Nguyên lý thủy văn ( NXB ĐH Quốc gia Hà Nội ) - Chương 6 doc

Tầng thông khí gồm các lớp đất mỏng có khả năng thấm hoặc không thấm nước, lượng nước mưa chảy nhanh trên bề mặt, thỉnh thoảng gây nên sự xói mòn và một phần thấm vào trong đất tầng nông

Chương 6 Nước trong đất

6.1 Giới thiệu

Nước trong đất thường được tính toán bao gồm cả nước trong tầng thông khí sát

bề mặt đất và nước dưới tầng thông khí được giới hạn bởi bề mặt nước ngầm và tầng không thấm nước (xem mục 5.1) Như vậy định nghĩa nước trong đất bao gồm tất cả nước trong tầng thông khí và tầng sâu Nước trong đới thông khí có thể sâu tới hàng chục hoặc hàng trăm mét ở dưới mặt đất Tuy nhiên, nước trong tầng đất nông cây cối thực sự hấp thu được và giữ lại lượng hơi ẩm cho đất nói chung và có ý nghĩa về thuỷ văn rất lớn và do đó là trọng tâm chính của nghiên cứu trong chương này Tầng thông khí gồm các lớp đất mỏng có khả năng thấm hoặc không thấm nước, lượng nước mưa chảy nhanh trên bề mặt, thỉnh thoảng gây nên sự xói mòn và một phần thấm vào trong đất tầng nông, do đó một ít hơi ẩm được giữ lại trong đất để duy trì sự sống của thực vật và động vật tới tận trận mưa tiếp theo Dưới sâu hơn gồm các lớp đất thấm

được, trong sự tương phản, có thể hấp thu và tích trữ chất lượng nước lớn và cung cấp lượng hơi ẩm dự trữ trong suốt thời kỳ hạn hán và cung cấp một lượng nước không

đổi cho dòng chảy trong sông

Tầm quan trọng của nước dưới đất ngoài việc tạo nên sự cân bằng nước tầng nông thì còn là một phần nhỏ trong tổng lượng của cân bằng nước toàn cầu (bảng 1.1)

Đây là một lượng nước có thời gian tồn tại trung bình của nước trong đất ngắn, khoảng ba tháng Quan trắc thực tế cho thấy nước trong đất quay trở lại bốn lần trong một năm Sự đóng góp nước bốn lần hàng năm có thể tạo nên một lượng nước lớn và biến đổi từ 65x133 tới 260x103 km3 Tuy nhiên, qua nhiều tài liệu quan trắc cho thấy tầm quan trọng của nước dưới đất và vai trò của nó đối với sự sống như một nguồn nước cho thực vật Thông thường, hiểu biết về những nhân tố điều khiển lượng nước trữ và sự di chuyển của nước trong đất là yếu tố cần thiết cho sự hiểu biết khác với phạm vi rộng rãi của các quá trình trao đổi chất, bao gồm không chỉ là nguồn cung cấp nước cho cây mà còn cho sự phát sinh dòng chảy, phục hồi lại lượng nước ngầm nằm bên dưới và sự di chuyển và sự tích luỹ của chất gây ô nhiễm (Bear và Verrụit, 1987) Như một kết quả, những thay đổi ngược lại của tình trạng nước trong

đất có thể tạo ra từ những thay đổi vi khí hậu một cách tự nhiên hay có nguồn gốc từ con người và đó là mối quan tâm lớn của chúng ta (Gleick, 1993a) Nước trong đất rất quan trọng do đó được sự quan tâm của các nhà thuỷ văn học, các nhà nông nghiệp học, khí hậu học, lâm nghiệp học, địa mạo học và các kỹ sư nông nghiệp

6.2 Những đặc tính vật lý của các loại đất ảnh hưởng đến nước trong đất

Trắc diện của đất là mặt cắt ngang lớp đất chạy từ bề mặt đấy xuyên qua các lớp

đất bình thường bao gồm một số lớp hay một số mặt nằm ngang có đặc tính vật lý

khác nhau đến tầng nước ngầm

Bản chất của các trắc diện đất phụ thuộc vào một phạm vi rộng lớn của các nhân tố bao gồm những nguyên liệu có nguồn gốc đầu tiên, chiều dài thời gian của sự phát triển địa chất và của khí hậu đang thịnh hành, cũng như thảm thực vật và địa hình

Ba pha trong hệ thống đất: pha rắn, hay chất đất nền, bao gồm một ít chất khoáng và một ít chất hữu cơ của môi trường có các lỗ rỗng nhỏ li ti Pha thể khí của khí trong đất và pha thể lỏng của nước trong đất Gần đây đã có một khái niệm phù hợp hơn đó là nhắc đến “sự hòa tan” của đất bởi vì nó luôn chứa đựng một vài vật chất hòa tan Hệ thống nước trong đất là hết sức phức tạp, nhất là vì các thuộc tính trong đất thường thay đổi trong phạm vi nhỏ và có thể không giữ nguyên tính bất biến theo thời gian của địa tầng, bởi vì các nhân tố như là sự nở ra và co lại của đất sét, sự nén chặt và sự nhiễu loạn bởi thực vật, động vật và con người là không nhiều Vì lý do này các nhà vật lý đất trong thời gian trước đã đề ra phương pháp để nghiên cứu môi trường “lý tưởng hoá” bao gồm các dọt nước nhỏ do kiên kết vật lý và những cột nước chứa trong các ống mao dẫn Bởi vậy, các nhà thuỷ văn học thường áp dụng những khái niệm lý luận và khái niệm thí nghiệm được thực hiện ở các cơ sở thực nghiệm trên các cánh đồng Mục đích của chương này là cung cấp các thông tin giới thiệu về các hiện tượng quan trọng của học thuyết nước trong đất và các kết quả thực nghiệm thiết thực cho các nhà thuỷ văn

Lượng nước đó có thể được giữ trong một thể tích nhất định của đất và tốc độ của nước di chuyển qua đất phụ thuộc vào cả kết cấu đất, nghĩa là thành phần cấp phối hạt của vật chất trong đất và vào cấu trúc đất Nước có thể chứa trong cả cấu trúc của khoảng không trống rỗng và khoảng không có kết cấu (giữa các phần nhỏ) ở những chỗ chứa đựng hơi ẩm cao nước chảy qua những chỗ cũ có thể bị chi phối, nhưng trở nên kém quan trọng hơn khi đất trở nên khô hơn Thông thường, những lỗ nhỏ lớn hơn sẽ xảy ra giữa các khoảng trống do các khe nứt, dễ cây và nó sẽ dễ hơn cho sự di chuyển của nước trong không gian này Như vậy cả hai không gian này đều

có khả năng hấp thụ nước chậm hơn và dẫn nước chậm hơn

Các vật chất sét tự do trong đất là quan trọng nhất vì kích thước thước của nó xác định cả đặc tích vật lý và hoá học của đất Cát và phù sa nhỏ chủ yếu bao gồm thạch anh và các vật chất ban đầu khác đã làm biến đổi tính chất hoá học trong đất sét Trong sự tương phản, các sản phẩm tạo ra từ sự phong hoá hoá học xác định các vật chất thứ yếu là một sự đa dạng lớn của các đặc tính vật lý của đất (White, 1987; Wild, 1988) Một sự khác biệt là lượng nhỏ đất sét ở các vỉa platey và bề mặt có hệ số cho nước cao hơn, nghĩa là diện tích bề mặt nước ngầm trên đơn vị thể tích cao hơn (Brady, 1984; Carter cùng cộng sự, 1986) Phần lớn bề mặt của đất sét tích điện âm

và cân bằng với các cation bên ngoài đó không phải là một phần của cấu trúc đất sét

và nó có thể được thay thế hoặc thay đổi bởi các cation khác (xem phần 8.5.2) Một số kiểu đất sét chỉ liên kết yếu ớt với các vỉa liền kề, và các bề mặt “nội bộ” của các hạt

đất cũng có các phản ứng hấp phụ nước lẫn nhau Đây là điều quan trọng cho sự duy trì và sự giải phóng nước cùng với chất dinh dưỡng và muối Nước có thể đi vào giữa các vỉa tạo ra chúng để tồn tại nước có đặc điểm riêng rẽ và phát triển Nhiều loại đất sét nở ra khi bị ướt và co lại hay vỡ vụn ra khi khô, nó rất quan trọng tạo nên các đặc tính thuỷ lực của các loại đất

Cấu trúc đất tạo ra từ sự kết hợp các hạt nguyên sinh được biểu diễn trong các

đơn vị cấu trúc hay trong các bó đất Những đơn vị này tách rời khỏi đơn vị khác bởi liên kết bề mặt tinh thể yếu ớt nó Điều này có tầm quan trọng quyết định hướng dòng chảy di chuyển qua trắc diện đất Tính cơ học của sự hình thành cấu trúc đất và tính ổn định là rất phức tạp và phụ thuộc vào một số các nhân tố địa tầng mặt của

