Mô hình hoá mưa - dòng chảy ( Phần cơ sở - Nxb ĐH Quốc Gia Hà Nội ) - Chương 1 pdf

Các đo đạc chỉ ra rằng, thế năng thủy lực trong đất kết cấu có thể biến đổi đáng kể trên một khoảng cách nhỏ, sao cho nếu luật Darcy được áp dụng ở phạm vi profile đất hoặc lớn hơn thì n

Chương I Trở về cơ bản: quá trình dòng chảy

và mô hình hóa quá trình

Như những nhà khoa học, chúng ta bị hấp dẫn bởi khả năng xắp xếp những kiến thức một cách có trận tự để thể hiện rằng chúng ta hiểu được khoa học cũng như các hiện tượng tương hỗ phức tạp của nó

W M Kohler, 1969

1.1.Tại sao lại mô hình hoá?

Như đã nhấn mạnh ở lời nói đầu, có nhiều nguyên nhân khác nhau dẫn tới câu hỏi: tại sao chúng ta cần mô hình hoá quá trình mưa-dòng chảy trong thủy văn Nguyên nhân chính là do giới hạn của các kỹ thuật đo đạc thủy văn Chúng ta không

có khả năng đo mọi thứ mà chúng ta muốn biết về hệ thống thủy văn Trong thực tế chúng ta chỉ có một khuôn khổ giới hạn các kỹ thuật đo và phạm vi giới hạn bởi không gian và thời gian Do đó chúng ta phải ngoại suy từ các biến đã đo đạc này đến các lưu vực không có đo đạc (ở đó việc đo đạc không có khả năng) và vào tương lai (việc đo đạc không thực hiện được) để kiểm soát ảnh hưởng của các biến đổi thuỷ văn trong tương lai Các mô hình có dạng khác nhau cung cấp một phương tiện ngoại suy định lượng hoặc dự báo có ích khi ra quyết định

Có rất nhiều mô hình mưa-dòng chảy thuần tuý dành cho mục đích nghiên cứu như một phương tiện hiểu biết chính thức hoá về hệ thống thủy văn Thể hiện những hiểu biết như thế là một bước quan trọng để phát triển một lĩnh vực khoa học Nói chung, chúng ta học được nhiều điều khi mô hình hoặc lý thuyết cho thấy mâu thuẫn với số liệu tin cậy thì phải tìm kiếm những thay đổi nhận thức mà mô hình dựa vào

đó Dù sao, mục đích cơ bản của dự báo bằng cách sử dụng mô hình phải là để cải tiến các quyết định về dự báo thủy văn và cả trong quy hoạch tài nguyên nước phòng chống

lũ, giảm nhẹ ô nhiễm hoặc cấp phép dùng nước

Với sự tăng của nhu cầu nước trên thế giới và hoàn thiện các quyết định trong hoàn cảnh thay đổi thời tiết từ năm này sang năm khác yêu cầu phải cải tiến mô hình

Đó chính là những gì mà cuốn sách muốn đề cập

Mô hình mưa-dòng chảy có thể suy ra trong khuôn khổ giải thích thuần tuý, căn

cứ trên các quan trắc đầu vào và đầu ra trên một lưu vực Lưu vực được coi như một

“hộp đen” mà không có một tham chiếu nào vào quá trình bên trong kiểm tra sự biến

đổi mưa thành dòng chảy Một số mô hình phát triển theo hướng này được mô tả trong chương 4, ở đó đã chỉ ra rằng có khả năng để giải thích bản chất vật lý của kết quả mô hình căn cứ trên sự hiểu biết phản ứng tự nhiên của lưu vực Sự hiểu biết này là điểm

khởi đầu cho bất kỳ mô hình mưa-dòng chảy nào

Dĩ nhiên, có nhiều tài liệu thủy văn mô tả các quá trình thủy văn với mức độ rất khác nhau về giải thích toán học và số phương trình, nhiều mô tả toán học thường không chỉ ra các điều đơn giản hoá quan trọng được làm khi phân tích chúng Họ giới thiệu các phương trình như thể chúng có ứng dụng ở mọi nơi Dù sao, chỉ cần rắc một dung dịch nhuộm đỏ lên bề mặt đất và sau đó đào lên để xem liệu thuốc nhuộm đã biến đổi màu đất thế nào để thấy rõ giới hạn của lý thuyết thủy văn (hình 1.1) Bất kỳ lúc nào nghiên cứu chi tiết hướng dòng chảy cũng đưa đến một lĩnh vực mà chúng ta thấy rất phức tạp Chúng ta có thể nhận thấy sự phức tạp đó hoàn toàn dễ dàng, nhưng thực hiện việc mô tả toán học thích hợp để dự báo chúng là rất khó khăn và thường kéo theo sự đơn giản hoá và gần đúng

Chương mở đầu này liên quan đến mô hình quan niệm của phản ứng lưu vực như

là giai đoạn đầu của quá trình mô hình hoá Sự phức tạp này là một nguyên nhân của vấn đề tại sao không có sự nhất trí chung về chiến lược mô hình hoá quá trình mưa-dòng chảy Nhưng sự lựa chọn sự đa dạng và xấp xỉ sẽ được thảo luận trong các chương sau

