Nguyên lý thủy văn ( NXB ĐH Quốc gia Hà Nội ) - Chương 7 pdf

Lương nước mưa đi ra khỏi từ bề mặt tương đối xiên và dốc của các vùng đất lớp trên mặt, nơi mà dòng chảy dưới mặt được thống trị bởi dòng sát mặt, hầu hết lượng mưa mà xâm nhập vào bề m

Chương 7 Dòng chảy mặt

7.1 Giới thiệu chung

Dòng chảy mặt hay dòng chảy sông ngòi là dòng chảy chuyển động do trọng lực của nước trong các lòng dẫn với kích thước thay đổi từ dòng chảy có quy mô nhỏ nhất tới những dòng chảy có quy mô lớn nhất (Amazon, Congo, và Yangtze) Cũng như dòng chảy sông ngòi, dòng chảy mặt có thể được đặc trưng bởi lưu lượng dòng chảy trong sông, hoặc lượng mưa sinh thuỷ của lưu vực

ở mức chung chung mối quan hệ giữa dòng chảy sông ngòi và giáng thủy có thể

được biểu thị dưới dạng vòng tuần hoàn liên tục của nước thông qua chu trình thủy văn Chúng ta có thể thừa nhận rằng trong những trường hợp đơn giản thường xem lưu vực bề mặt và lưu vực nước ngầm trùng nhau và mỗi dòng sông chỉ tiếp nhận nư-

ớc từ bản thân lưu vực của chính mình Bởi vậy, có thể xem mỗi lưu vực như một hệ thống đầu vào là giáng thủy và chuyển hoá chúng thành những đầu ra là sự bay hơi

và dòng chảy sông ngòi Kể cả những sự thay đổi của lượng trữ trong hệ thống, đầu vào phải được cân bằng với đầu ra Trừ những vùng khô hạn lớn, ở tất cả các vùng,

đầu ra từ hệ thống lưu vực là liên tục, nhưng những đầu vào của giáng thủy thì gián

đoạn và thường được rời rạc hóa theo thời gian một cách phổ biến Như một kết quả,

đường quá trình dòng chảy hàng năm về cơ bản gồm có những thời kỳ ngắn lưu lượng

bị tăng lên một cách đột ngột liên quan đến mưa hoặc tuyết tan và hỗn hợp cả hai có thời gian dài hơn Trong những thời kỳ nước rút khi dòng chảy sông ngòi được đại diện cho dòng chảy ra là nuớc ngầm từ nước được dự trữ bằng nguồn nước ngầm dưới

bề mặt của lưu vực và khi đó đường quá trình dòng chảy lấy dạng hàm số mũ của ờng cong nước rút điển hình (xem Hình 7.14)

đư-Những đơn vị đo của dòng chảy mặt

Dòng chảy mặt thông thường được biểu thị bằng lưu lượng nước và đó chính là một thể tích trên một đơn vị thời gian Lưu lượng nước có đơn vị là mét khối trên giây (m3s-1) và mô đun dòng chảy có đơn vị là mét khối trên giây kilômet vuông (m3s-1km-2) Hai số đo trên là những đơn vị thường được sử dụng Dòng chảy có thể cũng được biểu thị như một độ sâu tương đương trên một đơn vị đo diện tích lưu vực, tức là millimeters trên ngày hoặc tháng hoặc năm Đây là một đơn vị đặc biệt tiện lợi để so sánh tốc độ và tổng lượng giáng thuỷ và dòng chảy vì giáng thuỷ gần như không thay

đổi trong cách biểu thị này Những biểu diễn dòng chảy khác vẫn được tìm thấy trong nghiên cứu bao gồm hàng triệu Galông trên một ngày (m.g.d.) và đặc biệt là trong nghiên cứu thuỷ lợi ở Mỹ hay dùng đơn vị là feet, tức là thể tích của lớp vỏ nước mà bao phủ một mẫu Anh tới độ sâu một feet