đất và sự kết hợp sẽ thay đổi theo thời gian do thời tiết và hoạt động đất canh tác, nhưng ở những tầng sâu hơn chúng sẽ ổn định hơn Thực vật rất quan trọng cho cấu trúc của các tầng mặt từ các dễ cây kết lại thành những phần nhỏ để giúp tạo thành khối liên kết ổn định Ví dụ, những bãi cỏ có tác động phổ biến vì độ sâu của rễ cây cỏ nằm gần bề mặt đất (White, 1987) Các cấu trúc của đất cũng thay đổi trong sự mô tả hình học và thường được mô tả một cách định tính trong giới hạn của sự cấu tạo của đất có hình dạng: hột, khối, lăng trụ, và bởi trình độ của sự phát triển của thực vật (ví dụ Hodgson, 1976) Tuy nhiên, các mô tả thường chỉ thuật lại một cách không

đầy đủ các đặc tính thuỷ lực trong đất, nhất là trong cấu trúc của đất sét Như kết quả, Bouma (1981) đã giới thiệu sử dụng chất phóng xạ để đánh dấu đặc trưng hướng dòng chảy ưu tiên qua những lỗ rỗng trong đất

Sự mô tả khái quát của các thuộc tính đất chủ yếu cung cấp cơ sở cho các phần tiếp theo, mô tả các quá trình đầu tiên chủ yếu là lượng trữ và sự di chuyển của nước trong các điều kiện đất lý tưởng hóa (phần 6.3 và 6.4 tiếp theo) và sau đó tạo ra các mô hình hơi ẩm trong đất và tốc độ dòng chảy có thể tìm được các cánh đồng xảy ra trong các điều kiện tự nhiên (phần 6.5 tiếp theo)

6.3 Lượng trữ của nước trong đất

Lời bình luận có ảnh hưởng mạnh đến những phát triển về sau, Terzaghi (1942)

đã nhận xét rằng nếu trọng lực chỉ tác dụng lên hoạt động của nước trong đất thì nó

sẽ chảy hoàn toàn sau khi nhập lượng mưa vào vì thế nước trong đất sẽ đựơc tìm thấy chỉ ở bên dưới mực nước ngầm Trong tình trạng, cây cối phát triển sẽ hạn chế tới các khu vực này nơi mà mưa rào xảy ra thường xuyên hay ở những vị trí nơi mà mực nước ngầm sát bề mặt Trên thực tế các loại đất trong điều kiện tự nhiên luôn chứa

đựng một ít nước, thậm chí ở thời gian cuối của thời kỳ khô hạn trước trong nhiều tháng hay thậm chí nhiều năm Điều này cho biết rằng có rất nhiều lực khá mạnh để giữ lượng hơi ẩm trong đất

6.3.1 Các lực giữ nước trong đất

Các lực chịu trách nhiệm chủ yếu để giữ nước trong đất là lực mao dẫn, lực hút tĩnh điện, và lực thẩm thấu Các lực mao dẫn gây ra từ sự căng bề mặt ở bề mặt chung giữa không khí trong đất và nước trong đất Các phân tử trong chất lỏng hút mạnh hơn đối với mỗi phân tử khác so với các phân tử hơi nước trong không khí, tạo ra xu hướng bề mặt chất lỏng co lại Nếu áp suất như nhau trên các mặt của chúng thì bề mặt chung không khí – nước sẽ bằng phẳng, nhưng phân bố áp suất khác nhau tạo ra

đường cong trên bề mặt chung, áp suất lớn hơn ở trong nước, ở vị trí lòng chảo, ở các vị trí uốn cong áp suất liên kết nhỏ hơn ở bề mặt chung trong các khoảng trống của đất không khí sẽ bị giữ lại với áp suất khí quyển, nhưng nước có thể ở áp suất thấp hơn Khi nước rút khỏi mặt đất thì sự khác biệt áp suất ở đường bao quanh bề mặt chung tăng lên và có thể chỉ giữ trong những lỗ rỗng nhỏ (hình 6.1) Lực với những màng mỏng phun lên được giữ lai sẽ thay đổi ở những đường ống mao dẫn giống nhau nhô

lên trên bãi cỏ các ống tuýp mao dẫn này thay đổi cùng với bán kính của ống, độ cong của bề mặt khum chất lỏng và sức căng bề mặt của nước Với một tính nhớt nhất định

và sức căng mặt nước nhất định, nước sẽ giữ lại mạnh ở những lỗ hổng nhỏ hơn so với những lỗ hổng lớn hơn Kể từ đây khi sức chứa nước của đất giảm thì ở những lỗ rỗng lớn hơn có sức chứa lớn hơn và tại các mặt cắt thấp hơn những lỗ rỗng nhỏ hơn có sức chứa nước nhỏ hơn

Hình 6.1 Nước được giữ bởi lực mao dẫn giữa các phân tử đất và bởi sự hấp phụ như một lớp nước mỏng

Bên cạnh lực hút mao dẫn, nước trong đất ở thể lỏng hay hơi có thể bị hút lên phía trên bề mặt của các phân tử đất chủ yếu do các lực hút tĩnh điện tồn tại nơi mà phân tử nước được gắn kết với nhau tới bề mặt tích điện của chất rắn Trong khi các

lỗ rỗng nước bị hút bởi lực mao dẫn thì tại bề mặt của chất rắn, chỉ những lớp rất mỏng của hạt đất nước có thể bị giữ lại bởi lực hút tĩnh điện (hình 6.1) Tuy nhiên, nếu tổng diện tích bề mặt của những phần rất nhỏ này (nghĩa là bề mặt đặc trưng) là lớn, và/hoặc các điện tích trên một đơn vị diện tích là lớn, thì tổng lượng nước bám trong một thể tích là đáng kể Trong trường hợp nước ở thể hơi, sự hút bám có thể làm tăng và lượng nước hút bám này thay đổi hàng ngày trong những khu vực mưa rào thấp và sự thay đổi lớn hơn trong khu vực ít mưa (cho ví dụ Komas cùng cộng sự, 1998)

Độ lớn của nước lớp phủ bề mặt đặc trưng phụ thuộc vào kích thước và hình dạng của các hạt Thể tích của nó tăng khi kích thước của các hạt giảm và khi các hạt trở thành các hình cầu nhỏ và dẹt hơn Kích thước của các hạt sét và các chất hữu cơ

đóng góp phần lớn vào diện tích bề mặt đặc trưng của đất, với đường kính của hạt sét nhỏ hơn 0.1m2g-1 đại diện cho đất sét mịn và đường kính trên 800 m2g-1 cho các lớp

đất sét thô (hình 6.1) Điều này giúp giải thích khả năng duy trì của nước ngầm lớn trong đất sét trong suốt thời kì kéo dài của sự khô hạn

Các lực này có tác dụng hấp thụ giữa nước và đất và làm giảm năng lượng dư thừa của nước ngầm Điều này có nghĩa là, ở nơi đất không bão hòa, áp suất của nước trong các lỗ rỗng là âm (nghĩa là nhỏ hơn áp suất khí quyển) Vì lý do này nên cả lực hút mao dẫn và lực hút điện từ đều có thể coi như chỉ tạo nên một sự căng mặt ngoài hay sự hút nước rất yếu trong đất Các lực hút trên là quan trọng trong đất có sét là trong đất có cát và trở nên quan trọng hơn ở trong tất cả các loại đất khi lượng ẩm giảm Trong thực tiễn các lực này luôn ở trạng thái cân bằng với các lực khác và không thể dễ dàng đo đạc một cách riêng biệt Do đó để đo đạc tính toán thường kết hợp đo đạc tính toán ảnh hưởng tới đường mặt nước trong đó nước được giữ lại đất mẹ

và được xem như là những mặt cắt cơ bản hay mặt cắt nền (cũng xem phần 6.3.5)

Ba lực này hoạt động để giữ nước trong đất tạo ra từ áp suất thẩm thấu vì các chất tan của nước trong đất Mặc dù, thường được lờ đi, đặc biệt trong môi trường ẩm

ướt, áp suất thẩm thấu có thể quan trọng khi có một sự khác biệt trong sự tập trung chất tan từ bên này sang bên kia của màng thẩm thấu Điều này có thể có ở bề mặt rễ cây và có tác dụng làm cho nước ngầm giảm và là lượng nước sẵn có cho cây, đặc biệt trong các đất mặn Trong đất mặn giữa tầng đất này sang tầng đất khác có lớp đất sét mịn và trong các lỗ rỗng chứa đầy không khí làm ngăn cản sự khuyếch tán hơi nước giữa các lớp đất, sau đó theo sự di chuyển của hơi nước, nhưng không phải là chất tan, hơi nước di chuyển từ bên này sang bên kia lỗ rỗng loãng hơn tạo nên sự hoà tan nồng độ hơi ẩm trong lỗ rỗng (Hillel, 1982) ở những nơi thiếu vật cản các ion chất tan sẽ khuếch tán qua đất bão hòa như tác dụng của năng lượng động lực học của nước trong đất và tạo ra trong sự tập trung nước cố định trong đất (Baver cùng cộng sự, 1972)

