

Có thể quan sát thấy rằng một quan hệ không thật cần thiết tồn tại giữa tổng lượng hơi nước và kết quả giáng thuỷ trên từng vùng Vì thế quá trình ngưng tụ có thể xảy ra trong mây mà không có sự hình thành giáng thuỷ trên bề mặt đất Các quá trình thời tiết khác phải được nghiên cứu kĩ để nắm được tất cả cơ chế của giáng thuỷ

Nguyên nhân và cơ chế thành tạo

Nhiệt độ dưới điểm bão hoà hơi nước làm không khí lạnh đi và quá trình ngưng tụ của hơi nước trong mây xảy ra Điều này thường xảy ra với áp suất và nhiệt độ thấp theo chiều thẳng đứng Một nửa khối lượng của khí quyển nằm trong khoảng 18000 ft

từ bề mặt chứa phần lớn mây và hơi ẩm

Quá trình ngưng tụ có thể tạo ra bởi:

(1) Sự lạnh động lực hoặc sự lạnh đoạn nhiệt (không có tổn thất nhiệt ra xung quanh) là được miêu tả đầu tiên,

(2) Sự trộn lẫn của các khối không khí có nhiệt độ khác nhau,

(3) Tiếp xúc lạnh,

(4) Sự lạnh đi do bức xạ

Sự lạnh động lực là quá trình quan trọng nhất của giáng thuỷ có thể thấy được Sương, sương muối và sương mù là sản phẩm phụ của quá trình giáng thuỷ Nguyên nhân gây ra bởi sự tiếp xúc và sự lạnh đi do bức xạ

Các nhân ngưng tụ phải tồn tại đối với sự hình thành các giọt nước nhỏ, các nhân này đến từ nhiều nguồn như muối biển, bụi từ đất sét, sản phẩm đốt cháy của công nghiệp và của núi lửa, kích cỡ của chúng dao động từ 0.1à tới 10 à Những giọt nước thường có đường kính 0.01 mm Khi chúng đạt tới 0.5 mm chỉ lúc đó mới đủ điều kiện

để hiện tượng giáng thuỷ xảy ra Có thể mất một giờ để cho những giọt mưa nhỏ (1 mm) lớn lên thành phần tử ngưng tụ ẩm nhiệt trong không khí tăng lên làm không khí lạnh đi, đạt tới trạng thái bão hoà, hơi nước bắt đầu ngưng tụ hầu hết những nhân hoạt động Cơ chế quan trọng làm tăng kích thước của giọt nước trong trạng thái đầu là

sự khuyếch tán của các phần tử nước xuống, gradien áp suất hơi nước theo hướng bề mặt Khi những giọt tăng lên đủ khối lượng, chúng bắt đầu di chuyển toàn bộ theo mây Tuy nhiên một số quá trình khác phải hỗ trợ cho sự tăng kích thước của những giọt nước đến 0.5 - 3 mm để khắc phục sức cản không khí và để mưa rơi xuống Những quá trình này bao gồm cả quá trình kết hợp và quá trình kết tinh

Quá trình kết hợp dược nghiên cứu phổ biến trong mùa hè là mưa rào Khi mưa rơi, những giọt nước nhỏ sẽ bị những giọt nước lớn bắt kịp và kích thước các hạt tăng lên qua va chạm Điều này có thể tạo ra một lượng mưa đáng kể, đặc biệt trong những

đám mây tích ẩm trong những vùng nhiệt đới

Quá trình kết tinh băng hút các nguyên tử kết tinh ngưng tụ bởi áp suất thấp của hơi nước.Kích thước băng kết tinh tăng lên qua sự tiếp xúc và va chạm với các phân tử khác là nguyên nhân những bông tuyết được hình thành Những bông tuyết có thể thay

đổi trong mưa khi đi vào nơi nhiệt độ không khí cao hơn nhiệt độ kết tinh Mưa tuyết

và tuyết tan được biểu hiện ở phần 2.8

Các nhân ngưng kết có thể do nhân tạo tác động đến mây và gây ra mưa trong những điều kiện nào đó, các hạt băng kết tinh lớn lên qua việc tiếp xúc giữa các phần

tử Trong vấn đề làm mưa nhân tạo để kiểm soát thời tiết còn tồn tại nhiều vấn đề về

kỹ thuật và pháp lý

Như đã nói ở trên, nguyên nhân của hầu hết quá trình ngưng tụ gây mưa rào là sự

lạnh động lực hoặc sự lạnh đoạn nhiệt Giáng thuỷ có thể được phân loại theo điều kiện của chuyển động không khí theo chiều thẳng đứng : đối lưu, gió xoáy và địa hình núi mô tả dưới dạng biểu đồ Địa hình núi ảnh hưởng trước tiên liên quan đến dãy núi là nguyên nhân không khí bị nâng lên theo chiều thẳng đứng, và giáng thuỷ hoặc tuyết bắt gặp phổ biến trên những sườn dốc phía tây Những sườn dốc phía đông hướng về vùng khô và nóng Hầu hết những cơn mưa có cường độ lớn liên quan lụt lội ở nơi mưa dông nguyên nhân bởi các cơn bão đối lưu Các cơn mưa dông bắt đầu bằng sự thăng lên của các đám mây và có thể đạt tới độ cao 25000 – 40000 ft với tốc độ gió theo chiều thẳng đứng 35 – 70 m/ph trong dòng khí đi lên Trong những vùng lãnh thổ, bão và gió xoáy cường độ mạnh kết hợp với áp suất thấp có thể tạo ra lượng mưa rất lớn kéo dài một thời gian Ví dụ về mưa rơi trong 24 h ở Alvil, Taxas, trong suốt tháng VII-1979 ghi chép trong lục địa Hoa Kỳ Điều này thậm chí được kết hợp với bão Claudette trong vịnh Mexico Thông tin chi tiết hơn về chế độ giáng thuỷ có thể tìn thấy trong Eagleson (1970), Gray(1970), và Wallace, Hobbs(1977)