Hình 1.1 Nhuộm bằng thuốc nhuộm trong các khu vực profile đất khác nhau ở Thụy Sĩ sau khi thấm 40mm nước (sau mùa đông 1944) Tái lập từ Nghiên cứu tài nguyên nước, xuất bản của Hội địa vật lý Mỹ

1.2 Sử dụng cuốn sách này như thế nào?

Điều rõ ràng đã nói ở đầu chương, đây không chỉ là cuốn sách về lý thuyết khác nhau về mô hình mưa-dòng chảy hiện giờ đang được dùng Người đọc có thể tìm thấy một số phương trình liên quan được sử dụng trong nội dung chính của cuốn sách ở

đây đưa ra một số phát triển lý thuyết, được in trong các hộp cuối các chương có thể bỏ qua ở lần đọc đầu tiên Phần lý thuyết cũng được tìm thấy trong nhiều tài liệu tham khảo đưa vào nhưng cần lựa chọn

ở đây chứa đựng nhiều hơn một cuốn sách về các quan niệm trong các tiếp cận

mô hình hoá khác nhau và phân tích giới hạn của các phần mềm đang được ứng dụng rộng rãi hiện nay trong dự báo thủy văn Sự biểu thị các mô hình như những phần mềm đang trở thành phức tạp hơn, liên kết với hệ thông tin địa lý và hiển thị ấn tượng của đồ thị 3 chiều Sự hiển thị như thế dễ dàng bị thuyết phục bởi vì nghĩ rằng đầu ra của mô hình là sự mô phỏng tốt một phản ứng thực của lưu vực, đặc biệt nếu một số ít

số liệu có khả năng kiểm tra các dự báo Dù sao với hầu hết các mô hình có sẵn hiện nay, điều này là không cần thiết, mà là cần thiết đánh giá các mô hình dự báo Hy vọng rằng người đọc sẽ đọc được ở cuốn sách này những quan niệm và kỹ thuật cần thiết để đánh giá các xấp xỉ mô hình hoá khác nhau, cả phần mềm sẵn có và các mô phỏng của mô hình trong áp dụng thực tế

Có 4 phần mềm có sẵn đi kèm trong cuốn sách này đó là: TFM, TOPMODEL, DTM Analysis và GLUE, chúng được trình bày trong chương 4,6,7 Hai ví dụ đầu tiên của các dạng khác nhau của mô hình có giả thiết riêng về phản ứng của hệ thống thủy văn Một trong các mục đích của cuốn sách là giúp người đọc xác định các mô hình không chỉ trong thuật ngữ mô hình có thể tái tạo lại bất kỳ số liệu cho kiểm tra, mà còn định ra các giả thiết Như vậy các mô hình hiện hữu đi kèm với một danh sách các giả thiết Người đọc được khuyến khích làm một danh sách tương tự, bất kỳ khi nào họ gặp lần đầu Phần mềm GLUE là một ước lượng sự bất định có thể gặp ở bất kỳ mô hình thủy văn nào (chương 7) Phiên bản cuối cùng của phần mềm này được viết cho Window P.C , có thể tải trên Internet (phụ lục A) Một danh sách trang Web liên kết với các trang khác liên quan với các gói mô hình mưa-dòng chảy khác cũng có thể tải

từ trang web này

ở cuối mỗi chương có một đoạn nhắc lại những điểm chính xuất hiện từ nội dung các chương đã cung cấp Đó là một giải pháp tốt để người đọc tóm tắt trước khi đọc đầy

đủ và kỹ các chương Một phần giải thích thuật ngữ sử dụng trong mô hình thủy văn

được cung cấp trong phụ lục B Các thuật ngữ này được hiển thị rõ khi chúng xuất hiện lần đầu tiên trong văn bản

1.3 Quá trình mô hình hoá

Hầu hết các cuốn sách về mô hình hoá đều bắt đầu với việc chọn một mô hình để

sử dụng cho thực hành ở đây chúng ta sẽ bắt đầu từ một giai đoạn đơn giản hơn trong quá trình mô hình hoá: mô hình quan niệm của quá trình mưa-dòng chảy trên lưu vực (hình 1.2) Mô hình giác quan là sự tóm tắt cảm nhận của chúng ta về phản ứng của lưu vực với các điều kiện mưa khác nhau hoặc nói cách khác, là các nhận thức của bạn về phản ứng đó Mỗi mô hình giác quan là riêng biệt, nó phụ thuộc vào sự đào tạo mà nhà thủy văn đã có, các sách và bài báo họ đã đọc, bộ số liệu họ đã phân tích, lĩnh vực thực tế họ đã có kinh nghiệm trong các môi trường khác nhau Như vậy có thể nói rằng mô hình giác quan của các nhà thủy văn sẽ khác nhau

Đánh giá một mô hình quan niệm (hình 1.2) cho một lưu vực thực tế là rất quan trọng, bởi vì phải ghi nhớ rằng tất cả các mô tả toán học có thể dùng cho dự báo chắc chắn là một sự đơn giản hoá của một mô hình quan niệm, trong một số trường hợp là