Tổng các lực giữ nước trong đất là tổng của các lực gốc và lực thấm Sự thảo luận trước đã thể hiện các lực giữ lại được này thay đổi như thế nào với lượng ẩm Phần lớn, các loại đất có mật độ lớn các lỗ rỗng và phụ thuộc vào sự thay đổi hình dạng hình học và kích thước của hạt đất Trong đất lòng dẫn lớn là nơi có độ rỗng lớn

và thường ở mặt cắt đất cao Ngược lại ở các mặt cắt thấp lòng dẫn hẹp và độ rỗng sẽ nhỏ Mối liên hệ này giữa mặt cắt ẩm trong đất và lượng ẩm là rõ ràng có tầm quan trọng chủ yếu cho sự hiểu biết các hoạt động của nước trong đất

6.3.2 Các đặc tính ẩm trong đất (các đường cong duy trì)

Nếu các mặt cắt phân cách giữa nước và không khí tăng chậm được áp dụng để tìm đới đất bão hòa, bề mặt chung không khí – nước bắt đầu giảm xuống bên dưới bề mặt đất và các lực cơ bản của sự giữ nước trong đất có ảnh hưởng lớn đến mặt phân cách nước và không khí này Trước tiên, những lỗ rỗng lớn sẽ rỗng ở các mặt cắt thấp, trong khi những lỗ rỗng hẹp chống đỡ bề mặt chung không khí – nước là mặt cong lớn hơn nhiều sẽ không rỗng cho tới tận khi sức hút lớn hơn được tăng cường

Sự kết hợp giữa sự hút và tổng lượng nước chủ yếu trong đất có thể xác định qua thực nghiệm trong phòng thí nghiệm bằng sử dụng đường cấp phối hạt đất (Klute, 1986b) Hàm thể hiện đường cấp phối hạt được biết đến như thể hiện đặc tính ẩm (hay

đường cong giữ nước trong trường hợp đất khô) Ví dụ đường đặc tính ẩm đại biểu cho các kiểu đất khác nhau được thể hiện trong hình 6.2 Hình dạng của các đường cong liên quan đến sự phân loại kích thước hạt đất hay các lỗ rỗng trong đất (Bouma, 1977) Nói chung đất có chứa nhiều cát thì đường cong cấp phối hạt - đường cong giữ ẩm cong hơn rất nhiều so với đất có nhiều thành phần sét Đất có sét kích thước các lỗ rỗng bị thu nhỏ lại Ngoài cách phân loại độ rỗng theo độ cong trên còn có cách phân loại độ rỗng theo dốc ổn định của đường cấp phối hạt Cơ chế của sự giữ lại nước trong đất thay đổi cùng với sự hút bám hạt nước xung quanh hạt đất liên quan đến đường cấp phối hạt Sự hút bám nước rất thấp nó phụ thuộc vào sức căng bề mặt của lực mao dẫn tác động đầu tiên và sau đây là sự phân chia kích thước lỗ và kết cấu đất liên quan đến sự hút bám ở những loại đất có sự hút bám cao hơn (lượng ẩm thấp hơn)

sự giữ nước tăng sức hút bám và nó bị ảnh hưởng rất lớn bởi kết cấu và bề mặt đặc trưng của vật chất Vì số các lỗ mịn nhiều lên thì sự hút bám lớn hơn, đất sét có khuynh hướng chứa lượng nước lớn hơn vì sức hút lớn hơn sức hút các loại đất khác

Hình 6.2 Các đặc trưng ẩm trong đất của các loại đất khác nhau (được vẽ lại theo đồ thị gốc bởi Bouma, 1977)

Khi mà sức hút nước tăng lên thì tác dụng đầu tiên làm cho đất bão hòa và rất

ít nước hoặc không nước có thể được giải phóng Một sức hút tới hạn chắc chắn phải

đạt được trước tiên nhưng không có thể tác động vào những lỗ lớn nhất làm cho nước

thoát đi Điều này được gọi là sự sủi tăm hay là sự tiếp nhận áp suất không khí Sức

hút tới hạn sẽ hiển nhiên lớn hơn đối với loại đất được cấu tạo bời vật chất có kết cấu mịn như là sét so với cho cát thô với kích thước lỗ lớn nhất Tuy nhiên, trong những năm gần đây thường chọn đất có kích thước lỗ ổn định hơn nên đặc tính ẩm của chúng

có thể thể hiện hiện tượng tiếp nhận không khí rõ ràng hơn trong các đất có kết cấu mịn Sự hút tới hạn thực tế phụ thuộc vào đường dẫn vào các lỗ và thay đổi nghịch đảo với bán kính lỗ nghĩa là phụ thuộc vào đặc tính ẩm, khả năng chứa nước đặc trưng hay khả năng chứa nước riêng biệt của các lỗ và nó thường cho biết các lỗ có ảnh hưởng tới

sự phân chia kích thước lỗ của đất Nếu sức hút dần dần tăng lên khi đường kính của một mẫu đất nhỏ, thì thể tích nước rút khỏi từ các mẫu cũng gia tăng một lượng tương ứng Sức hút hiện có trong thể tích chiếm giữ bởi các lỗ này phụ thuộc vào đường kính của các lỗ và quyết định phạm vi của sức hút Trong quá trình đánh giá sức hút phải luôn nhớ rằng ở những sức hút lớn hơn thì sự hút bám khá hơn, các lực căng bề mặt có thể chiếm ưu thế hơn và hướng dòng chảy thường quanh co qua môi trường đất Một mẫu đất có chứa đầy nước bao gồm các lỗ lớn và những lỗ nhỏ hơn, sự thoát nước trong mẫu đất này được thực hiện theo thứ tự không khí và nước được thoát qua các lỗ lớn Nước trong các lỗ nhỏ thoát sau cùng Hiện tượng này có thể xảy ra thường xuyên trong đặc tính của nước trong đất với sức hút thấp (Corey, 1977) Bouma (1977) đã lưu

ý rằng sự tương ứng giữa sự phân loại kích thước lỗ có ảnh hưởng tới sức hút nước và

sự phân loại kích thước các lỗ đạt được bởi phép phân tích hình thái học vi mô của lỗ liên quan đến sức hút Điều này cho kết quả tốt hơn việc sử dụng phân tích đặc tính

ẩm thu được từ mẫu đất bị ẩm ướt hay từ một mẫu khô hơn

6.3.3 Hiện tượng trễ

Một sự giới hạn chủ yếu để sử dụng những đường cong đặc tính ẩm trong đất là

lượng nước ở một sức hút nhất định phụ thuộc không chỉ vào giá trị đó của sức ẩm mà còn phụ thuộc vào cả lượng ẩm được ghi trong lịch sử của đất Sự hút ẩm sẽ lớn hơn cho đất khô hạn so với đất ẩm ướt (hình 6.3) Sự hút ẩm phụ thuộc vào trạng thái trước của nước trong đất dẫn tới các điều kiện cân bằng hiện trạng ẩm và được gọi là

hiện tượng trễ Những lỗ còn rỗng thì sự hút nước sẽ lớn hơn những lỗ đầy và sự khác

biệt này phần lớn được thể hiện rõ ở những loại đất có sự hút thấp và những loại đất

có cấu trúc thô Hiện tượng trễ được cho là do một số các nhân tố ảnh hưởng bao gồm

sự phức tạp của không gian lỗ hình học, áp suất, độ ẩm của không khí trong lỗ, sự co lại và sự phồng ra của gradient nhiệt (Feddes cùng cộng sự, 1988) Hai nguyên nhân quan trọng của hiện tượng trễ là ảnh hưởng của nước mao dẫn và ảnh hưởng của ‘góc tiếp xúc’ (Bever cùng cộng sự, 1972; bear và Verruijk, 1987) Cả hai đều phụ thuộc vào sự vận động của hơi nước trong các lỗ Các kết quả trước đây từ thực tế cho thấy

sự hút lớn hơn cho phép không khí đi vào những cổ lỗ hẹp và từ đây dẫn tới lỗ khác Tình trạng ẩm ướt của đất quyết định sự ảnh hưởng đến độ cong của bề mặt không khí – nước ở trong chính bản thân tầng đất có lỗ rộng lớn (Childs, 1969) ảnh hưởng của ‘góc tiếp xúc’ tạo ra từ thực tế rằng góc tiếp xúc của bề mặt lỏng trên đất rắn có

xu hướng lớn hơn khi diện tích tiếp xúc bề mặt chung tăng lên (nghĩa là tình trạng

ẩm ướt) Điều này có xu thê ngược lại khi nó rút đi (tình trạng khô hạn), vì thế trong tình trạng khô hạn có một lượng hút nước lớn hơn nhất định so với tình trạng ẩm ướt (Bear và Verruijt, 1987) ảnh hưởng của không khí giả sẽ làm giảm lượng nước của