Hình 1.3 Cơ chế giáng thuỷ

Điểm giáng thuỷ

Một lượng dữ liệu đáng kể có sẵn trong Trung tâm thời tiết quốc gia và Cục Công binh Mỹ Mạng lưới trạm đo mưa quốc gia cho thấy sự biến thiên lượng mưa theo không gian và thời gian, thể hiện trong hình 1.4 Nguồn gốc chính của hơi nước cho

giáng thuỷ là bốc hơi từ đại dương, vì thế P có xu hướng lớn hơn gần đường bờ biển, với

sự biến dạng bởi ảnh hưởng của địa hình núi, tác động của sự thay đổi theo độ cao qua

các dạng núi Thông thường số lượng và tần số xuất hiện của P là lớn hơn trên các sườn

núi chắn gió thổi tới (bờ phía Tây của Hoa Kỳ) và ít hơn phía sườn khuất gió, thể hiện trong hình 1.4 Spreen (1947) nghiên cứu về ảnh hưởng của địa hình lên giáng thuỷ và tìm sự tương quan của bốn thông số trong miền tây Colorado : độ cao, độ dốc, hướng và

sự lộ quang miền tây Colorado

Sự biến thiên thời gian của giáng thuỷ xảy ra theo mùa hoặc trong khoảng thời gian một cơn mưa, và phân bố đa dạng theo kiểu mưa, cường độ, thời gian kéo dài và thời gian của năm Gió thịnh hành và nhiệt độ tương đối của đất và trên đại dương cũng có ảnh hưởng Lượng mưa lớn nhất ghi được trong sáu thành phố chính của Mỹ thể hiện trong bảng 1.1 Lượng mưa trong thời đoạn 24 h, ví dụ kéo dài từ thấp 4.67 in (119 mm) ở San Francisco tới cao 43 in (1092 mm) ở Houston

Bảng 1.1 Số liệu m−a lớn nhất trong sáu thành phố chính, đơn vị in (mm)

Theo những mùa khác nhau được thể hiện trong hình 1.5, những giá trị thể hiện gây lầm lẫn trong đó những cơn mưa dông hoặc bão nhiệt đới với cường độ cao có thể gây ra mưa rào 15 – 30 in trong khoảng nhiều ngày, dọc theo bờ vịnh và bờ Đại Tây Dương Tính thường xuyên hoặc thậm chí sự thay đổi chi tiết của mưa rào thường là rất quan trọng đối với việc xây dựng bản đồ nguồn tài nguyên nước, đặc biệt là hệ thống cấp thoát nước đô thị Những số liệu như thế chỉ có sẵn từ những hệ thống thu mưa phức tạp, thường tìm thấy ở những đô thị rộng lớn

Hệ thống máy tính đo mưa được cung cấp bởi trung tâm thời tiết quốc gia và trung tâm địa chất Mỹ Dụng cụ đo giáng thuỷ có thể tự ghi hoặc không phải dạng tự ghi, nhưng dụng cụ ghi là thếp giấy theo thời gian phân bố của mưa nếu được yêu cầu, thường là trường hợp cho thoát nước đô thị hoặc công việc kiểm tra lũ lụt Dụng cụ ghi

điều kiển từ một đầu pít tông nhỏ ghi lên giản đồ trắng, giấy ghi, hoặc dữ liệu 0.01 in của trận mưa Dữ liệu được trình bày trong bảng 1.7 (b) như đường cong khối lượng luỹ tích và có thể sẵn sàng giải thích cho sự thay đổi tổng dung lượng và mật độ Các quan sát viên sử dụng ghi chép hàng ngày hoặc 12h lượng mưa rơi (in hoặc cm) với dụng cụ không tự ghi và vì thế loại thiết bị này cung cấp ít thông tin về về cường độ

Hệ thống 5 đến 10 máy đo trên 100 mi2 là nhu cầu trong vùng đô thị để xác định lượng mưa thay đổi Chi phí để bảo quản hệ thống rất đắt nếu không thiết bị sẽ phủ nhận kết quả của hệ thống thậm chí dự báo các cơn mưa sai Những máy đo mưa được

đề cập đến trong phần 1.6 thường đặt gần máy đo vận tốc dòng chảy, thời gian và khu vực phân bố thay đổi trong cơn mưa rất quan trọng trong quyết định toàn bộ câu trả lời về thuỷ văn và được đề cập đến chi tiết hơn ở sau

Hình 1.5 Phân bố chuẩn giáng thuỷ tháng ở Mỹ

Điểm mưa rơi có thể biểu thị như tổng lượng mưa tích luỹ hoặc cường độ mưa từ dụng cụ đặc biệt Biểu thị đầu tiên có thể tham khảo như đường cong tích luỹ khối

lượng (hình 1.6 a) có thể phân tích sự thay đổi của cơn bão để quyết định tần số và đặc