đơn giản quá mức, nhưng có thể đủ để dự báo chính xác Việc này có nguyên nhân của

nó Mô hình giác quan không bị gò ép bởi lý thuyết toán học Nó xuất hiện đầu tiên trong đầu của mỗi nhà thủy văn và không cần thiết phải viết ra Chúng ta có thể nắm

được sự phức tạp của quá trình dòng chảy theo một con đường hoàn toàn định tính (ví

dụ xem thí nghiệm hình dung dòng chảy của Flury (1994, hình 1.1)), rằng có thể có các

ý tưởng rất khác nhau để mô tả một ngôn ngữ toán học Dù sao mô tả toán học là, theo truyền thống, giai đoạn đầu trong việc hình thành một mô hình dự báo định lượng Mô tả toán học này sẽ được gọi là mô hình giác quan của quá trình hay quá trình

được xem xét ở điểm này, các giả thiết và những thừa nhận để mô tả đơn giản một quá trình cần được làm rõ ràng Ví dụ, nhiều mô hình đã căn cứ trên việc sử dụng mô tả dòng chảy trong đất bằng quy luật Darcy, cho rằng dòng chảy tỷ lệ với gradient của thế năng thủy lực (xem hộp 5.1) Các đo đạc chỉ ra rằng, thế năng thủy lực trong đất kết cấu có thể biến đổi đáng kể trên một khoảng cách nhỏ, sao cho nếu luật Darcy

được áp dụng ở phạm vi profile đất hoặc lớn hơn thì nó được thừa nhận ngầm rằng một số gradient trung bình có thể dùng đặc trưng cho dòng chảy và ảnh hưởng của dòng chảy ưu tiên qua lỗ hổng lớn trong đất có thể bỏ qua (một ví dụ của các quan trắc trong hình 1.1)

Hình 1.2 Một sơ đồ phác thảo của các bước khác nhau trong quá trình mô hình hoá

Đáng lưu ý là trong nhiều bài báo và các hướng dẫn sử dụng mô hình, các phương trình trong đó mô hình dựa vào có thể chấp nhận các giả thiết không rõ ràng Thông thường, không khó khăn để liệt kê ra các giả thiết, một số kiến thức nền cho các phương trình Đây sẽ là điểm khởi đầu cho việc xác định mối quan hệ của các mô hình thực tế với mô hình quan niệm Lập một danh sách tất cả các giả thiết của mô hình là một công việc có lợi mà chúng ta tiếp tục trong các giới thiệu về các cách tiếp cận mô hình

Mô hình quan niệm có thể phức tạp nhiều hay ít, từ việc dùng phương trình cân bằng nước đơn giản cho các thành phần miêu tả lượng trữ trên lưu vực đến các phương trình phi tuyến đạo hàm riêng Một số phương trình có thể được biến đổi dễ dàng trực tiếp thành chương trình cho người sử dụng máy tính số Dù sao nếu phương trình không giải được bằng giải tích khi đưa vào một số điều kiện biên cho một hệ thống thực (nó thường là trường hợp các phương trình đạo hàm riêng trong một số mô hình thủy văn), thì một bổ sung gần đúng bằng cách sử dụng kỹ thuật phân tích số để xác

định mô hình thủ tục trong dạng chạy được trên máy tính là cần thiết Một ví dụ là sự thay thế vi phân trong phương trình gốc bằng sai phân hữu hạn hoặc thể tích hữu hạn Một thận trọng đáng kể cần được làm ở điểm này: chuyển đổi từ các phương trình của mô hình quan niệm sang mã của mô hình thủ tục đã thêm vào sai số có ý nghĩa liên quan đến cách giải gần đúng của các phương trình gốc Bởi vì các mô hình đó có tính phi tuyến cao, ước tính sai số có thể là khó khăn trong các điều kiện mô hình được

điều kiện biên thay đổi trong khi mô phỏng, chẳng hạn như mưa ở các vị trí khác nhau tại các bước thời gian tính toán Có biến trạng thái như lượng trữ nước hoặc độ sâu thay đổi trong thời gian mô phỏng như là kết quả của tính toán mô hình Có giá trị ban đầu của biến trạng thái xác định trạng thái của lưu vực khi bắt đầu mô phỏng Cuối cùng có các thông số mô hình xác định các đặc tính của lưu vực hoặc lượng dòng chảy

Các thông số mô hình có thể bao hàm như độ rỗng và độ dẫn thủy lực của các mức

đất nằm ngang khác nhau trong mô hình phân bố không gian hoặc thời gian lưu giữ trung bình trong các vùng bão hoà cho mô hình sử dụng biến trạng thái ở quy mô lưu vực Chúng thường được coi là không đổi suốt thời kỳ mô phỏng (mặc dù một số thông

số như dung tích trữ giao nhau của lớp phủ thực vật có thể phụ thuộc mạnh vào thời gian và là quan trọng cho một số ứng dụng) Trong tất cả các trường hợp, thậm chí chúng được coi là không đổi theo thời gian, cũng không dễ dàng xác định giá trị của các thông số cho một lưu vực cụ thể Thực vậy phương pháp chung nhất để hiệu chỉnh các thông số là sử dụng kỹ thuật hiệu chỉnh giá trị các thông số để thu được sự phù hợp nhất giữa mô hình tính toán và quan trắc cho một phản ứng lưu vực cụ thể (xem phần 1.8 và chương 7)