đất ẩm ướt mới, và tình trạng không thích hợp để đạt được cân bằng tương đối trong các điều kiện thí nghiệm có thể tạo ra khi độ ẩm là 80 – 90% đối với đất xốp (Corey, 1986b), nhưng độ ẩm có thể tăng theo thời gian vì sự biến đổi dòng chảy và sự ngưng

tụ ẩm không khí biến thành nước

Trong đất sét hạt mịn, tình trạng ẩm ướt và tình trạng khô hạn có thể được cung cấp thêm bởi sự phồng lên và co lại của thể tích mẫu đất Điều này dẫn tới sự thay đổi trong kích thước lỗ và tỷ trọng của đất và từ đây tạo nên sự khác biệt trong thể tích lượng nước ở một sự hút nhất định nếu cấu tạo vật chất của nền vẫn còn ổn

định Khi nước rút khỏi từ khe hở giữa các phân tử như phiến đá (phiến mỏng), các phân tử gần giống nhau hơn, do đó làm giảm toàn bộ thể tích nước Trong một số

điều kiện trong đất có xuất hiện các phiến đá kéo dài gần giống nhau, chúng có thể thay đổi trạng thái trong chính bản thân chúng thì tình trạng không ẩm ướt có thể tạo ra một lượng nước có thể tích thấp hơn Tuy nhiên, sự phồng lên và hoạt động co lại của đất sét phản ánh không chính xác lượng nước của chúng và sức hút nước cũng

có sự ảnh hưởng lẫn nhau của lực hút và lực đẩy giữa các phiến đá Điều này bị ảnh hưởng bởi sự so sánh giữa sự tập trung, sự hòa tan vật chất có trong đất đặc biệt là các kiểu đất sét

Một số phương pháp cho xây dựng mô hình hiện tượng trễ các đường cong quét

được xem xét bởi Jaynes (1985) và có thể được áp dụng đối với các loại đường cong của

đất ở trạng thái ẩm ướt và các đường cong của đất ở trạng thái khô hạn Tuy nhiên, trong thực tiễn có nhiều vấn đề liên quan đến sự đo đạc đặc tính ẩm chính xác Hiện tượng trễ thường không được chú ý (Béê và Van der Ploeg, 1976; Hillel, 1982) Mặc dù

sự phân loại kích thước lỗ cũng liên quan chặt chẽ với đường cong biểu thị trạng thái

ẩm ướt (chi phối bởi kích thước lỗ đi vào các rãnh), đường cong trạng thái khô hạn (khả năng giữ lại) Nhưng sự thiết lập các đường này bằng thực nghiệm dễ hơn nhiều

và do đó nó được sử dụng thường xuyên hơn Đây chính là lý do mà đường đặc tính

ẩm thường được cho là đường cong giữ ẩm

Hình 6.3 Hiện tượng trễ trong đặc tính ẩm, thể hiện sự làm ẩm ướt chính và các đường cong danh giới khô và

các đường cong quét giữa (vẽ lại theo Childs, 1969)

6.3.4 Hằng số của nước dưới đất

Một số hằng số của nước dưới đất đã đựơc sử dụng có tính chất truyền thống và

để thuận tiện cho việc so sánh giữa những trạng thái thuỷ văn của các loại đất khác nhau đó là hằng số nước của đất Các hằng số này được giả thiết phù hợp với các giá trị cụ thể của sự hút cơ bản của đất và được biểu thị qua đường đặc tính hút ẩm

Đường này là một hàm số của tính chất thủy lý của đất Hơn nữa, dưới ảnh hưởng của các điều kiện tự nhiên như mưa và giáng thuỷ là rất hiếm, nếu xảy ra thì những lượng nước trong đất cho phép tạo ra trạng thái cân bằng trên tất cả các trắc diện Do tính chất độc đoán của hiện tượng này, các hằng số nước của đất có thể sử dụng trong giải quyết những vấn đề thực tế của nghiên cứu nước trong đất Những vấn đề này liên quan tới sự rút nước, sự tưới và việc xây dựng các mô hình thuỷ văn cho lưu vực Các hằng số này thường xuyên được sử dụng khi nghiên cứu cấp nước tự có và khả năng khai thác đồng ruộng Lượng cung cấp nước tự có được định nghĩa là lượng nước nhỏ nhất của đất ở nơi mà cây cối có thể rút nước ra Mặc dù lượng nước này sẽ thay đổi giữa các loại cây và trạng thái phát triển của chúng, sự khác biệt thực sự xảy

ra khi tổng lượng nước trong đất là rất nhỏ và ở lượng nước thấp Khả năng khai thác

đồng ruộng thường quan tâm đến tổng lượng nước giữ lại ở trong những đường dẫn trong đất sau khi sự hấp thụ, di chuyển của nước dừng Mặc dù một số loại đất tiếp tục dẫn cho nhiều tuần, khả năng khai thác đồng ruộng thường phản ánh lượng nước trong đất trong 48h sau khi ngừng trận mưa rào lúc đó đất hoàn toàn ở trạng thái ẩm

ướt Trong thực tiễn, các loại đất thấm tốt sẽ dẫn nhanh hơn các loại đất không thấm

và đạt tới một trạng thái bão hòa nhanh hơn và ngược lại ở loại đất thấm ít, đất bão hòa chậm hơn và sự hút thấp hơn (Smedema và rycroft, 1983) Các nghiên cứu này cũng giả thiết rằng giáng thuỷ không mất đi và mực nước ngầm đủ sâu để xem xét lượng nước của trắc diện đất bên dưới mặt đất

Mặc dù còn nhiều vấn đề hạn chế, nhưng các hằng số nước trong đất được sử

dụng rộng rãi (ví dụ Rao, 1998) trong nghiên cứu sự khác biệt trong lượng ẩm giữa khả năng khai thác đồng ruộng và lượng cấp nước tự có, ví dụ, được dùng trong phép tính xấp xỉ để đánh giá khả năng chứa nước có thể của sự sinh trưởng của cây cối trong các loại đất khác nhau (hình 6.4)

Trong khi sử dụng những khái niệm này là hữu ích cho sự so sánh, khái quát hóa quy hoạch bố trí đồng ruộng chung thì sự am hiểu đầy đủ những hoạt động của nước dưới đất phụ thuộc vào bản chất động lực học của hệ thống Những sự hiểu biết này là cơ sở cho việc đưa ra những khái niệm mới và những định luật của vật lý đất

6.3.5 Năng lượng của nước trong đất (tiềm năng)

Nước trong đất di chuyển chậm do đó năng lượng động lực học của nó là không quan trọng Tuy nhiên, năng lượng tiềm năng của nó có khả năng tạo ra dòng nước ngầm nóng phun từ trong lòng đất và phụ thuộc vào điều kiện nội tại bên trong là rất quan trọng trong việc xác định trạng thái và sự di chuyển của nó Các thông số tiềm năng của nước trong đất mô tả năng lượng tiềm năng nước trong đất liên quan tới nước ở trạng thái của nước dưới đất Tiềm năng của nước trong đất được định nghĩa là công trên một đơn vị khối lượng cần thiết để di chuyển ngược lại và vi phân khối lượng nước từ một vũng nước tinh khiết tại chỗ nâng lên đặc trưng (thường ở bề mặt

đất) và tại áp suất khí quyển tới một vị trí nước trong đất nhất định (ISSS, 1976) Tổng lực tiềm năng trong đất () ở một điểm nhất định bao gồm tổng của một vài thành phần, bao gồm lực hấp dẫn tiềm năng (vg), áp suất tiềm năng (vp) và lực thấm tiềm năng (v0) thường được tính toán như sau:

0

v v

là nhân tố gây cản trở chuyển động của nước dẫn từ nơi cao hơn đến nơi thấp hơn Tuy nhiên, vì các lực giữ nước (phần 6.3.1), khả năng áp suất là âm trong đới không bão hoà phía trên mực nước ngầm Trong các điều kiện khô hạn áp suất hoạt động để giữ nước hoặc hút nước vào đất và do đó tổng thế năng của nước ngầm thấp hơn Nước sẽ di chuyển từ điểm có tổng năng lượng thế năng cao hơn tới một điểm nơi mà tổng năng lượng thế năng thấp hơn Vì thế tổng năng lượng đó hoàn toàn quan trọng và nó phần nào tương xứng với các mực nước ngầm trong những vùng khác nhau của đất Sự khác biệt trong tổng điện thế giữa các điểm phụ thuộc vào cả sự khác biệt trong các lực giữ nước và trong các lực nâng lên của nước ngầm Những điện thế lực hợp thành này có thể không cần thiết có sự đồng nhất giữa các lớp đất và điều quan trọng là không cần cân bằng điện thế đó là trong nguyên nhân tạo ra dòng chảy

Hình 6.4 Mối quan hệ tổng quát thể hiện độ rỗng tổng cộng, khả năng chứa nước và điểm suy giảm của các loại đất khác nhau Các thể tích được trích dẫn chỉ là minh họa, nhưng chứng tỏ sự gia tăng khả năng nước sẵn có cho cây cỏ (giữa khả năng chứa nước và điểm suy giảm) từ cát tới các loại đất sét (Theo sơ đồ của

Dunne và các cộng sự, 1975)