điểm của trận mưa tại vị trí đã cho Biểu đồ quá trình mưa biểu thị cường độ mưa (in / giờ) với thời gian và được miêu tả trong ví dụ 1.3 Biểu đồ quá trình mưa thường được

sử dụng như đầu vào của mô hình tính toán thuỷ văn cho lưu vực

Hình 1.6 Mưa ở Houston, Texas a) Mưa tích luỹ 24-26 tháng 7, 1979

Ví dụ 1.3

Biểu đồ quá trình mưa và tích luỹ giáng thuỷ

Đồ thị đưa ra trong hình E1.3 (a) ghi lại lượng mưa từ hai trung tâm địa chất Mỹ cho cơn mưa 30 - VIII tới 3- IX-1981, thời kỳ giữa 2:45 sáng và 2:00 chiều 31-8.Với dữ liệu đưa ra phát triển bản đồ quá trình cơn mưa và đường cong khối lượng Tìm cường

độ mưa lớn nhất cho mỗi trạm in./giờ

H×nh 1.6 M−a ë Houston, Texas

b) §−êng tæng l−îng m−a 24-26 th¸ng 7, 1979

Giải

Từ bản đồ quá trình mưa, chúng ta lấy số liệu thời kỳ sau trừ đi số liệu của thời kì trước Ví dụ 3.70 bị trừ từ 3.73 đưa ra 0.03 in /15 phút Chúng ta biến đổi nó ra in /giờ

giờ

in

25.0

.)70.373.3

= 0.12 in./giờ

Bởi vì dữ liệu được đưa ra theo kiểu luỹ tích, dữ liệu của đường cong khối lượng

được đơn giản hoá như hình E1.3 b

Cường độ lớn nhất của trạm 4800 xảy ra giữa 1000 và 1015 vào 31-8 là

giờ

in

25.0

.)23.698.6

.)55.533.6

Trạm số 08074800 Bản ghi mưa và dòng chảy Lượng nước năm 1981

Trạm đo Keegans

Đường cạnh Houston, Tex

trận bão từ ngày 30/8 đến ngày 3/9/1981

Số trạm Ngày và giờ

4800 303 R

Giáng thuỷ luỹ tích

( in )

Lưu lượng

(in ft 3 /s )

Dòng chảy luỹ tích

Trạm số 08074800 Bản ghi mưa và dòng chảy Lượng nước năm 1981

Trạm đo Keegans

Đường cạnh Houston, Tex

trận bão từ ngày 30/8 đến ngày 3/9/1981

Số trạm Ngày và giờ

4800 303 R

Giáng thuỷ luỹ tích

( in )

Lưu lượng

(in ft 3 /s )

Dòng chảy luỹ tích

Trạm số 08074800 Bản ghi mưa và dòng chảy Lượng nước năm 1981

Trạm đo Keegans

Đường cạnh Houston, Tex

trận bão từ ngày 30/8 đến ngày 3/9/1981

Số trạm Ngày và giờ

4800 303 R

Giáng thuỷ luỹ tích

( in )

Lưu lượng

(in ft 3 /s )

Dòng chảy luỹ tích

Phương pháp thống kê (chương 3) được áp dụng vào chuỗi số liệu mưa trong một thời gian dài Ví dụ thời gian mưa rào khác nhau khoảng từ 5 phút đến 1440 phút có thể được phân tích để hình thành một số ước lượng của của 10 biến cố xác suất Những

số liệu này được gắn với một đường để tạo thành một trong những đường cong cường độ – thời gian – tần số trong hình 1.8 Những đường xác suất IDF khác nhận được trong những kiểu tương tự như năm thứ 2, 5, 25, 50 và 100 Chúng ta có thể nhận thấy rằng cường độ mưa có xu hướng giảm khi thời gian mưa tăng trên mỗi đường cong IDF Thay cho việc phân tích lịch sử chuỗi thời gian mưa, đường cong IDF có thể sử dụng để thiết

kế kết quả mưa, như 24 giờ, mưa 25 năm và có thể sử dụng như đầu vào của mô hình thuỷ văn cho thiết kế lưu vực và điều tiết lũ (chương 6)

Hình E1.3(b)

Điều này cần thiết để ước lượng điểm mưa ở một vị trí đã cho từ giá trị thu được ở các trạm xung quanh Trung tâm thời tiết quốc gia đã phát triển lý thuyết trên cơ sở trọng số trung bình của các giá trị lân cận Trọng số là số nghịch đảo tổng bình phương của khoảng cách từ điểm liên quan.Vì thế

D2 = x2 + y2

W = 1/D2 = Trọng lượng Lượng mưa ước lượng = ∑P i W i /∑W i

Vùng giáng thuỷ

Lớp nước mưa trung bình trên một đơn vị diện tích thường được đòi hỏi để dự đoán phản ứng thuỷ văn của lưu vực hoặc để xây dựng tần suất mưa thiết kế Tồn tại ba phương pháp tính mưa cơ bản: trung bình số học, đa giác Thái Sơn và đường đẳng trị

Phương pháp đơn giản nhất là trung bình số học của những điểm mưa từ những trạm đo có sẵn Phương pháp này được thoả mãn nếu các trạm đo phân bố đều và sai khác của mỗi trạm không quá xa lượng mưa trung bình