Ngay sau khi các thông số được xác định có thể tiến hành mô phỏng và tính toán

số trị các phản ứng thu được Giai đoạn tiếp theo là kiểm chứng và đánh giá các tính toán này Đánh giá này cũng có thể đưa ra trong khuôn khổ số trị, tính toán một hay nhiều chỉ số đặc tính của mô hình liên hệ với các quan trắc sẵn có về phản ứng của dòng chảy Thường không khó khăn để tìm một mô hình có thể chấp nhận được, thực

tế nếu có thể hiệu chỉnh thông số mô hình bằng cách so sánh với lưu lượng quan trắc,

thì hầu hết cấu trúc mô hình có số thông số đủ cho phép phản ứng phù hợp với số liệu Vấn đề là ở chỗ có nhiều tổ hợp khác nhau của cấu trúc mô hình và bộ thông số cũng

đưa đến sự phù hợp với số liệu Như vậy trong các số hạng lưu lượng riêng lẻ phân biệt

sự khác nhau của các mô hình tin cậy và do đó để đánh giá một mô hình cá biệt sẽ khó khăn Điều này được thảo luận chi tiết hơn trong chương 7 ở phần xác định sự bất

định của mô hình dự báo

Mặt khác lưu lượng dự báo cũng như các dự báo bất kỳ các phản ứng bên trong lưu vực có thể đánh giá liên quan đến mô hình giác quan ban đầu của lưu vực ở đây việc tìm một mô hình được chấp nhận toàn bộ gặp khó khăn nhiều hơn Sự khác biệt

có thể đưa đến xem xét lại giá trị các thông số, xem xét lại mô hình giác quan, hoặc trong một số trường hợp, xem xét lại mô hình giác quan của lưu vực như là sự hiểu biết thu được từ sự cố gắng mô phỏng quá trình thủy văn

Phần cuối của chương này liên quan đến các giai đoạn khác nhau trong quá trình mô hình hoá Phần 1.4 đưa ra một ví dụ mô hình quan niệm của đáp ứng lưu vực với mưa Phần 1.5 thảo luận những thông tin bổ sung có thể thu được từ việc xem xét kỹ thông tin địa hoá học Phần 1.6 đưa ra các yêu cầu hàm số của sản sinh dòng chảy và diễn toán dòng chảy Phần 1.7 đưa ra một định nghĩa của mô hình quan niệm, hiệu chỉnh và kiểm định mô hình được thảo luận trong phần 1.8

1.4 Các mô hình quan niệm của thủy văn lưu vực

Có nhiều quá trình phác thảo phản ứng lưu vực ở trong các tài liệu đã xuất bản Hầu hết chúng dành cho quá trình phản ứng của lưu vực ở mức độ chi tiết nhiều hay

ít Công trình được biên soạn bởi Kirkby (1978), Anderson và Burt (1990) trong các chương khác nhau phản ánh sự quan tâm thực tế khác nhau của các nhà thủy văn Hệ thống thủy văn là một tổng hợp phức tạp mà mỗi nhà thủy văn sẽ có mô hình ấn tượng và quan niệm của riêng mình, coi cái gì là quan trọng nhất trong quá trình mưa-dòng chảy Vì vậy các nhà thủy văn khác nhau có thể không cần đồng ý về cái gì

là quan trọng nhất hay cách tốt nhất mô tả chúng Có thể thống nhất về các chủ đề chung, như được nhắc đến trong các bài báo thủy văn, nhưng sự hiểu biết của chúng

ta về các phản ứng thủy văn vẫn còn đang mở rộng và cụ thể phụ thuộc vào các thí nghiệm, dạng các thí nghiệm mà các nhà thủy văn tiến hành Quá trình khác nhau có thể bị chi phối trong các môi trường khác nhau và các lưu vực khác nhau với các đặc trưng địa hình, lớp phủ và địa chất khác nhau

Một trong những vấn đề được hướng tới để có một hiểu biết tổng hợp về hệ thống thủy văn là hầu hết dòng chảy nằm dưới đất hoặc đá Khả năng đo đạc và đánh giá quá trình dòng chảy sát mặt là rất giới hạn Hầu hết kỹ thuật đo đạc nhắc đến chỉ có thể ở phạm vi trung bình của máy đo Khi đặc tính của dòng chảy biến đổi nhanh theo không gian (và thời gian), quy mô nhỏ của tự nhiên để đo đạc có thể chỉ đưa đến một bức tranh rất riêng của dòng chảy tự nhiên Như vậy chắc chắn rằng sự không hiểu biết về tự nhiên của quá trình dòng sát mặt đưa đến hạn chế các kỹ thuật đo đạc hiện nay Cần phải suy luận về quá trình dòng chảy từ những đo đạc có thể Các suy luận như thế thêm vào những thông tin cho mô hình quan niệm của phản ứng thủy văn,