Trong sự mô tả năng lượng thế năng phân bổ trong đới không thấm thường biểu

lộ (luôn rõ ràng) qua giá trị năng lượng nước trong mối liên hệ duy nhất để tạo ra trường dòng chảy đang được xem xét (xem phần 5.5.3) Tuy nhiên, trong những nghiên cứu về đới không thấm, thế năng phân bố của nước ngầm phổ biến hơn là sử dụng bề mặt đất như những mức thế năng đã biết thay cho các giá trị năng lượng nước trong đất Đặc biệt, cho sự nhìn nhận trường dòng chảy “snapshot”, hay trong các điều kiện của sự nâng mực nước ngầm ổn định, mực nước ngầm có thể được sử dụng để thay thế cho thế năng và giúp cho đánh giá khả năng hút, khả năng nén và bằng không tại các mốc tính toán Tuy nhiên, bản chất động lực học của trường dòng chảy không bão hoà là rất hiếm khi thực hiện được

Một ví dụ của tổng năng lượng trắc diện nhận được từ việc sử dụng bề mặt đất như các mốc tính toán được thể hiện trong hình 6.5 áp suất thấm đã bị bỏ qua, mặc

dù nó được tính đến trong những vùng nơi mà kết quả bốc hơi cao và là một thành phẩm của nước trong đất Khả năng hút (vg) giảm dần đều với độ sâu bên dưới bề mặt

đất trong cả đới bão hoà và không bão hoà Do đó tất cả các giá trị âm khi nhắc đến

để ám chỉ giá trị bề mặt đất bằng không Khả năng nén (vp) tăng theo mực nước ngầm bên dưới và sẽ trở thành dương nếu biểu đồ được mở rộng tới một độ sâu đủ lớn ở phía trên mực nước ngầm khả năng nén là âm và tăng dần ở những đới rễ cây gần mặt đất vì bị làm khô bởi sự bốc hơi Tổng điện thế của nước trong đất () là tổng của khả năng hút và khả năng nén và do đó trong ví dụ này phần lớn nhận giá trị âm ở bề

mặt đất, tính âm giảm dần ở những lớp đất ẩm phía dưới đới rễ cây nhưng sau đó mặc dù lượng nước trong đất tăng Tính âm tăng lên cho đến mực nước ngầm và được xem như một kết quả của thu nhỏ của khả năng hút ở bên dưới mực nước ngầm, các

điều kiện được đồng nhất trong hình 5.12, vì thế không có thay đổi nào trong tổng thế năng theo độ sâu bởi vì sự tăng khả năng nén (vp) được bù lại một cách chính xác bằng sự giảm trong khả năng hút (vg)

Hình 6.5 Mặt cắt năng lượng nước trong đất tổng cộng () bên dưới mặt đất, biểu thị các thành phần thế năng

trọng trường (g ) và áp suất (p )

Trong trắc diện tổng điện thế được thể hiện trong hình 6.5 có một mốc ở đới không bão hoà nơi mà không có gradient của tổng thế năng ở mốc này, được biết đến như là thông lượng mặt phẳng bằng không (ZFP) và ở đây sẽ không có sự di chuyển của nước theo phương thẳng đứng Trong ví dụ này, thông lượng mặt phẳng bằng không phân chia trắc diện di vào một đới của mạch chảy đi lên phía trên ZFP và của dòng chảy đi xuống phía dưới nó Khi một sự phân kỳ ZFP phát triển ở bề mặt đất, như là kết quả của sự bốc hơi vượt lượng mưa và di chuyển xuống phía dưới của nước

đi vào đất trong suốt mùa xuân và mùa hè khi các trắc diện tiếp tục khô hạn là không

có Trong các điều kiện kiểu British (kiểu Anh), nó trở nên sự ổn định hơn tại độ sâu giữa 1m và 6m và phụ thuộc vào khí hậu, các điều kiện của đất và độ sâu của mực nước ngầm (Welling và Bell, 1982) Khi mưa bắt đầu vượt bão hoà vào mùa thu, các lớp đất bề mặt trở nên ẩm ướt và tổng điện thế của nước trong đất tăng Đây là một nguyên nhân mới và hội tụ các điều kiện ảnh hưởng đến nước ngầm nên mặt ZFP phát triển ở bề mặt và sau đó di chuyển nhanh xuống phía dưới trắc diện tới tận độ sâu tại đó đầu tiên có sự phân kỳ của mặt ZFP ở điểm này cả hai mặt ZFP đều không xuất hiện và hệ thống thoát nước của nước dưới đất đi xuống phía dưới xảy ra ở khắp nơi trong trắc diện trong suốt những tháng mùa đông Vòng tuần hoàn hàng năm của dòng nước trong một nhiệt độ khí hậu của trắc diện đất được minh hoạ trong hình 6.6 Cùng với việc đo đạc lượng nước trong đất và cân bằng nước ta cũng rất cần những thông tin có thể được sử dụng để xác định số lượng nước ngầm và độ sâu thấm

xuống phía dưới tới nước ngầm và cả những mạch phun lên phía trên do bốc hơi (Bell, 1987; Moser cùng cộng sự, 1986; Ragab cùng cộng sự, 1997)

Hình 6.6 (a) Chu kỳ hàng năm của chuyển động nước và tiến trình mặt dòng bằng 0 trong một trắc diện đất khí hậu ôn đới (theo sơ đồ của Wellings và Bell, 1982); (b) Các mặt cắt tiềm năng nước trong đất tương ứng

với các thời điểm A, B, C

Năng lượng trên đơn vị trọng lượng (nghĩa là độ cao thuỷ lực) (H)

Những biểu hiện này là tương đương nhau và có thể hiểu trực tiếp theo một cách khác nghĩa là:

g g

P

H

g H P

Hg P

trong đó  là mật độ của nước và g là gia tốc trọng trường

Thường sử dụng các đơn vị trong đo đạc nước ngầm và điện thế của nước trong

Nhiều ký hiệu khác nhau đước sử dụng trong các tài liệu về nước trong đất và

cố gắng tiêu chuẩn hoá chúng để sử dụng tiện lợi hơn (ví dụ ISSS, 1976) Các chuẩn hóa này cần thiết cho sự hiểu biết những định nghĩa và những trích dẫn của những

ký hiệu đưa ra trong một đề tài liên quan

6.3.6 Sự đo đạc nước trong đất

Những thảo luận trước của lượng nước trong đất và sức hút của nước trong đất nói rằng nghiên cứu độ ẩm của nước trong đất sẽ làm cơ sở cho sự đo đạc lượng nước trong đất của chúng hay thế năng của nước trong đất nhờ sự chuyển hoá từ một cái khác bởi việc sử dụng đặc tính ẩm của áp suất Trong thực tế, các sai số trong đo đạc của hai yếu tố áp suất và thế năng của nước ngầm có thể biến đổi, đặc biệt là các vấn

đề về mẫu và hiện tượng trễ, thường sai số đo trực tiếp cả hai yếu tố trên đều có khả năng biến đổi Phần 6.4 được xem như là một kết quả đo đạc bằng việc sử dụng những thiết bị có sức mạnh lớn để nghiên cứu các mạch nước trong lớp đất không bão hoà Trong phần 6.4 này các phương pháp đo đạc thay đổi là có thề xảy ra và tiếp theo

đó là những mô tả tóm tắt của một vài phương pháp đã sử dụng trong những trạng thái của môi trường thực hành

Sự đo đạc lượng nước trong đất ()

Tiêu chuẩn và phần lớn các phương pháp kỹ thuật được sử dụng rộng rãi cho sự

đo đạc trực tiếp lượng nước của đất là phương pháp phân tích trọng lượng Điều này cần phải lấy một số mẫu đất phân biệt được với thể tích bởi những điểm trung tâm hay những mũi khoan và xác định trọng lượng của chúng mất đi khi bị sấy khô ở nhiệt độ 1050C Xây dựng phương pháp luận là một công việc khó nhọc đòi hỏi tốn

nhiều thời gian và có thể gây ra những sai số trong việc phân tích các mẫu và do đó trọng lượng đo phải lặp lại nhiều lần Khi phân tích mẫu không phân biệt giữa nước

có “cấu trúc” và “không cấu trúc”, sau khi lò sấy khô đất sét vẫn chứa đựng số lượng

đáng kể nước hấp thụ (dẫn tới sự đánh giá không đúng thể tích nước) trong khi một

số chất hữu cơ có thể ôxy hoá và phân huỷ ở nhiệt độ dưới 500C Do các nguyên nhân này Gardner (1986) đã đặt ra vấn đề phổ biến thừa nhận sự phê phán của các giá trị phân tích trọng lượng là “đúng đắn” Phương pháp cũng làm hỏng các kết quả đo ở những địa điểm và rõ ràng không phù hợp với một số lớn số lần đo tuy rằng ở đây có những sự đo đạc lặp đi lặp lại theo thời gian

Khắc phục một vài vấn đề này một số phương pháp trực tiếp đã được phát triển

để xác định trọng lượng mẫu đất, lượng nước và phát hiện các mâu thuẫn có thể xảy

ra trong đo đạc và có thể được sử dụng lặp đi lặp lại công việc đo đạc được nhanh hơn,

dễ hơn và ít làm xáo trộn hơn (Schmugge cùng cộng sự, 1980)