Phương pháp đa giác Thái sơn (hình 1.9 b) theo trọng số mưa rơi từ mỗi trạm Vẽ

đường nối giữa vị trí các trạm trên bản đồ Các đường trung trực được vẽ để tạo thành những đa giác xung quanh mỗi trạm, và tỉ lệ diện tích của mỗi đa giác Ai, tổng diện tích

At bên trong đường phân nước được sử dụng với trọng số mưa rơi của mỗi trạm Phương pháp này đáng chú ý với mỗi mạng lưới trạm đo không cho phép sử dụng đối với lưu vực chịu sự ảnh hưởng địa hình nhưng được sử dụng rộng rãi nhất trong 3 phương pháp trên

Hình 1.8.Biểu đồ thời khoảng mưa

Phương pháp đường đẳng trị lượng mưa bao gồm các đường nối các điểm có cùng

lượng mưa và là phương pháp chính xác nhất Tuy nhiên, cần có một mạng lưới trạm

rộng lớn để vẽ chính xác các đường đẳng trị Tính toán lượng mưa trên cơ sở xác định

lượng mưa trung bình giữa mỗi cặp đường đẳng trị, nhân với diện tích giữa chúng, cộng

tổng các giá trị này chia cho tổng diện tích Phương pháp đẳng trị lượng mưa có thể

gồm cả ảnh hưởng sơn văn và hình thái mưa, có thể biểu hiện chính xác một kiểu bản

đồ của lượng mưa

a) Phương pháp bình quân số học

in

33.13

0.12.18

b) Phương pháp đa giác Thaison

2.0 1.5 0.064 0.13 1.8 7.2 0.305 0.55 1.2 5.1 0.216 0.26 1.0 9.8 0.415 0.42

Ví dụ 1.4

Các phương pháp xác định lượng mưa trung bình

Một diện tích 34 mi2 có một hệ thống 7 trạm đo mưa được thể hiện trên bản đồ

hình E1.4.Sử dụng lượng mưa mỗi trạm trong bảng, xác định lượng mưa trung bình

lưu vực sử dụng (a) trung bình số học và (b) phương pháp đa giác Thái Sơn

(6.74 in + 6.01 in.)/2 = 6.38 in

b) Bước đầu tiên trong phương pháp Thái Sơn là nối tất cả các trạm đo mưa bằng những đường thẳng sao cho không có hai đường nào tạo thành một góc lớn hơn 90o Kết quả là một hệ thống những đường thẳng thể hiện bằng những đường nét đứt trong hình 1.4 (b) tiếp theo, chúng ta dựng đường thẳng trung trực của những đường kẻ đứt Các

đường trung trực giao nhau trong mỗi tam giác Kết quả là các đa giác bao quanh mỗi một trạm đo được biết như là đa giác Thái Sơn.Diện tích mỗi đa giác trong gianh giới phân lưu là được đo bởi dụng cụ đo diện tích hoặc đếm ô vuông trên giấy kẻ ô

Hình E1.4 a

Và mỗi diện tích này được chia cho tổng diện tích lưu vực rồi nhân với lượng mưa các trạm tương ứng Tổng các giá trị tính được ở trên là lượng mưa trung bình của toàn lưu vực Kết quả tính toán thể hiện trong bảng sau:

Bốc hơi và bốc thoát hơi nước

Bốc hơi là quá trình xảy ra trong khí quyển mà tại đó nước chuyển từ thể rắn hoặc lỏng sang thể khí Bốc thoát hơi được biết đến như là một sự kết hợp tổn thất hơi nước qua thảm phủ thực vật và bề mặt đất

Kiến thức về quá trình bốc hơi là cần thiết cho việc dự báo tổn thất nước do bốc hơi

ở hồ chứa Tại Mỹ, tổng lượng bốc hơi chiếm khoảng 70% lượng mưa bình quân năm

Tuy nhiên, biên độ dao động bốc hơi trên lục địa có thể là rất lớn Hình 1.10 biểu diễn bốc hơi bình quân năm ở các hồ nước nông và hồ chứa tại Mỹ Khi so sánh với hình 1.4, thì chúng ta có thể thấy rằng lượng bốc hơi bình quân năm có thể lớn hơn lượng mưa bình quân, đặc biệt là ở khu vực khô hạn phía Tây-Nam

Trong trường hợp bốc hơi xảy ra ở mặt hồ, tổn thất nước là do ảnh hưởng của bức xạ mặt trời, nhiệt độ nước và không khí Ngoài ra, sự chênh lệch về áp suất hơi giữa nước và không khí phía trên hay tốc tộ gió thổi qua hồ chứa cũng ảnh hưởng đến bốc hơi Quá trình bốc hơi là tăng dần trong một hệ thống khép kín trong không gian với nhiệt độ và áp suất không đổi, bởi vì một phần áp suất hơi nước tăng lên Quá trình bốc hơi tiếp tục diễn ra cho đến khi áp suất hơi của lớp không khí phía trên bằng với áp suất hơi trên mặt đất; tại đây không khí đạt trạng thái bão hoà và làm cho quá trình bốc hơi dừng lại Trạng thái cân bằng này sẽ không bị ảnh hưởng nếu không bị hạn chế trong khí quyển, nơi mà tất cả nước cuối cùng cũng sẽ bốc hơi Năng lượng nhiệt làm cho năng lượng tự do của các phân tử nước tăng lên cho phép chúng có thể bứt ra khỏi trạng thái phân giới lỏng - khí Lượng nhiệt cần thiết để nước chuyển sang dạng hơi với nhiệt độ không đổi gọi là ẩn nhiệt bốc hơi, nó được thể hiện ở phương trình (1.7)