nhưng chúng chỉ là suy diễn

Một phương pháp thu được sự hiểu biết tương lai là xem xét một phần của hệ thống ở mức độ chi tiết hơn Nhiều nghiên cứu đã phân tích quá trình dòng chảy trong sườn dốc hoặc bãi nhỏ thực tế hoặc cột đất nguyên vẹn mang trở lại phòng thí nghiệm Người ta đã tìm thấy trong nhiều nghiên cứu rằng, điều tra chi tiết sẽ phát hiện sự phức tạp và đa dạng hơn trong các đường đi của dòng chảy Sự thật là thêm vào các dạng khác nhau của thông tin, như sử dụng các dấu hiệu môi trường hoặc nhân tạo Hình 1.1 đưa ra một ví dụ tốt về điều này (xem phần 1.5) Như thế sự phức tạp có thể

là một phần của mô hình Như đã lưu ý ở trên, không nhất thiết mô hình quan niệm thể hiện nhiều hơn một bộ dấu hiệu định tính, nhưng sự phức tạp chắc chắn gây khó khăn cho việc chọn các giả thiết để chuyển từ mô hình quan niệm đến một hệ phương trình xác định mô hình quan niệm Các chọn lựa phải làm để đơn giản hóa việc mô tả

và như đã thấy, các lựa chọn như thế thường không có một nền tảng tốt trong thực tế thủy văn

Tóm lại, có một mô hình quan niệm của một nhà thủy văn học Nó căn cứ trên một

bộ phác thảo của Beven (1991.a) với một số nhìn nhận dựa trên thí nghiệm bổ sung Trong thời kỳ giữa các trận mưa, lượng trữ trong đất đã giảm dần dần (hình 1.3)

Hình 1.3 Một miêu tả của các quá trình chứa trong một mô hình quan niệm của thủy văn sườn dốc

Nếu có một dòng chảy ngầm thì mực nước và gradient sẽ giảm từ từ Lượng trữ thường cao hơn và nước ngầm sẽ tiếp cận bề mặt trong vùng ven sông đáy thung lũng, một phần vì dòng chảy xuôi dốc, đặc biệt nơi có sự hội tụ dòng chảy trong các chỗ

trũng sườn dốc Lượng trữ trong vùng ven sông cũng có thể được duy trì bởi dòng chảy trở lại từ các lớp sâu hơn (Huff 1982, Genereux 1993), nhưng cũng vì các lớp đất có khuynh hướng sâu hơn trong đáy thung lũng (Piriol,1997) Tổn thất của nước bởi bốc hơi sẽ có hiệu quả lớn hơn hay nhỏ hơn trong profile của lượng trữ phụ thuộc vào mưa, khí hậu, dạng lớp phủ và độ sâu của rễ cây Rất nhiều thực vật có thể hút nước từ độ sâu đáng kể với rễ xuyên tới hàng chục mét vào trong đất, khe đá và đường dẫn của rễ cũng hoạt động như một đường đi cho nước thấm (Cây Jawatt của Tây Australia) Thực vật loại háo nước (như cây gỗ Cotton ở miền Tây Mỹ) sẽ hút nước trực tiếp từ phần thấp của dòng chảy ngầm Sự bốc hơi và quá trình tiêu thoát nước là quan trọng trong việc kiểm soát các điều kiện trước khi mưa

Các điều kiện trước cũng như thể tích và cường độ mưa (hoặc tuyết) là quan trọng trong việc điều tiết các quá trình lưu vực phản ứng với lượng mưa và tỷ lệ của thể tích

đầu vào xuất hiện trong dòng sông như là một phần của thủy đồ (hình 1.13 b) Trừ khi dòng chảy là tạm thời, thường có một phản ứng từ lượng mưa trực tiếp vào kênh và vùng ven sông Mặc dù chiếm diện tích nhỏ của lưu vực (khoảng 1-3%) vùng này có thể là một đóng góp quan trọng vào thủy đồ của lưu vực và mưa với hệ số dòng chảy thấp Thậm chí trong dòng chảy tạm thời, dòng chảy mặt thường bắt đầu trước tiên trong lòng dẫn nhỏ Quy mô lưới sông nói chung sẽ mở rộng các vùng đầu nguồn khi mực tiếp diễn mưa và trong suốt mùa mưa sẽ lớn hơn mùa khô (xem Hewlet,1974) Các đầu vào mưa và tuyết không đều theo không gian, nhưng có thể chỉ ra sự biến

đổi nhanh về cường độ và thể tích trên một khoảng cách tương đối ngắn, đặc biệt trong các điều kiện đối lưu (Newson 1980, Smith 1996, Goodrich 1997) Sự thay đổi ở mực nước ngầm sau khi cấu trúc mưa bị ảnh hưởng bởi lớp phủ có thể lớn hơn Một phần lượng mưa có thể rơi trực tiếp vào đất như là xuyên trực tiếp Một phần lượng mưa khác sẽ bị giữ lại và bốc hơi từ lớp phủ vào không khí Lượng bốc hơi của nước bị giữ lại có thể xảy ra thậm chí suốt con lũ, đặc biệt từ lớp phủ nhám, trong điều kiện gió, khi không khí không bão hòa nước Sự khác nhau đến 30% giữa mưa tới và mưa xuyên xuống đã đo được ở lưu vực Địa Trung Hải ngay cả khi mưa lớn (Lloren, 1997) Lượng mưa còn lại sẽ chảy nhỏ giọt từ lớp phủ thực vật như xuyên qua hoặc chảy xuống các nhánh, thân và như là dòng chảy từ thân cây Quá trình sau có thể là quan trọng đối với một số thực vật vì 10% hoặc nhiều hơn lượng mưa tới lại có thể chảy vào đất như dòng chảy nhánh, kết quả trong sự tập trung cục bộ của nước ở cường độ cao hơn nhiều lượng mưa tới Một số thực vật như ngô có cấu trúc để chuyển nước xuống gốc theo cách này