7.2 Dòng chảy nhanh và dòng chảy ngưng trệ

Phản ứng trực tiếp tức thời của lưu vực đối với hiện tượng mưa rơi là một phần của lượng mưa tạo thành một tuyến đường có dòng chảy chuyển động rất nhanh trong lòng dẫn (tức là dòng chảy xiết); tương ứng tiếp theo sau đó một phần khác của trận mưa tạo thành một tuyến đường có dòng chảy chuyển động chậm hơn đó là dòng chảy ngưng trệ và thường xuyên được xem như dòng chảy cơ sở Hai thành phần này của dòng chảy là hiển nhiên trong những dòng sông với tất cả các kích thước khác nhau Tuy nhiên, ở các hệ thống sông lớn những hiệu ứng trễ, cả bên trong và bên ngoài lòng dẫn đều rất phức tạp Những đóng góp dòng chảy cho dòng sông chính từ nhiều dòng sông nhánh làm phức tạp Việc giải thích sự phản ứng của lưu vực thông qua quá trình dòng chảy của những dòng sông chính đối với giáng thuỷ là rất phức tạp Do đó nhiều thảo luận ban đầu về quá trình dòng chảy trong chương này nhằm giải thích sự phản ứng của lưu vực đối với giáng thuỷ qua những dòng sông suối thượng nguồn của các lưu vực nhỏ trong hệ thống lưu vực sông là tương đối đơn giản

Hình 7.1 Biểu đồ lượng mưa và dòng chảy của 3 trận bão ở Tennessee, USA (theo biểu đồ gốc của

Ramser, 1927)

Trong những trường hợp như vậy sự phản ứng của các lưu vực với giáng thuỷ

th-ường là rất nhanh nhưng hiếm khi giống nhau Tức là tỉ lệ của giáng thuỷ tạo thành dòng chảy xuất hiện một cách nhanh chóng như một đường quá trình dòng chảy là khác nhau giữa các trận lũ Hình 7.1 là những đồ thị từ một bài báo đầu tiên của Ramser (1927) Ramser đã nhấn mạnh sự phản ứng của lưu vực đối với mưa và tính biến thiên của dòng chảy trong một lưu vực nhỏ Lượng mưa và dòng chảy được phác họa trên hình 7.1 có cùng quy mô đã xác định số rất ít phần trăm của lượng mưa tạo nên dòng chảy xiết dưới dạng đường quá trình dòng chảy Số phần trăm giáng thủy tạo thành dòng thay đổi theo các đặc trưng giáng thuỷ và các điều kiện lưu vực và nó

được xác định trung bình toàn cầu là 36% của toàn bộ giáng thuỷ rơi trên những vùng

đất sau đó chảy tới các đại dương Trong số lượng phần trăm này dòng chảy xiết chỉ chiếm khoảng 11% và dòng ngưng trệ tính toán chiếm 25% còn lại của giáng thuỷ

7.3 Các nguồn và các thành phần của dòng chảy

Sự phản ứng khác nhau của lưu vực đối với giáng thuỷ là tạo thành dòng chảy

và dòng chảy thay đổi cả theo không gian và theo thời gian Hai loại dòng chảy mặt

và ngầm do giáng thuỷ tạo nên đều chuyển động về phía những lòng dẫn dòng chảy Hình 7.2 cho thấy rằng giáng thuỷ có thể đến chảy đến lòng dẫn dòng bởi một số loại dòng chảy: dòng chảy mặt do giáng thuỷ trực tiếp đó là dòng chảy trên bề mặt lưu vực; dòng chảy dưới mặt tầng nông (dòng sát mặt) và dòng chảy dưới mặt đất, dòng chảy tầng sâu (dòng nước ngầm) Những sự tích trữ của tuyết và sự tan chảy của tuyết tạo nên một trong số bốn loại dòng chảy này