Khi bề mặt nước tự do tiếp tục bốc hơi, sự tích tụ các phân tử hơi làm cho áp suất hơi (e) tăng lên trong không khí phía trên mặt nước, cho đến khi hiện tượng ngưng tụ bắt đầu Khi tỷ lệ ngưng tụ bằng với tỷ lệ bốc hơi thì không khí đạt trạng thái bão hoà

và e được gọi là áp suất hơi bão hoà Tuy nhiên, do sự vận chuyển khí đối lưu (bởi dòng gió) đã ngăn cản quá trình cân bằng

Bốc hơi thường chỉ liên quan đến việc tính cung cấp và cân bằng nước Khi giai

đoạn mưa với cường độ 0,5 inch/h (khoảng 12,7 mm/h) thì bốc hơi là khoảng 0,01 in/h

và có thể kéo theo việc nghiên cứu dòng chảy lũ hoặc áp dụng cho việc thiết kế hệ thống thoát nước đô thị Hiện tượng bốc hơi đã được nghiên cứu ở Mỹ từ năm 1950, bắt đầu bằng dự án nghiên cứu bốc hơi hồ Hefner do Marciano và Harbeck thực hiện nghiên cứu Ba phương pháp đầu tiên được sử dụng để tiếp cận hiện tượng bốc hơi ở mặt hồ là phương pháp cân bằng nước nước, phương pháp trao đổi khối lượng, và cân bằng năng lượng Các phương pháp này sẽ được đề cập tương đối chi tiết ở các phần sau, Brutsaert (1982) đã trình bày một cách tỉ mỉ về cơ chế hoạt động của bốc hơi

Xác định bốc hơi bằng phương pháp cân bằng nước

Cơ sở phương pháp cân bằng nước để xác định bốc hơi là phương trình thuỷ văn liên tục Trong đó gồm có: thay đổi lượng trữ ∆S, dòng chảy mặt đến I, dòng chảy mặt đi

O, thấm qua mặt đất tạo thành dòng ngầm GW, giáng thuỷ P nếu có, bốc hơi E được tính bằng công thức:

Lập luận này là đơn giản, nhưng việc xác định thấm có thể khiến cho phương pháp trở nên khó thực hiện Điều này được thể hiện rõ ràng bằng kết quả của phương pháp

là các sai số tính toán, đo đạc lượng giáng thuỷ, dòng chảy mặt đến, dòng chảy mặt đi,

sự thay đổi trữ lượng và thấm Phương pháp này đã được Oklahoma sử dụng để tính toán cho vùng hồ Hefner với sai số 5% ữ 10% Phương pháp này cho kết quả đáng tin

cậy bởi vì hồ Hefner đã được các nhà khoa học lựa chọn trong hơn một trăm hồ chứa lớn nhỏ khác nhau mà nó tuân theo quy luật cân bằng nước tốt nhất

Phương pháp trao đổi khối lượng

Cơ sở của phương pháp trao đổi khối lượng trước tiên dựa trên khái niệm chuyển

động rối của hơi nước từ mặt nước vào khí quyển Có nhiều công thức kinh nghiệm đã

được đưa ra để biểu thị lượng bốc hơi như là một hàm của áp suất hơi khác nhau và tốc

độ gió trên bề mặt hồ chứa Nhiều phương trình có thể được viết dưới dạng của định luật Dalton:

trong đó:

es: áp suất hơi tại mặt nước,

ea: áp suất hơi tại mực cố định trên mặt nước,

u: tốc độ gió,

a, b: các hằng số kinh nghiệm

Hình 1.10 Bốc hơi trung bình tiềm năng

Một trở ngại cho việc so sánh các công thức tính bốc hơi khác nhau là sự không

đồng nhất về độ cao để xác định v và ea Tất cả các công thức đòi hỏi phải xác định các yếu tố như tốc độ gió, áp suất hơi ở cùng mực độ cao là 2 m (6,5 ft) và kết quả tính toán bốc hơi giữa hồ chứa và thùng đo sai khác 30%, độ phân tán giữa các công thức sẽ giảm

đi đáng kể Công thức với cơ sở dữ liệu tốt nhất là công thức do Marciano và Harbeck

đưa ra năm 1954 công thức Lake Hefner, công thức này cũng đúng khi áp dụng cho vùng hồ Mead (Harbeck, 1958) Một vài công thức sử dụng giá trị khác không của hằng

số như trong phương trình (1.12), bởi vì hầu như sự di chuyển của vùng không khí nhỏ

với tốc độ đủ để làm thay đổi khối lượng lớn hơi nước trên bề mặt thùng đo Harbeck và

Meyer (1970 đã đưa ra công thức:

với:

E = lượng bốc hơi (cm/ngày)

N = 0,012 đối với hồ Hefner; 0,0118 đối với hồ Mead

es = áp suất hơi tại mặt nước (mb)

e2 = áp suất hơi ở độ cao 2m trên mặt nước (mb)

u2 = tốc độ gió ở độ cao 2m trên mặt nước (m/s)

Phương pháp cân bằng năng lượng

Các phương pháp xác định bốc hơi sử dụng cân bằng năng lượng của một hồ chứa

hầu hết là chính xác và phức tạp (hình 1.11) Tất cả năng lượng cân bằng trong hồ chứa

có thể tính bằng đại lượng ly/ngày, trong đó 1 ly = 1 cal/cm2

trong đó:

QN = năng lượng hấp thụ bức xạ của nước,

Qh = lượng nhiệt trao đổi (tính dẫn nhiệt và đối lưu vào khí quyển),

Q Q Q E

e

v N

+

++

a s a

s

a s

e e

T T P

e e

T T R

ea = áp suất hơi của không khí (mb),

es = áp suất hơi bão hoà ứng với nhiệt độ mặt nước (mb)

định Các tỷ lệ của thùng đo bốc hơi là cao hơn hồ đo bốc hơi thực tế và phải được điều chỉnh để tính toán bức xạ và ảnh hưởng của sự trao đổi nhiệt Các hệ số điều chỉnh

được gọi là hệ số của thùng đo, với giá trị dao động từ 0,64 đến 0,81 và ở Mỹ thì giá trị trung bình là 0,70 Tuy nhiên, giá trị hệ số của thùng đo với điều kiện phơi và thời thiết

và chỉ nên sử dụng để xác định sơ bộ lượng bốc hơi Số liệu bốc hơi thùng đo có thể lấy

được từ một số trạm đo ở Mỹ (Farnsworth và Thompson, 1982)

Phương pháp tổ hợp

Penman (1948) đã sử dụng đầu tiền các đặc tính tốt nhất của phương pháp vận

chuyển khối và phương pháp cân bằng năng lượng để tìm ra căn nguyên của mối quan

hệ bốc hơi mặt nước là khá dễ để tính toán Phương trình Penman là:

a N

E

∆+

++

với Eh = ẩn nhiệt do bốc hơi (năng lượng/diện tích - thời gian) = qLeE với [E] = [L/T],

Le = ẩn nhiệt bay hơi (phương trình 1.7), ước lượng thông thường tại nhiệt độ của

không khí (năng lượng/khối lượng),

∆ = độ dốc của es hoặc đường cong T, mà nó được thể hiện như ∆/γ hoặc T trong Van

Bavel (1966)

Phương trình này thông thường dùng để ước lượng ∆/γ hoặc ∆ tại nhiệt độ không

khí chứ không phải nhiệt độ của mặt nước Tất nhiên, khi ∆ là độ dốc của áp suất hơi

bão hoà hoặc nhiệt độ, nó có thể nhận được từ việc lấy vi phân phương trình 1.6, theo

đó ta được:

ư+

=

=

6 , 4278

2 8

79,242

6,4278.10.7489,

s

e T

dT

de

(1.18) với đơn vị của ∆ là (mb/OC) và T là (OC)

QN = lượng hấp thụ bức xạ trong 1.14 (năng lượng/diện tích - thời gian),

γ = hằng số nhiệt ẩm từ phương trình 1.16 (đơn vị P/T)

Ea = năng lượng khô của không khí (Brutsaert, 1982) và được tính bằng:

Ea = ρLe(a + bu)(esa – ea)

trong đó

Ea có đơn vị là dòng năng lượng (năng lượng/diện tích - thời gian),

a + bu = hằng số trao đổi kinh nghiệm từ phương trình (1.12) hoặc (1.13) (L/T trên

mỗi đơn vị áp suất),

esa = áp suất hơi bão hoà ở nhiệt độ không khí,

ea = áp suất hơi thực tế trong không khí ≈ RHesa,

RH = độ ẩm tương đối

Phương trình Penman có lợi thế là không cần biết đến nhiệt độ mặt đất hoặc nhiệt

độ mặt nước Do vậy nó được xem như công cụ hữu ích cho việc nghiên cứu bốc thoát

hơi nước, trong đó việc khó khăn là xác định nhiệt độ bề mặt của thực vật (Heimburg

và cộng sự., 1982; Jensen và cộng sự., 1990; Jones và cộng sự., 1984) Khi nhiệt độ bề

mặt của mặt nước có thể đo dễ dàng, tỷ số cân bằng năng lượng Bowen đã đề cập trước

đây có thể tiếp cận được tốt hơn bởi vì nó tránh việc phải sử dụng hệ số trao đổi kinh

nghiệm (a + bu)

Phương trình Penman là cơ sở biểu diễn đồ thị quá trình hội tụ trong hình 1.12

(Kohler và cộng sự, 1955); sự hội tụ này đã được phác hoạ trong ví dụ 1.5a Sử dụng

chính phương trình Penman (1.17) được thể hiện trong ví dụ 1.5b

Hình 1.12 Bốc hơi từ hồ trong mối phụ thuộc vào nhiệt độ, diểm sương và gió

Ví dụ 1.5a

Xác định bốc hơi bằng việc sử dụng đồ thị hội tụ

Cho một hồ nông, nhiệt độ không khí trung bình hàng ngày Ta là 70OF Bức xạ mặt trời được đo bằng 650 langley/ngày (1 langley = 1 cal/cm2) Nhiệt độ điểm sương trung bình hàng ngày là 50OF, tốc độ gió cách miệng thùng đo 6 inch là 40 dặm/ngày Sử dụng đồ thị biểu diễn bốc hơi hồ nông (hình 1.12), xác định lượng bốc hơi ngày (in)

Giải

Điểm 1 trên hình 1.12 là điểm mà tại đó Ta = 70OF và bức xạ mặt trời là 650 langley/ngày Điểm 2 là điểm giao nhau của đường cong Ts = 50OF và Ta = 70OF Đường thẳng dọc được vẽ từ điểm 2 đến đường cong biểu diễn tốc độ gió là 40 dặm/ngày, đây là