Cường độ tuyết sẽ biến đổi theo cao trình và làm ảnh hưởng đến nhiệt độ không khí và bức xạ đi vào lớp tuyết Lượng nước tương đương của khối tuyết có thể biến đổi

đột ngột theo không gian, tính đến hiệu quả của gió thổi trong suốt thời gian tuyết rơi

và sau khi lớp tuyết được hình thành do ảnh hưởng của địa hình và lớp phủ thực vật Nhiều lớp tuyết sâu hơn thường tìm thấy trong chỗ khuất gió hoặc đỉnh núi, một đặc

điểm đã được nhắc đến trong lưu vực Rayuols Greek ở Pdero và một vài nơi khác (xem Bathurst và Cooley,1996, phần 5.3) Điều này cũng có thể ảnh hưởng trở lại trong đó lớp tuyết sâu hơn có thể mang đến lượng nước lớn hơn cho thực vật, làm cho nó phát triển nhanh hơn và trong trường hợp của cây cối, lượng tuyết lớn hơn bị cuốn đi theo gió

Ngay khi nước mưa hoặc tuyết chạm tới đất nó sẽ bắt đầu thấm vào mặt đất, loại trừ trong vùng đất không thấm hoặc trơ đá, trên vùng đất hoàn toàn đóng băng hoặc một số bề mặt nhân tạo ở đó dòng chảy bắt đầu hầu như ngay lập tức Cường độ và lượng thấm sẽ bị giới hạn bởi mực nước cục bộ, cường độ xuyên qua hoặc thẩm thấu và khả năng thấm của đất ởđâu mà cường độ mưa vượt quá khả năng thấm của đất thì dòng chảy tràn trên mặt sẽ hình thành Đất có xu hướng không đồng nhất địa phương trong các đặc tính của nó Vì vậy, khả năng thấm và tỷ lệ dòng chảy tràn có thể khác nhau đáng kể từ vị trí này đến vị trí khác (Loague và Kyria Klidinh, 1997) Trong nhiều nơi trên bề mặt cây cỏ, mưa sẽ ít khi vượt khả năng thấm của đất cho đến khi

đất trở nên bão hoà ẩm Ngoài ra ở nơi khả năng thấm vượt trội, vùng đất thấm là nhỏ nhất hoặc lượng nước ban đầu là cao nhất sẽ bắt đầu và vì khả năng thấm có khuynh hướng giảm đi với sự ẩm ướt tăng lên, sẽ mở rộng đến vùng khả năng thấm cao hơn

Đất trống sẽ làm yếu đi sự hình thành dòng chảy vượt thấm vì năng lượng của hạt mưa rơi có thế sắp xếp lại các hạt đất ở bề mặt và hình dạng vỏ bề mặt bịt kín một cách hiệu quả những lỗ hổng lớn hơn (Roinkeng 1990, Smith 1999) Cây cỏ hoặc lớp rác sẽ bảo vệ bề mặt và tạo ra kênh rễ có thể hoạt động như đường dẫn cho nước thấm

Bề mặt trống của vật liệu đất phân tán đặc biệt để tạo thành lớp vỏ cứng và lớp vỏ như thế, ngay khi hình thành, sẽ duy trì giữa các trận mưa trừ khi bị phá vỡ bởi cây

cỏ phát triển, bởi hoạt động tan băng, hoạt động của hệ động vật đất, trồng trọt hoặc xói mòn Các nghiên cứu về sự che phủ đất đã chỉ ra rằng, trong một số trường hợp, tỷ

lệ thấm sau khi điền trũng có thể tăng theo thời gian nhiều hơn là mong đợi từ kết quả của độ sâu hố trũng đơn độc (Fox,1998) Điều này đã đưa đến nguyên nhân phá vỡ hoặc xói mòn lớp vỏ

Trong môi trường lạnh, cây cỏ có thể đóng vai trò quan trọng trong việc kiểm soát nhiệt độ lớp đất bị đông lạnh trước và trong lúc tạo ra một khối tuyết bằng cách kiểm soát đồng thời cân bằng năng lượng cả ở bề mặt đất và phần bị cuốn trôi của lớp phủ tuyết, thậm chí, trong một số trường hợp, xảy ra ở tháng muộn hơn (Stadler,1996)

Đáng lưu ý là một lớp đất cày bị đông lạnh là không thấm được Điều này thường hạ thấp một ít tiềm năng thấm trong lúc đông lạnh, nhưng quá trình tan băng mùa cũng

có thể đưa đến phá vỡ lớp vỏ bề mặt và làm tăng khả năng thấm (Skhumm,1956) Hiệu quả của việc làm lạnh phụ thuộc vào lượng ẩm của đất và độ dài thời kỳ lạnh Thậm chí ở đâu băng lan rộng, khả năng thấm có thể cao thêm