Hình 7.2 Hướng chảy của các nguồn cung cấp cho dòng chảy sông: Q p là giáng thủy trực tiếp xuống mặt nước, Q 0 là dòng chảy tràn trên mặt, Q t là dòng chảy sát mặt và Q g là dòng chảy ngầm

Những loại dòng chảy này được nghiên cứu một cách rộng rãi và tương đối rõ ràng Nếu chỉ nghiên cứu dòng chảy mặt và dòng chảy trực tiếp đã dẫn đến sự không

đầy đủ và không rõ ràng và Hình 7.3 cung cấp một mô hình hình thành dòng chảy thích hợp, logic từ mưa trên lưu vực

Điều này cho thấy rằng dòng chảy bề mặt là bộ phận của dòng chảy tổng cộng chảy đến cửa ra của lưu vực qua dòng chảy tràn trên mặt và các lòng dẫn Dòng chảy tổng cộng này bao gồm dòng chảy sát mặt, dòng chảy trên bề mặt đất và dòng chảy ngầm Dòng chảy dưới mặt là tổng của dòng chảy sát mặt và dòng chảy ngầm và nó thường bằng toàn bộ dòng nước đến tại sông suối khi dòng chảy đã bão hòa qua tầng

đất đáy và các bờ lòng dẫn Dòng chảy nhanh, hay dòng chảy trực tiếp, là tổng của giáng thuỷ tạo thành, dòng chảy xiết trên mặt và dòng chảy sát mặt nhanh và nó là thành phần dòng chảy quan trọng đóng góp dòng chảy chính trong thời gian những thời kỳ lũ và phần lớn các trận lũ Ta thấy rằng dòng chảy nhanh và dòng chảy mặt như được định nghĩa ở trên thì không phải là tương đương nhau

Dòng chảy cơ sở hay dòng chảy ngưng trệ là thành phần dòng chảy duy trì liên tục thậm chí qua những thời kỳ thời tiết khô hạn Nó thường được xem như tổng của dòng chảy ngầm và dòng chảy sát mặt ngưng trệ, mặc dù một số các nhà thủy văn học không thích gộp toàn bộ dòng sát mặt với dòng chảy ngầm như được minh họa bởi

đường nét đứt trong Hình 7.3 Một lần nữa dòng chảy cơ sở và dòng nước ngầm, theo

định nghĩa ở trên, thì không phải là tương đương nhau Thực vậy, trong một số lưu vực núi dốc, dòng chảy cơ sở có thể bao gồm gần như trọn vẹn dòng chảy ở trong tầng không bão hòa từ mặt cắt đất (xem 'Vai trò của dòng chảy sát mặt' ở phần sau trong chương này)

Hình 7.3 Biểu đồ biểu diễn quá trình dòng chảy

Tầm quan trọng tương đối của những nguồn dòng chảy cơ sở này có thể thay đổi theo không gian và phụ thuộc vào những đặc trưng của lưu vực, như loại đất và nguồn và mật độ lớp phủ thực vật và phụ thuộc vào những điều kiện giáng thuỷ Ngoài ra, tầm quan trọng của các thành phần dòng chảy riêng lẻ khác có thể thay đổi theo thời gian, ví dụ như trong một năm hoặc từng mùa và cũng có thể thay đổi khá

đáng kể trong thời gian một trận lũ riêng lẻ hoặc chuỗi các trận mưa gây lũ liên tục, những biến đổi của khả năng thấm, mực nước ngầm, và diện tích tầng nước mặt