điểm 3 Điểm 4 được xác định tại chỗ giao nhau của hình chiếu đường thẳng nằm ngang

từ điểm 3 và hình chiếu đường dọc từ điểm 1 Sau đó lượng bốc hơi ngày được xác định trên đồ thị là :

E = 0,22 (in)

mb do đó hằng số nhiệt ẩm γ = 0,66

Giải Chúng ta xác định ∆ từ phương trình (1.18) với nhiệt độ không khí là 32,2OC:

T dT

mb/

2,72

=+

=

=

∆ ⎜⎜ư32 , 2 + 242 , 79⎟⎟

6 , 4278

2 8

79,242

6,4278.10.7489,2

Theo phương trình (1.17) chúng ta cần áp suất hơi bão hoà tại 90OF = 32,2OC

Từ phương trình (1.6), chúng ta có:

e sa 2,7489.10 e (32 , 2 242 , 79) 48,1( )mb

6 , 4278

66,040066,072,2

72,

+

++

thông qua các khe nhỏ (lỗ hổng) trên từng bộ phận của thực vật (ví dụ: lá cây) Hầu hết hiện tượng thoát hơi nước trên thực vật chỉ xẩy ra vào ban ngày khi có ánh nắng và khi

có hiện tượng quang hợp của thực vật diễn ra mà nó tác động đến sự biến động hàng ngày trong tầng nước ngầm nông ở vùng có cây cối sinh trưởng mạnh mẽ Tổ hợp bốc hơi và thoát hơi trên bề mặt thực vật gọi là hiện tượng bốc thoát hơi nước (ET) và nó

đạt cực đại khi nước cung cấp cho thực vật và bề mặt đất đai là không giới hạn Tổn thất cực đại có thể bị giới hạn bởi điều kiện khí tượng và được gọi là tiềm năng bốc thoát hơi nước (Thornthwaite, 1948); tiềm năng bốc thoát hơi nước là gần tương đương với bốc hơi trên bề mặt nước tự do lớn ví dụ như hồ Do đó, các phương pháp xác định bốc hơi đã được trình bày ở phần trước có thể được dùng để dự báo tiềm năng bốc thoát hơi nước

Các loại lá cây có diện tích bề mặt lớn và có nhiệt độ cao có thể tạo ra tỷ lệ thoát hơi nước tương đương hoặc thậm chí vượt quá tiềm năng bốc thoát hơi nước Hiện tượng này có thể xẩy ra ở bãi rộng mà thảm thực vật giữ nước tốt, tại đây lượng bốc thoát hơi thực tế nhỏ hơn nhỏ hơn tiềm năng Vì lý do đó, lượng bốc thoát hơi thực tế luôn luôn bị giới hạn bởi sự cung cấp hơi nước từ thực vật Nói một cách rõ ràng hơn thì ảnh hưởng của giới hạn hơi nước phụ thuộc vào đặc trưng của từng loại thực vật như độ sâu của

đới rễ và khả năng hút nước từ đất của rễ Những ảnh hưởng này sẽ dẫn đến những hệ

số kinh nghiệm khác nhau mà có thể được ứng dụng để tính toán bốc thoát hơi nước bằng các phương pháp xác định bốc hơi đã được đề cập ở phần trước Ví dụ: Penman (1950) đã xác định rằng lượng bốc thoát hơi nước từ bề mặt thảm thực vật ở Great Britain là 60 ữ 80%; Shih và cộng sự (1983) đã xác định giá trị này là 70% tại các cánh

đồng ở miền Nam Florida Bằng cách khác, Priestly và Taylor (1972) đã tăng hệ số khả năng trữ nước trong phương trình bốc hơi Penman lên 1,26 để tính bốc thoát hơi nước Các công thức kinh nghiệm khác được các tác giả như Thornthwaite (1948), Turc (1954)

và Hamon (1961) đề xuất đã kết hợp chặt chẽ các yếu tố như bức xạ, nhiệt độ không khí

và giáng thuỷ và thực tế trong nông nghiệp thì phương pháp Blaney - Criddle được ứng dụng rộng rãi (Blaney – Criddle, 1950; Criddle, 1958)

Một lần nữa, thùng đo bốc hơi lại được sử dụng để đánh giá bốc thoát hơi nước trong trường hợp các hệ số đặc biệt của thảm thực vật được biết Đó là một loạt các giá trị của hệ số thung đo bốc hơi được thể hiện ở bảng 1.2 Chú ý nên sử các các phương pháp khác nhau để xác định bốc hơi bởi vì các phương pháp là chưa hoàn chỉnh và các

hệ số còn phải được thử nghiệm qua các mùa sinh trường của thực vật

Mối quan hệ phức tạp giữa tiềm năng bốc thoát hơi nước, mưa và trữ ẩm trong đất

được thể hiện trên hình 1.13 cho ba loại thực vật có độ sâu đới rễ khác nhau Sức chứa của đất là lượng hơi nước ở phía trên có thể chảy xuống do tác động của lực trọng trường Điểm suy yếu của đất là phần hơi nước ở phía dưới mà thực vật không thể hút nước được Khi hơi nước trong đất giảm xuống dưới sức chứa của đất thì bốc hơi thực tế

sẽ nhỏ hơn tiềm năng Nếu nước trong đất giảm xuống dưới điểm suy yếu của đất thì thực vật sẽ chết Quá trình phức tạp này phụ thuộc vào thực vật, loại đất, điều kiện khí tượng và mùa Trong phần này chúng tôi không đề cập chi tiết thêm, các bạn có thể tìm