Các máy dò nơtron hầu hết được sử dụng một cách gián tiếp đo đạc nước trong

đất (cho ví dụ Boucher, 1997) Một nguồn phóng xạ “bền vững” (năng lượng cao) nơtron bị kéo vào các lỗ khoan trong lòng đất và số nơtron “bền vững” bị làm chậm đi

và biến đổi nhiệt bởi sự va chạm với các hạt nhân hydro, chủ yếu nước trong đất được

đo đạc bởi các máy dò Thể tích hiệu dụng của sự đo đạc thay đổi nghịch đảo với lượng nước trong đất từ bán kính khoảng 10 cm cho đất ẩm ướt tới 25 cm trong đất khô Có một mối liên hệ tuyến tính khá rõ nét giữa tốc độ đếm được của máy dò và lượng nước, nhưng nó thay đổi từ loại đất này sang loại đất khác Sự giải thích thường được xác định cho một loại đất nhất định tương phản với phương pháp phân tích trọng lượng Nhưng vì tính thay đổi vốn có của các máy dò nơtron thường sử dụng đo đạc sự khác nhau trong độ ẩm tuyệt đối đúng hơn những lượng ẩm có trong đất

Các máy đo điện dung được sử dụng ở những chất điện môi không đổi của đất như một sự đo đạc lượng ẩm của nó ở đây cung cấp một phương pháp không phóng xạ của sự đo đạc nước trong đất ở trong một trường (Dean cùng cộng sự, 1985; Bell cùng cộng sự, 1987; Boucher, 1997) Như với các máy đo đạc nơtron, sự xác định

đường kính với các mẫu phân tích trọng lượng là cần thiết cho mỗi loại đất và đây là phương pháp tốt nhất cho toàn bộ đo đạc sự thay đổi lượng nước đúng hơn qua các giá trị tuyệt đối Vì phạm vi ảnh hưởng của nó nhỏ hơn so với các máy dò điện dung có

điện thế để đo đạc sự khép kín của bề mặt đất và nghiên cứu sự thay đổi trong lượng nước giữa các tầng khác nhau của trắc diện đất Tuy nhiên, quá trình thâm nhập xuyên tâm nhỏ nghĩa là tính đồng nhất tại các vị trí đó là quan trọng và các ống có nước dâng lên phải được lắp đặt rất cẩn thận trong đất vì từ lỗ hổng không khí sẽ ảnh hưởng đến sự đọc Nói chung, máy đo nơtron được ưu tiên hơn máy đo điện dung ở độ sâu lớn hơn 0.15 m trong đất và 0.2 m trong đất mùn (Boucher, 1997)

Sự phát triển đáng kể của thiết bị đo với việc ứng dụng gương phản xạ phạm vi thời gian (TDR) Công cụ này xác định lượng nước trong đất bởi sự đo đạc chất điện môi không đổi của đất Máy TDR có kích thước nhỏ cùng với nó là một bộ phận dây cáp dễ mang theo và kỹ thuật phát thanh được lắp đặt để đo đạc điện môi theo chiều thẳng đứng hay theo chiều ngang trong trắc diện đất Các kết quả đầu tiên là rất khả quan vì nó đã có một độ chính xác có thể so sánh được với các mẫu phân tích trọng lượng trước đây(Topp và Davis, 1985) Ngày nay TDR đã được công nhận rộng rãi về tính ưu việt của nó và được sử dụng (ví dụ Person và berndtsson, 1998) và có hai lợi thế quan trọng trong việc sử dụng phương pháp này so với dùng máy thăm dò nơtron,

cụ thể là nó không phóng xạ và có thể đặt tự động hoá, quá trình hoạt động không thủ công

Cuối cùng, việc đo đạc được cơ giới hoá bằng ra đa mở nhân tạo (SAR) có khả năng lớn, chủ yếu cho sự đo đạc lượng nước trong đất ở phạm vi lưu vực hệ thống thoát nước Giống như TDR, SAR xác định lượng nước trong đất bằng việc kiểm tra

định lượng những thay đổi ở đặc tính của chất điện môi trong đất Những dụng cụ Rada cần thiết có thể đem lại thành công qua đo đạc xuyên qua lớp mây dày bao phủ phía trên và vào ban đêm từ độ cao của vệ tinh, các tin tức thuộc vùng đó được đưa về môt cách thỏa đáng trên mặt bằng lớn bên ngoài những vị trí đo sự thay đổi của lượng nước trong đất Kết quả đo đạc đã xác nhận tính hợp lệ của đo đạc thí nghiệm ở vùng thượng lưu Thames, UK, và ở Zimbabwe (IH, 1997) thật đáng khích lệ

Đo đạc sự hút nước trong đất

Máy đo độ ẩm có lẽ là lâu đời nhất và được sử dụng rộng rãi trong phương pháp

kỹ thuật cho việc đo đạc sự hút của đất Máy này gồm những lỗ nhỏ li ti chứa đầy chất lỏng có quan hệ với dụng cụ đo đạc áp suất như cái đo áp thuỷ ngân hay một cái biến đổi áp suất Các ống sensơ (ống cảm biến) được đưa vào trong đất trực tiếp, và nước có thể chảy giữa đất và ống sensơ cho tới tận khi thế năng áp suất ở bên trong ống cảm biến trở nên cân bằng với lượng nước trong đất Thời gian mang đến cho sự cân bằng đạt được phụ thuộc vào tốc độ dòng chảy qua các ống cảm biến này và các loại đất bao quanh cùng thể tích nước cần thiết để thay thế đồng hồ ghi sự thay đổi áp suất Các máy đo độ ẩm có thể đo được độ cao cột áp suất ở bên dưới mực nước ngầm Trong trường hợp này máy hoạt động như một cái đo áp suất, nhưng thường được sử dụng để đo đạc sự hút ẩm áp suất trong đới không bão hoà áp suất thấp nhất có thể

đo đạc được bằng phương pháp kỹ thuật này là khoảng -800 cm (80 kPa) vì sự tác động của các khí hoà tan từ bên ngoài vào nước ngầm ở áp suất thấp sẽ làm cho hệ thống không hiệu quả (Koorevaar cùng cộng sự, 1983; Cassel và Klute, 1986) Trường hợp này xẩy ra tương ứng với các trường hợp trong đất có cấu trúc thô không nhiều nước lắm và đối với loại cây cối có sức hút lớn và trong các trường hợp điện trở hữu ích của

đất lớn Hai điện cực của máy đo được gắn vào hai lỗ rỗng ở trong đất Sự hút ẩm của

đất trong các khối đầu vào sẽ đạt trạng thái cân bằng với nước trong đất và điện trở đi

từ bên này sang bên kia các điện cực thay đổi tương ứng với lượng nước được đo trong

đất Welling cùng các cộng sự (1985) đã mô tả việc sử dụng các khối điện trở thạch cao cho việc đo đạc điện thế thấp bằng -15000cm (1500 kPa), và các phương pháp này đã thảo luận và xác định đường kính, quy trình thực hiện và dữ liệu cần thiết Những vấn đề ảnh hưởng đến phương pháp đo này bao gồm tính nhạy cảm của máy theo nhiệt độ và độ mặn của đất và sự thay đổi từ từ trong các khối điện trở theo thời gian Tuy nhiên, khó khăn lớn nhất thường ở trong sự xác định đường kính của đất và đặc biệt xác định khả năng đảm bảo tính tương thích giữa những đặc tính ẩm của cả đất

và thể tích khối nước trong đất Sự không tương thích trong đặc tính ẩm được minh hoạ trong hình 6.7 Hình này thể hiện rằng trong đất có sự khác biệt rất lớn của lượng nước ( ) được đo so với một sự thay đổi nhỏ hơn nhiều của sự hút ẩm của đất (v) Tuy nhiên, trong các kết quả đo độ lớn của sự hút ẩm đo được có sự khác biệt với một phạm vi nhỏ hơn nhất định so với lượng hơi ẩm trong đất Như một kết quả, sự thay đổi của lượng nước trong đất được phản hồi chỉ trong một vài phút với sự thay

đổi của điện trở từ bên này sang bên kia điện cực, làm cho sự xác định đường kính của đất qua điện trở tương ứng với lượng nước trong đất là rất khó khăn

Hình 6.7 Một ví dụ về các đặc tính ẩm kỵ nhau cho một loại đất giả thuyết và một khối chống lại

6.4 Sự di chuyển của nước trong đất

Sự di chuyển của hơi ẩm trong đất đi qua các tiết diện đất sớm hơn sự di chuyển của nước trong đất dưới tác động của một số lực Do trọng lực không nhất thiết chi phối các lực, dòng chưa bão hoà có thể không bị ảnh hưởng của lực này Tuy nhiên, có một khuynh hướng cho rằng các lực điều khiển chủ yếu tới các hoạt động của chúng

từ bề mặt đất (sự thấm, sự bốc hơi) hay từ đáy các lớp của đới thông khí (nước ngầm phục hồi, ống mao dẫn dâng lên) là áp lực không khí, lực mao dẫn, lực thấm Điều này dẫn tới sự tăng lên của gradient thế năng của nước trong đất theo chiều thẳng