7.3.1 Sự giáng thuỷ trên lòng dẫn (Qp)

Đóng góp của giáng thuỷ rơi trực tiếp trên bề mặt nước thường là nhỏ bởi vì đơn giản là hệ thống lòng dẫn thường xuyên quanh năm chỉ chiếm một phần nhỏ diện tích lưu vực, giá trị giáng thuỷ trên lòng dẫn rất nhỏ và có thể là thành phần duy nhất của biểu đồ quá trình dòng chảy Khi hệ thống lòng dẫn có kích thước rộng lớn hơn, trong các lưu vực có một diện tích lớn hồ hoặc những đầm lầy lớn hơn và trong những trường hợp này giá trị Qp sẽ có xu hướng tăng lên Ngoài ra, Qp sẽ tăng một cách đáng

kể trong thời gian một trận lũ kéo dài hoặc chuỗi nối tiếp của những đợt giáng thuỷ liên tục và lúc này mạng lưới lòng dẫn được mở rộng (Xem mục 7.4.2) Lượng Qp có

thể chiếm 60% hoặc hơn nữa của toàn bộ dòng chảy trong một số lưu vực nhỏ (Ví dụ Rawitz và những người khác năm 1970)

7.3.2 Dòng chảy tràn trên mặt (Qo)

Dòng chảy tràn trên mặt là dòng chảy qua bề mặt nền đất tới các lòng dẫn sông suối khác Dòng chảy gần như là chảy tầng hoặc dòng chảy rối Dòng chảy này thông thường là dòng chảy nối các dòng chảy nhỏ ở các khe suối phụ nhỏ Một nguyên nhân hình thành của Qo là do không có khả năng của nước để xâm nhập vào trong các lớp

đất và là kết quả của cường độ mưa cao vượt khả năng thấm thấp Những điều kiện

lý tưởng được tìm thấy hiện tượng sản sinh dòng chảy mặt trên các sườn dốc từ độ dốc vừa phải đến dốc đứng ở những vùng đất bán khô hạn và khô hạn ở đây, lớp phủ thực vật có thể là thưa thớt hoặc không tồn tại, do đó đất bị phơi bày bề mặt để cho các hạt mưa tác động làm biến đổi vỏ trái đất Như một hậu quả mà thực tế cho thấy rằng ở vùng bị tàn phá bề mặt dòng chảy xuất hiện dưới dạng dòng chảy tràn trên bề mặt (Abrahams và những người khác năm 1994) Những điều kiện khác như đất kỵ nước, đất rất khô và đất có cỏ ít thấm là những yếu tố rất quan trọng đối với hình thành dòng chảy mặt Q0 những ảnh hưởng KHáC có hại của các hoạt động nông nghiệp đến khả năng thấm, và sự đóng băng của bề mặt của nền đất cũng có tác động

đến Q0 ở những vùng ẩm ướt, lớp phủ thực vật dày hơn là quan trọng đối với sản sinh dòng chảy mặt Q0 vì ở vùng này có giá trị thấm cao đó là đặc trưng quan trọng của hầu hết các bề mặt có thực vật bao phủ ở đây dòng chảy tràn trên bề mặt hiếm khi quan trắc được, kể cả ở vùng rừng mưa nhiệt đới (ví dụ Anderson và Spencer, 1991) Tuy nhiên có nhiều vùng và cả ẩm ướt lẫn bán ẩm ướt, nơi mà những ảnh hưởng của địa hình dốc và sự tăng lên của mặt nước ngầm tầng nông tới bề mặt đất trong thời gian mưa cũng làm tăng lượng dòng chảy sát mặt Trong những điều kiện như vậy khả năng thấm tại các bề mặt nền giảm tới bằng 0 và kết quả là tạo ra sự bão hòa trong lớp đất và tạo điều kiện thuận lợi cho sản sinh dòng chảy tràn (Qo(s)) (Xem mục 7.4.2)