đọc Brutsaert (1982), Hillel (1982) và Salisbury – Ross (1969) để tìm hiểu kỹ hơn

Bảng 1.2 Hệ số thùng đo bốc hơi để xác định bốc thoát hơi nước

Loại che phủ bề mặt Hệ số thùng Tác giả

Đồng cỏ Saint Augustine 0,77 Weaver và Stephens (1963)

Đồng cỏ 0,85 – 1,04 Brutsaert (1982, trang 253)

Sồi thông (miền Đông bang Texas) 1,20 Enlund (1977)

Bãi cỏ chứa nước

Gió nhẹ, độ ẩm tương đối cao

Gió mạnh, độ ẩm tương đối thấp

1.5

Thấm

Quá trình thấm được nghiên cứu rộng rãi và chỉ ra một cơ chế quan trọng của sự chuyển động của nước vào trong đất dưới tác dụng của lực trọng trường và lực mao dẫn Năm 1933 Horton đã chỉ ra rằng khi cường độ mưa rơi i vượt quá cường độ thấm f, nước thấm vào lớp đất bề mặt nhìn chung có cường độ giảm theo thời gian Xét một loại đất bất kì, một đường cong giới hạn chỉ ra cường độ thấm lớn nhất theo thời gian Cường độ thấm phụ thuộc một cách phức tạp vào mật độ mưa rơi, loại đất đá điều kiện bề mặt và lớp phủ thực vật

Xét trường hợp cường độ thấm lớn hơn cừơng độ mưa rơi Hình 1.14 chỉ ra cường độ thấm thật sự theo đường cong giới hạn được gọi là đường cong giới hạn của đất đá Khả năng này giảm theo thời gian và rồi đạt tới cường độ không đổi Sự giảm này do phần lớn các lỗ hổng đất đá bị nước lấp đầy, do đó giảm khả năng chứa nước Xét ví dụ, có một thí nghiệm chỉ ra rằng đất sét có độ giảm nhanh hơn và có cường độ không đổi cuối cùng thấp hơn so với cát

f0 = cường độ thấm ban đầu (in./giờ)

fc = cường độ thấm cuối cùng (in./giờ)

k = hằng số kinh nghiệm (giờ-1)

Hình 1.14 Đường cong thấm Horton

Rubin và các cộng sự (1963, 1964) đã chỉ ra rằng đường cong quan trắc của Horton

có thể là sự phỏng đoán lý thuyết khi biết cường độ mưa rơi, điều kiện ẩm đất đá ban

đầu, và đặt đường cong đặc trưng của đất đá chưa bão hoà Họ chỉ ra rằng cường độ thấm cuối cùng tương đương với hệ số thấm thuỷ lực của đất bão hoà Xa hơn nữa Rubin chỉ ra rằng sự tập trung nước tại bề mặt sẽ xảy ra nếu mưa rơi lớn hơn thời gian cần thiết để đất bão hoà tại bề mặt Phương trình Horton được miêu tả trong hình 1.14

và ví dụ 1.6a; 1.6b phác hoạ việc sử dụng nước

Ví dụ 1.6a

Phương trình thấm của Horton

Cường độ thấm ban đầu f0 của một lưu vực là 1.5 in./giờ và hằng số thời gian k

là 0.35 giờ-1 tương đương với cường độ thấm fc là 0.2 in./giờ Sử dụng phương trình Horton để tìm: (a) giá trị của f tại t =10 phút; 30 phút; 1 giờ; 2 giờ và 6 giờ (b) Tổng lượng thấm trong khoảng thời gian 6 giờ

Giải Phương trình Horton (phương trình 1.19) là:

.1/2

Thể tích (đơn vị in trên lưu vực ) có thể nhận được bằng các điểm trên đường cong

vẽ bởi bảng giá trị, và sau đó tìm diện tích bên dưới đường cong chặn bởi t = 0 và t = 6 giờ Đồ thị đó được chỉ ra trong hình E 1.6a Phương trình đường cong là:

f in hr e t in giờ

/)(3.1/2

0 + ư 0 35

=Tích phân với cận từ t = 0 đến t = 6 được:

0 35 0

35 0

35.0/3.12.0

3.12.0

t t

e t

dt e

fdt Vol

ư

ư

ư+

[ ( ) ] [ ( ) ]

giờ in Vol

e e

/46.4

35.0/3.1035

.0/3.12

( ) ( ) ( kt)

c

f t

F = + 0 ư / 1ư ư (1.20)

Bảng 1.3 Các giá trị tiêu biểu của các thông số f0 , f c , và k trong mô hình Horton

Loại đất f c (in./giờ) f o (in./giờ) k(giờ’) Cát mùn Alphalpha 1.4 19.0 38.29

Để tìm cường độ thấm tại bất kì lúc nào, phương trình (1.20) có thể giải lặp tại thời

điểm tp như là một hàm của F Thời gian tp sử dụng trong phương trình (1.19) để thành lập cường độ thấm thích hợp cho bước lặp tiếp theo Ví dụ, phương thức này được sử dụng trong mô hình SWMM (Huber và Dickinson, 1988) và được phác hoạ trong ví dụ 1.6b