Từ lâu đã suy đoán rằng, trong thời gian bề mặt điền trũng được mở rộng, sự giữ lại không khí và áp suất hình thành bên trong đất có thể có một hiệu quả đáng kể đến

tỷ lệ thấm Điều này đã được chỉ ra trong phòng thí nghiệm (Wang,1995) và một số các nghiên cứu khác (Dixon và Linden, 1972) Cũng có thể suy nghĩ là các ảnh hưởng của áp suất không khí có thể gây ra phản ứng trong mực nước ngầm cục bộ (Linden và Dixon,1973) và lực nâng khi không khí thoát khỏi bề mặt có thể bắt đầu làm chuyển

động các hạt đất Sự ngăn cản của không khí sẽ tăng lên bởi sự có mặt của lớp phủ bề mặt và độ mịn của vật liệu, nhưng hiệu quả của khí áp quan trọng sẽ xuất hiện do yêu cầu điền trũng trên diện tích quảng canh của bề mặt làm trơn Trong cánh đồng có bề mặt không đều (như đống cây cỏ) và sự có mặt của các lỗ rỗng lớn hy vọng có thể hạ thấp sự hình thành của không khí bị giữ bằng cách cho phép các con đường cục bộ thoát khí đến bề mặt

Khi không có lớp phủ, cấu trúc lớp đất nằm dưới và đặc biệt các lỗ rỗng của đất sẽ

là sự điều khiển quan trọng cường độ thấm Vì lưu lượng của dòng chảy tầng trong kênh hình trụ biến đổi theo luỹ thừa bậc bốn của bán kính, lỗ rỗng lớn hơn và sự rạn

vỡ có thể đóng vai trò quan trọng trong việc điều khiển cường độ thấm (Beven và German,1951) Dù sao sự rạn vỡ đất và một số lỗ rỗng lớn khác, như các rãnh giun đất

và kiến có thể chỉ mở rộng đến một độ sâu giới hạn sao cho ảnh hưởng của nó đến thấm có thể bị giới hạn bởi khả năng trữ và thấm vào trong đất nền bao quanh cũng như cường độ dòng chảy cực đại tiềm năng Một phác hoạ số liệu dòng chảy trong các

lỗ giun của Ehlers (1975), vẫn còn diễn ra trong lỗ hổng của nó Một số kênh rễ, giun

và kiến có thể đạt tới độ sâu hàng mét dưới bề mặt Cây Jarratl ở miền Tây Australia một lần nữa là một ví dụ rõ rệt

Dòng chảy tràn cũng có thể xảy ra theo cơ chế vượt bão hoà Diện tích của đất bão hoà có khuynh hướng xảy ra trước hết ở nơi có độ hút ẩm đất nhỏ nhất Đây là vùng

đáy thung long, đặc biệt, các máng trũng thượng lưu ở đó có sự hội tụ dòng chảy và giảm dần dần độ dốc vào lòng sông Sự bão hoà cũng có thể xảy ra ở vùng đất mỏng nơi mà khả năng lượng trữ bị giới hạn hoặc sự thấm nhỏ và vùng độ dốc nhỏ, thường giữ độ ẩm ướt suốt thời kỳ rút nước Vùng đất bão hoà có xu thế mở rộng với độ ẩm ướt tăng trong lúc mưa, và giảm sau khi mưa ngừng với cường độ điều khiển bởi sự cung cấp nước từ trên dốc Đây là khái niệm diện tích đóng góp động lực Bất kỳ dòng chảy

bề mặt nào trong vùng bão hoà đều như thế, có thể không phải tất cả trong lúc mưa, nhưng cũng có thể trong lúc có dòng chảy trở lại của nước dưới mặt và hiển nhiên là dưới điều kiện bề mặt bão hoà, như thế mưa có thể thấm cục bộ vào đất (xem thí nghiệm vẽ lại của Henderson,1996) Theo con đường này dòng chảy bề mặt có thể duy trì trong thời kỳ sau khi dừng mưa, khi đó dòng chảy tràn được tạo ra bởi cơ chế bất

kỳ, một lượng trữ điền trũng có thể cần thiết phải thoả mãn trước khi có một dòng chảy xuôi dốc đủ chắc chắn Thậm chí khi đó dòng chảy mặt sẽ có xu thế đi theo các con đường riêng rẽ tạo thành suối nhỏ hơn là xảy ra như một lớp dòng chảy bên trên

bề mặt nguyên vẹn

Một khái niệm tương tự có thể được đưa ra trong vùng mà các phản ứng được điều khiển bằng dòng chảy sát mặt Khi đó sự bão hoà bắt đầu tích luỹ ở nền của lớp đất phủ lên trên đá gốc không thấm, nó sẽ bắt đầu tạo thành dòng chảy xuôi dốc Dù sao

sự liên kết của bão hoà trong lớp sát mặt ban đầu là quan trọng Nó cần thiết để thoả mãn một lượng trữ đá gốc ban đầu ở chỗ trũng trước khi có một dòng chảy xuôi dốc phù hợp Các đường dẫn dòng chảy chủ yếu có thể bị cô lập ít nhất là lúc đầu, liên quan đến sự biến đổi hình dạng bề mặt đá (MeDonnew,1996) Một số lưu vực với khả năng thấm cao và đất sâu vừa phải có thể có đáp ứng trội hơn bởi dòng chảy sát mặt