đứng và kết quả là sự di chuyển thẳng đứng của nước trong đất thường chiếm ưu thế Các phần tiếp theo sẽ bàn về nguyên tắc chung của dòng chảy trong đới chưa bão hoà

và về sự di chuyển của nước theo phương thẳng đứng lên trên hay xuống dưới Các nhân tố ảnh hưởng tới tốc độ nước có thể thấm vào đất được đề cập sau đây Các nhân

tố này được phân chia thành nhiều phần bao gồm lượng mưa đi vào bề mặt và hướng dòng chảy dưới mặt Vai trò của địa hình và cấu tạo địa chất của các lớp đất được nghiên cứu Bên cạnh các vấn đề trên, nước trong đất chảy xuống các dốc và tạo ra những kiểu thay đổi trong không gian của lượng nước trong đất và sự di chuyển đó cũng được quan sát trong cánh đồng và nó rất quan trọng cho nhiều vùng sản sinh dòng chảy

6.4.1 Những nguyên lý cơ bản của dòng chưa bão hoà

Chúng ta biết rằng nước trong đất sẽ di chuyển từ vùng có tổng lượng điện thế cao hơn đến vùng có tổng lượng điện thế thấp hơn (xem phần 6.3.5) Bởi vì sự di chuyển của nước trong đất là quá chậm, các thành phần năng lượng động lực học

được bỏ qua trong trạng thái các giá trị của thế năng tổng cộng Do đó, cho hầu hết các mục đích thực tế, thế năng tổng cộng () được coi là tổng thế năng tạo nên sự hút nước (sụ hút) (  ) và thế năng hấp dẫn (z) Sử dụng bề mặt đất như là một mực mốc

đo lường cơ bản, phương thức nghiên cứu thế năng hấp dẫn và thế năng cơ bản bao gồm việc nghiên cứu ảnh hưởng của sự di chuyển của nước trong đất liên quan tới hai

đo độ ẩm ở độ sâu 40 và 60 cm (hình 6.8) Từ mốc đo lường là bề mặt đất và đất ban

đầu chưa bão hoà, cả sự hút của tầng chưa bão hòa và các thông số của sự nâng lên trong thế năng tổng cộng là âm Tại thời điểm A, sự hút của tầng chưa bão hòa là như

nhau ở cả hai độ sâu, nhưng vì sự khác biệt trong sự dâng lên của nước ngầm, nước chảy trong các lớp đất giữa các điểm này sẽ xảy ra hướng xuống phía dưới, tức là từ nơi thế năng cao hơn tới thế năng thấp hơn (nghĩa là âm hơn) Theo thời gian trên đất khô nhanh hơn ở độ sâu lớn hơn tới tận thời điểm B, tại đây sự khác biệt trong sức hút của tầng đất cân bằng với sự nâng lên của lực khác Thế năng tổng cộng là như nhau, từ đây không có dòng chảy giữa các độ sâu này và thông lượng mặt phẳng bằng không Thông lượng (ZFP) sẽ là đặc trưng cho một số độ sâu giữa chúng Nếu

đất ở phía trên tiếp tục khô, thế năng của nó sẽ trở nên âm hơn so với đất ở những nơi sâu hơn và dòng chảy hướng xuống phía dưới sẽ xảy ra từ độ sâu 60 đến 40 cm giữa thời điểm B và C Sau khi nhập lượng mưa vào, đất trở nên ẩm ướt, sự hút của tầng

đất sẽ giảm đi và trong ví dụ này, mực nước ngầm sẽ dâng lên tới 60 cm của bề mặt

đất Điều này được thấy rõ ở một ít diện tích ở thời điểm D và minh chứng cho tính hữu ích của thế năng áp suất cho các trường hợp nơi mà cả điều kiện bão hoà và chưa bão hoà đều bị chất phóng xạ hoà tan Những chu kỳ hàng năm của sự di chuyển nước trong đất và độ sâu ZFP ở các điều kiện nhiệt độ khí hậu đặc trưng được thể hiện trong hình 6.6

Định luật Darcy (xem phần 5.5.1), thể hiện rằng tốc độ di chuyển của nước qua một môi trường rỗng đã bão hoà tương ứng với gradient thuỷ lực, cũng được áp dụng cho dòng chảy của nước trong đất ở các điều kiện chưa bão hoà Phương trình Darcy

có thể được giải thích đơn giản cho các điều kiện chưa bão hoà như sau

z

z v K

Hình 6.8 Sơ đồ minh họa các thành phần sự hút ẩm ( ) và cao độ (z) của thế năng tổng cộng () Những thay đổi của sự hút ẩm, được đo đạc trong máy đo ứng suất tại các độ sâu 40cm và 60cm bên dưới mặt đất,

suy ra các thời kỳ chuyển động hướng xuống và hướng lên của nước dưới đất

ở một vài trạng thái dữ liệu có thể lấy được trên gradient lượng nước trong đất

đúng hơn gradient của thế năng Nhờ có tính khuếch tán của nước trong đất D (Childs và Collis – George, 1950) cho phép phương trình dòng chảy biến đổi để thông lượng liên kết gradient của lượng nước ( ) tốt hơn của thế năng Như độ dẫn thủy lực, độ khuếch tán cũng là một hàm của lượng nước và hai thành phần trên được liên

Trong lời giới thiệu về giới hạn của độ khuếch tán có đưa ra chỉ dẫn đơn giản đó

là một sự cố gắng cho việc nghiên cứu toán học của dòng chưa bão hoà bằng việc nhắc lại phương trình Darcy trong một cấu trúc tương tự với phương trình khuếch tán và tính dẫn nhiệt, cho sự hoà tan có thể đạt được trên nhiều mặt của đường biên và các

điều kiện ban đầu Tuy nhiên sự so sánh là không chính xác, từ các quá trình của sự

di chuyển nước trong đất là một khối dòng chảy hỗn loạn và không có một sự khuếch tán phân tử nào Để sự hỗn loạn được ngăn ngừa, Hillet (1982) đã đề xuất rằng tính

khuếch tán nên được hiểu như là độ khuếch tán thuỷ lực bởi sự tương ứng với dẫn xuất thuỷ lực

Sự áp dụng của phương trình Darcy, hay phương trình chuyển hoá từ nó cho sự

di chuyển của nước trong đới không bão hoà là chủ đề lớn khi nghiên cứu các điều kiện được chú ý trong phần 5.5.1 Khía cạnh chi tiết nhất được mô tả của nó là dòng vĩ mô và các giới hạn của nó để các vị trí của nó đạt trạng thái ổn định, nơi mà gradient thuỷ lực và các thông lượng không thay đổi, hay chỉ thay đổi rất chậm theo thời gian

Sự di chuyển của nước có thể làm biến đổi gradient và giá trị của độ dẫn thủy lực và vì thế vị trí uốn cong trong dòng chảy thay đổi theo không gian và thời gian, Richards (1931) đã gộp phương trình của Darcy với phương trình liên tục (/ zv/ z) để thấy được tầm quan trọng của điểm uốn trong phương trình đường cong mang tên của

K z t

trong đó t là thời gian và dòng chảy theo phương thẳng đứng

Hình 6.9 Độ dẫn thủy lực chưa bão hòa (K()) là một hàm của thế năng tạo nên sự hút nước (theo đồ thị của

Bouma, 1977)

Hơi nước sẽ di chuyển qua nền đất như một kết quả của sự chênh lệch áp suất hơi gây ra bởi sự thay đổi trong lượng nước hay nhiệt độ đất và gần đây được cho là rất quan trọng Hơi nước sẽ di chuyển từ nơi đất nóng sang nơi đất lạnh, mặc dù chỉ chậm

so với khối dòng chảy nước lỏng Sự góp phần của dòng hơi nước cho sự di chuyển tổng cộng của nước trong đất có thể bỏ qua, trừ nơi mà lượng nước là rất nhỏ

Độ dẫn thuỷ lực

Độ dẫn thuỷ lực của đất bão hoà, giống như của vật chất rỗng bão hoà, phụ thuộc vào dạng hình học và sự phân bố của không gian lỗ (xem phần 5.5.2) Các phân

tử này không chỉ có kết cấu rỗng mà còn có những lỗ rất lớn, như là những cấu trúc rạn nứt và những ống dẫn của rễ cây, nó có thể ảnh hưởng lớn tới độ dẫn thuỷ lực

Điều này có thể được minh họa trong cách giả thuyết về đất sét với một trạng thái cấu trúc xốp 1% và một độ dẫn của tầng đất sét là 0.01 cmh-1 Những lỗ rỗng vĩ mô có

đường kính là 1 mm, độ rộng khe nứt là khoảng không gian 10 cm, có thể phát triển theo từng mùa và góp phần thêm vào trạng thái cấu trúc xốp của đất