7.3.3 Dòng chảy sát mặt (Qt)

Nước thấm vào mặt đất và sau đó di chuyển qua tầng đất sát mặt sau đó chuyển động về phía những lòng dẫn sông suối Lớp dòng chảy có thể là chưa bão hòa hoặc thông thường hơn là dòng chảy quá bão hoà tầng nông ở trên mực nước ngầm và thường được gọi là dòng chảy sát mặt Những dạng khác của dòng chảy sát mặt được tìm thấy trong nghiên cứu bao gồm dòng chảy phối hợp của dòng lũ sát mặt, dòng thấm do lũ và dòng chảy cơ sở thứ cấp Dòng sát mặt dùng để tính dẫn thủy lực của tầng đất bề mặt sang hướng ngang khi nó lớn hơn đáng kể so với dẫn thủy lực thẳng

đứng Sau đó, trong thời gian trận mưa kéo dài hoặc mưa lớn xảy ra trên một sườn dốc, nước sẽ di chuyển theo hướng ngang bên trên của mặt cắt thẳng đứng nhanh chóng hơn là nó chuyển động theo phương thẳng đứng xuyên qua phần đất thấp hơn Như vậy tích lũy dòng chảy và hình thành một lớp dòng chảy quá bão hoà sẽ làm cho nước sẽ 'thoát' ra theo hướng ngang tức là theo hướng của tính dẫn thủy lực lớn hơn Khi không có sự nhiễu loạn nhân tạo, sức ép bề mặt do mưa, do lũ, do địa hình dốc để sản sinh dòng chảy sát mặt là thông thường nhất được tìm thấy Thậm chí trong một hiện trạng đất tương đối đồng nhất ở dưới tầng sâu, tính dẫn thủy lực sẽ có

xu hướng lớn ở những lớp đất bề mặt hơn là ở lớp đất tầng sâu trong mặt cắt thẳng

đứng, do đó nó thúc đẩy sự phát sinh của dòng chảy sát mặt Vẫn còn những điều kiện khác thuận tiện hơn cho sản sinh dòng chảy sát mặt tồn tại bao gồm (i) đất thấm nước mỏng nằm trên đá gốc không thấm nước, (ii) hiện trạng đất được xếp thành tầng một cách rõ ràng, hoặc (iii) một tầng đất hình quạt hoặc tầng đất sét có hình quạt xuất hiện tại các lớp đất sát dưới bề mặt Có thể có một vài mức của lưu lượng sát mặt Qt ở bên dưới bề mặt, tương ứng với những thay đổi cấu tạo giữa các tầng và mối quan hệ giữa lớp phủ trên mặt đất chịu ảnh hưởng của thời tiết và lớp đá gốc Ngoài

ra, có nhiều bằng chứng cho thấy nước sát mặt có thể dịch chuyển xuống dưới sườn dốc xuyên qua những lỗ hổng vĩ mô và những khe nứt vĩ mô (xem đề mục 'Những lỗ hổng vỹ mô' trong mục 6.5.2) Các lỗ hổng vĩ mô này liên quan đến hoạt động của sinh học trong đất và nó đóng một vai trò quan trọng trong việc phát sinh dòng chảy (Bonell và những người khác năm 1984) cũng như trong sự xói mòn lưu vực (Jungerius, 1985)

Như vậy với các cơ chế khác nhau của sự hình thành dòng chảy sát mặt dẫn đến tốc độ chuyển động nước khác nhau cho những lòng dẫn sông suối khác nhau Tương ứng, đôi khi ta có thể phân biệt một cách rõ ràng giữa dòng chảy sát mặt 'nhanh' và dòng chảy 'ngưng trệ' (Xem Hình 7.3) Tuy nhiên, ngoài dòng chảy nhanh xuyên qua những lỗ hổng vĩ mô thông với nhau thì dòng chảy sát mặt cũng đã được các nhà điều tra quan sát thấy nó cũng đến rất nhanh tới những lòng dẫn sông suối Dòng chảy sát mặt có vẻ như nó đã chiếm chỗ trong các lỗ rỗng pit-tông' (xem 'Vai trò của dòng chảy sát mặt' trong chương này) Một số dòng chảy sát mặt ở một số vị trí không tháo nước