Đáng chú ý là độ sâu 1m đất với độ rỗng trung bình là 0,4 có khả năng trữ 400mm nước Như vậy nếu khả năng thấm của đất không bị vượt, một lượng mưa lớn hơn 100mm về nguyên tắc có thể bị hấp thụ bởi lớp đất 1m (bỏ qua hiệu quả của dòng chảy xuôi dốc), ngay cả nếu lượng trữ kỳ trước bị thiếu, chỉ là 1/4 của độ rỗng

Một giả thiết chung (và rất tiện lợi) là đá gốc nằm dưới lưu vực nhỏ cao nguyên là không thấm nước Đây không phải là trường hợp thường thấy, thậm chí trong đá có ít hoặc không có thẩm thấu ban đầu trong khối đá lớn Sự có mặt của dạng thấm thứ 2

trong dạng của các mối nối và các chỗ rạn nứt có thể cung cấp một đường dẫn dòng chảy và lượng trữ quan trọng, có hiệu quả duy trì dòng chảy cơ sở trong một thời kỳ dài Rất khó để biết được bản chất các con đường như thế Các đặc điểm bất kỳ thường

được suy ra từ bản chất địa hoá học của dòng chảy cơ sở vì đá gốc có thể cung cấp một môi trường địa hoá khác nhau và trong một thời gian dài duy trì có thể cho phép các phản ứng phong hoá cung cấp một số hoá chất nồng độ cao hơn (xem ví dụ trong nghiên cứu của Meal, 1997, ở trong lưu vực nghiên cứu Plynlimonxu Walt)

Có một khả năng thú vị liên hệ với hệ thống đứt gãy đầy nước hoạt động như một

hệ thống bơm, truyền ảnh hưởng của sự làm đầy rất nhanh Nhớ rằng, nếu nước được bơm thêm vào một đầu của ống đầy nước sẽ có một lượng ra tức thời ở đầu kia, bất kỳ

độ dài ống như thế nào và thậm chí tốc độ dòng chảy trong ống khá thấp Nguyên nhân là sự truyền ảnh hưởng áp suất của lượng nước bơm vào là nhanh hơn nhiều tốc

độ dòng nước Hiệu ứng thế chỗ như thế là một sự giải thích cho phản ứng sát mặt nhanh chóng với lượng mưa (xem phần sau)

Mô hình quan niệm phác hoạ về việc miêu tả một phổ rộng khả năng phản ứng thủy văn có thể xảy ra trong các môi trường khác nhau hoặc thậm chí, trong các phần khác nhau của cùng một lưu vực trong các thời điểm khác nhau Theo truyền thống thường có sự khác biệt giữa các khái niệm khác nhau về phản ứng lưu vực căn cứ trên

sự ưu thế của một số quá trình so với các quá trình khác, ví dụ, mô hình Horton, trong

đó dòng chảy được tạo thành bởi cơ chế vượt thấm tất cả trên sườn dốc (hình 4.4.a) Mô hình này được đặt tên Robert E.Horton (1875-1945), một nhà thuỷ văn nổi tiếng người

Mỹ (ông có thể là nhà thuỷ văn hiện đại duy nhất mà có một thác nước mang tên mình), người đã làm việc vừa như một nhà khoa học thủy văn vừa như một nhà tư vấn Chắc ông không nghĩ rằng có thể có được sự nhất trí rộng rãi như vậy về quan

điểm vượt thấm Mặc dù thường xuyên sử dụng quan điểm vượt thấm như là một phương pháp tính toán tổng lượng dòng chảy từ mưa (Horton 1933), ông cũng có một phòng thí nghiệm thủy văn trong khu vườn của mình ở Voorheesville, bang Newyork (Horton, 1936), ở đó rõ ràng không quan trắc được dòng chảy tràn vượt thấm thường xuyên Horton là một nhà khoa học tuyệt vời đã công bố các bài báo về các hiện tượng phổ biến khí tượng và thủy văn Mô hình quan niệm của ông rõ ràng liên quan đến một phạm vi rộng của các quá trình hơn là mô hình bây giờ mang tên ông (xem ví dụ, quá trình mô tả trong Horton,1942)

Cùng một thời kỳ với Horton, Charle R.Hursh đã làm việc tại lưu vực Cowetta ở Georgia của Mỹ, các lưu vực Appalaehion miền Tây Nam được trồng rừng với đất bị phong hoá sâu và có khả năng thấm cao Dòng chảy bề mặt bị hạn chế chảy đến các kênh và ở đó dòng chảy do mưa bị điều khiển bởi phản ứng bề mặt (hình 1.4a) Hursh

đã công bố một số bài báo liên quan đến phản ứng của dòng sát mặt với mưa (Hursh và Brute, 1941) Một giám đốc sau này của phòng thí nghiệm Coreeta, John Hewlett, cũng

có ảnh hưởng trong việc đưa ra tầm quan trọng của dòng chảy sát mặt và được thừa nhận rộng rãi hơn trong những năm 1960 (Hewlett và Hibbert 1967, Hewlett 1974)