Mặc dù lỗ rỗng ở đây cũng chỉ là 1% nhưng ảnh hưởng của nó tới sự tăng độ dẫn thủy lực bão hoà của đất tăng lên rất lớn với bậc 1000 cm-1 (Childs, 1969) Rõ ràng, mặc dù độ dẫn thuỷ lực bão hoà bằng nhau nhưng để tương quan với cấu trúc đất và với sự mô tả của một vài cấu trúc đã được nghiên cứu (McKeague cùng cộng sự, 1982; Rawls cùng cộng sự, 1982), thì sự tương quan đó có thể bị nguy hiểm do kết quả đánh giá của K có thể mắc những sai số nghiêm trọng

Bằng sự định nghĩa, đới thông khí là không thươngg xuyên bão hoà, để sự di chuyển của nước trong đất luôn được điều khiển bởi độ dẫn thuỷ lực chưa bão hoà (K( )) và nó thay đổi theo độ ẩm (phương trình 6.2) Ngược lại độ dẫn thuỷ lực bão hoà (K) có thể xem như là ổn định hơn hay không cho bất kỳ một tầng địa chất nhất

định nào đó, K( ) sẽ thay đổi theo lượng nước trong đất và do đó theo sự hút của tầng

đất Hình 6.9 thể hiện rằng, cho một vài loại đất, độ dẫn thuỷ lực lớn nhất tại trạng thái bão hoà hay gần trạng thái đó và có tốc độ giảm cùng với sự giảm lượng nước Sự giảm này tạo ra từ thực tế rằng sự di chuyển của nước trong đất có thể chỉ mang tính

địa phương thông qua lớp màng mỏng hiện tại của nước ở trên và ở giữa những hạt

đất Trong đất bão hoà, tất cả không gian rỗng đều hình thành một phần nước hiện hữu của hệ thống dẫn nước Trong đất chưa bão hoà, các lỗ chứa đầy không khí hoạt

động như là một phần không dẫn nước của hệ thống, làm giảm diện tích mặt cắt hữu hiệu từ bên này sang bên kia có thể cho dòng chảy chảy qua Đa số sự giảm lượng nước trong đất, phần lớn sẽ bị thu nhỏ lại trong sự ảnh hưởng của hệ thống dẫn và do

đó, giá trị của độ dẫn thuỷ lực nhỏ hơn

Sự thay đổi của K() theo lượng nước trong đất chịu ảnh hưởng lớn bởi sự phân chia kích thước lỗ của đất Trong đất ẩm ướt, độ dẫn có mối liên hệ chặt chẽ với cấu trúc đất và tăng khi cấu trúc đất trở nên thô hơn (hình 6.9) Điều này là do nước sẽ

được truyền dễ dàng hơn qua các lỗ lớn chứa đầy nước so với qua các lỗ nhỏ hơn Đất cát gần bão hòa có một sự tương quan cao với các lỗ chứa đầy nước, vì thế K() lớn hơn trong đất sét Khi đất khô, các lỗ lớn hơn sẽ bị trống rỗng đầu tiên và sự hút nước

sẽ thấp và K() giảm tốc độ Khi mà sự hút tăng lên và lượng ẩm giảm, thì mối liên

hệ giữa độ dẫn thủy lực và cấu trúc là nghịch đảo vì thế trong các điều kiện đất khô,

đất sét có tính dẫn suất cao hơn đất phù sa và đất cát Điều này phản ánh thực tế rằng, tại những sự hút cao đất có cấu trúc mịn có nhiều lỗ chứa đầy nước hơn và do đó,

đi qua những diện tích tiết diện lớn hơn dòng chảy có thể mang đặc điểm địa phương

Đất thô hơn ở những nơi chỉ một sự cân xứng của các lỗ chứa nước tại nơi có sự hút cao Trong khi đất co lại, sự hút tăng làm tăng thêm trạng thái khô, làm giảm kích thước của các lỗ và giữ đầy nước (phần 6.3.3), và điều này giúp làm giảm độ dẫn thuỷ lực

Sự đo đạc độ dẫn thuỷ lực và độ khuếch tán thuỷ lực trong cả hai thí nghiệm và các điều kiện uốn cong của đường thế năng được thảo luận trong nhiều tài liệu khác nhau (ví dụ Burke cùng cộng sự, 1986; Klute, 1986a) Một số nghiên cứu đã thể hiện rằng các giá trị thu được từ các hạt đất nhỏ trong phòng thí nghiệm có thể vượt quá,

vì tốc độ di chuyển của nước qua những lỗ rất lớn và trong không gian lớn (ví dụ Anderson và Bouma, 1973; Lauren cùng cộng sự, 1988) Việc đo đạc độ uốn cong của K() trong đất chưa bão hoà là rất khó khăn và tốn kém vì vậy để đánh giá, thì dựa trên nền tảng của các đường cong cấp phối hạt của phân tử đất và thường được sử dụng Một phương pháp tiếp cận đơn giản là dựa trên cơ sở cấu trúc đất (cho ví dụ Alexander và Skaggs, 1987) Tuy nhiên, điều này là rõ ràng, trong khi cấu trúc đất là một sự xác định chủ yếu, có nhiều nhân tố khác cũng có thể quan trọng cho một trường hợp cụ thể Việc đánh giá tốt hơn K() có thể xảy ra ở những nơi mà đặc tính

ẩm là sẵn có và có nhiều nghiên cứu đã cố gắng liên hệ hai điều này (cho ví dụ Mualem, 1976) Trong ý tưởng, dự báo độ dẫn suất nên kết hợp với các giá trị đo đạc gần với trạng thái bão hoà, mặc dù không một phương pháp nào sử dụng các loại đất

ở trong độ dẫn thủy lực ở dưới các điều kiện bão hoà được xác định bởi sự di chuyển của nước qua khoảng trống lớn hơn qua các tầng đất

6.4.2 Tính thấm của nước trong đất

Thuật ngữ thấm được sử dụng để mô tả quá trình nước đi vào trong đất qua bề mặt đất Tốc độ lớn nhất tại đó nước thấm vào hay bị hấp thụ bởi đất, khả năng thấm của nó, trong trường hợp nào đó có thể rất quan trọng cho việc phân chia dòng giáng thuỷ trên diện tích một lưu vực Mối liên hệ giữa cường độ mưa và khả năng thấm xác định bao nhiêu dòng chảy khi rơi sẽ chảy tràn trên bề mặt đất, có thể trực tiếp đi vào sông và suối và bao nhiêu dòng chảy ngầm sẽ đi vào trong đất Một phần lượng nước thấm vào trong đất có thể di chuyển theo hướng ngang hay được giữ lại tạm thời trước khi di chuyển xuống phía dưới khi thấm hay lên phía trên bởi tính chất bốc hơi của nước ngầm vào khí quyển

Mặc dù đôi khi các quan niệm này có thể thay đổi, nhưng các số hạng về khả thấm và tốc độ thấm có thể khác nhau và nó phụ thuộc vào khả năng thấm của bề mặt đất, hay bởi tốc độ cung cấp của mưa và tình trạng canh tác đất ruộng, nghĩa là tốc độ thấm Sử dụng số hạng tốc độ thấm cho biết rằng thấm là bắt nguồn từ khả năng thấm của bề mặt đất Trong trường hợp này, tất cả lượng mưa rơi không được giữ lại khi sự trữ nước bề mặt thấm vào trong đất và sẽ có mối liên hệ trực tiếp giữa tốc độ thấm và cường độ mưa Tuy nhiên, khi cường độ mưa vượt khả năng thấm của

bề mặt đất, thì mối liên hệ này sẽ không tồn tại và thực vậy, có thể bị đảo ngược khi khả năng thấm suy giảm qua một trận bão Khi tốc độ và khả năng thấm biến đổi liên tục, dung tích nước thấm thường được biểu diễn như là tỉ trọng của thông lượng thể tích Do đó, chúng không biểu thị vận tốc hữu hiệu của sự di chuyển nước theo phương thẳng đứng trong đất (xem sự thảo luận về tốc độ hữu hiệu sự di chuyển của nước ngầm trong phần 5.5.1)

Gần đây phạm vi nghiên cứu về tính thấm đã mang đến trong những vùng bán khô hạn (cho ví dụ Horton, 1933, 1939), nơi mà cường độ mưa vượt khả năng thấm là hoàn toàn phổ biến, kết quả tạo thành các ao hồ trên bề mặt một cách rộng rãi và tạo nên dòng chảy trên mặt đất (xem chương 7) Như một kết quả, trong nhiều năm nghiên cứu cho rằng vai trò của thủy văn không đơn thuần chỉ nghiên cứu khả năng thấm trong đất mà còn nghiên cứu các vấn đề khác Ngày nay các nghiên cứu đã thừa nhận rộng rãi rằng thủy văn còn nghiên cứu trong những vùng thực vật phát triển, cả vùng ôn đới và nhiệt đới, hầu hết các loại đất có thể hấp thụ tất cả lượng mưa nhưng phần lớn những cơn bão dữ dội và tạo nên khả năng sản sinh dòng chảy mặt