được trực tiếp vào trong lòng dẫn Những điểm bề mặt này là điểm nằm giữa phân chia lưu vực của các sông suối Lượng nước này tiếp tục sau đó chảy qua bề mặt đất tới sông suối Thành phần này có thể được xem xét như dòng chảy dưới mặt, mặc dầu

đôi khi nó được xem như một sự thêm vào cho dòng chảy tràn và dòng chảy bề mặt, như đã được chỉ dẫn bởi đường liền nét đậm trong hình 7.3

Vai trò của Qt trong toàn bộ dòng chảy được bàn luận chi tiết hơn trong các phần kế tiếp của chương này Kết quả nghiên cứu qua các bằng chứng thí nghiệm đã chỉ ra rằng dòng chảy sát mặt có thể tính toán chiếm trên 85% của tổng lượng dòng chảy (Hertzler, 1939)

Lương nước mưa đi ra khỏi từ bề mặt tương đối xiên và dốc của các vùng đất lớp trên mặt, nơi mà dòng chảy dưới mặt được thống trị bởi dòng sát mặt, hầu hết lượng mưa mà xâm nhập vào bề mặt lưu vực sẽ được lọc qua các lớp đất tới tầng nước ngầm nằm bên dưới tầng đất sâu và sẽ dần dần chuyển động đến những lòng dẫn dòng chính và được xem như dòng nước ngầm xuyên qua đới bão hòa Vì nước ở dưới sâu chỉ

có thể di chuyển rất chậm chạp xuyên qua đất, sự chảy ra của nước ngầm vào trong những lòng dẫn sông ngòi có thể cách một khoảng thời gian vài ngày sau sự xảy ra của giáng thuỷ hoặc vài tuần hoặc thậm chí vài năm Dòng nước ngầm chảy ra sông có xu thế rất có quy luật Nó thể hiện quy luật rút nước của lưu vực làm cho dòng chảy từ kho chứa của lưu vực biến đổi chậm của lượng ẩm ướt trong đất và những lớp đá Tuy nhiên, trong một số trường hợp nhất định, nước ngầm có thể thể hiện một sự phản ứng lại nhanh đối với giáng thuỷ Thực vậy, cơ chế 'chiếm chỗ pit-tông' (Bàn luận trong 'Vai trò của dòng chảy sát mặt') thường dẫn đến một sự đáp lại nhanh của dòng chảy ngầm đối với giáng thuỷ trong những thời khoảng lũ riêng biệt, và đặc biệt trong

thời gian mưa mà lũ lớn và điều này được biểu diễn bởi đường thẳng đánh dấu chấm ngang trong Hình 7.3 Hiện tượng này chỉ có thể xảy ra trong những điều kiện đất và tầng đất thịt ẩm ướt Tuy nhiên, sự bổ xung lượng ẩm ướt lớn do sự thiếu hụt lớn tạo

ra, đặc biệt trong thời gian mùa hè có thể dẫn đến một sự phản ứng chậm đáng kể của dòng nước ngầm chảy ra sau khi giáng thuỷ đã xuất hiện Nhìn chung, Qg đại diện cho thành phần dòng chảy dài hạn chính của tổng lượng dòng chảy và đặc biệt quan trọng trong thời gian có ảnh hưởng khô hạn và khi dòng chảy mặt vắng mặt

7.4 Những sự biến đổi sự kiện cơ bản

Các yếu tố của dòng chảy mặt, ngầm, sát mặt phản ứng với giáng thuỷ ở các quy mô theo thời gian khác nhau (ví dụ sự kiện trận mưa đơn, mưa từng mùa và mưa hàng năm) Các thành phần dòng chảy trên được xác định một cách chính xác theo

điều kiện địa lý tự nhiên Sự cân bằng giữa dòng chảy mặt nhanh và dòng chảy ngầm cơ bản là yếu tố quyết định quan trọng đối với hình dạng đường quá trình dòng chảy Trên hình 7.2 và 7.3 xác nhận vai trò quan trọng của hai thành phần dòng chảy mặt nhanh và dòng chảy ngầm cơ bản Những thí nghiệm ban đầu đã giải thích sự biến

đổi của dòng chảy theo thời gian, đặc biệt sự biến đổi của dòng chảy qua sự biến đổi của giáng thuỷ Đặc biệt sự biến đổi của giáng thủy ảnh hưởng đến dòng chảy trên mặt đất Những nghiên cứu khác đã làm sáng tỏ nguồn gốc làm thay đổi của dòng chảy tràn đã phụ thuộc vào dòng chảy sát mặt và thậm chí có liên quan đến dòng chảy ngầm Nhiều nhà thủy văn học đã đóng góp cho sự hiểu biết của chúng ta hiện nay về quá trình dòng chảy trong đó đáng chú ý là R.E.Horton và J.D.Hewlett Họ là người mở đường chủ yếu và công việc của họ đã chứng tỏ có ảnh hưởng mạnh đến phát triển về sau Bởi vậy sau đây là bàn luận về những đóng góp riêng lẻ của họ

7.4.1 Giả thuyết Horton

Horton (1933) đã đề xuất giả thiết khá đơn giản, đó là sự phân chia mưa rơi trên bề mặt đất một phần biến đổi nhanh chóng thành dòng chảy tràn và chảy tới lòng dẫn dòng sông và phần khác là dòng chảy sát mặt đi vào trong đất và từ đó biến thành dòng nước ngầm và chuyển động tới lòng dẫn sông ngòi trong đó có một lượng nước sẽ bị bay hơi tới khí quyển Căn cứ vào khả năng thấm của bề mặt đất, tốc độ thấm được định nghĩa như sau: ‘…tốc độ thấm là tốc độ cực đại mà tại đó mưa có thể

bị hút bởi một diện tích đất nhất định trong một điều kiện xác định'

Hình 7.4 chỉ ra rằng, trong thời gian (t) của một trận mưa bão có cường độ mưa rơi (i) lớn hơn tốc độ thấm (f) do sức hút bề mặt đất do đó sẽ xuất hiện một lượng giáng thuỷ có hiệu quả (Pe), chảy qua bề mặt đất như dòng chảy tràn (Qo) Sẽ xảy ra trường hợp không có dòng chảy tràn nếu cường độ trận mưa (i) thấp hơn khả năng thấm (f)

Sự thấm trên mặt sẽ diễn ra trước hết làm đầy ắp các lỗ rỗng, khe nứt được xem như một kho chứa nước trong đất cho đến khi đạt tới khả năng trữ ẩm trong đất bão hoà, sau đó sự thấm sẽ chuyển động tới các tầng đất lọc sau đó chuyển động tới tầng chứa nước ngầm và tạo thành dòng chảy ngầm (Qg) và lượng (Qg) cuối cùng cũng đi tới lòng dẫn dòng sông ngòi

Horton (1933) đã đề xuất rằng khả năng thấm mặt (f) qua một chu trình được xác định rõ ràng cho mỗi thời kỳ mưa lũ (Xem thêm mục 6.4.2) Bắt đầu trận mưa giá trị cực đại của thấm bề mặt xuất hiện, f giảm dần Đầu tiên giá trị f giảm rất nhanh sau đó giảm dần và được mô tả bởi đường cong thấm Nguyên nhân của hiện tượng

này như là một kết quả của sự ép (nén) của bề mặt đất bởi các giọt mưa rơi, sự phồng lên của các hạt đất làm đóng kín những vết rạn nứt do sức đốt của mặt trời và những khe hở khác và sự bít kín của những khe hở bởi sự làm ướt của các hạt mịn đất sét Sau sự giảm nhanh ban đầu, khả năng thấm trở nên ổn định hoặc chỉ giảm rất chậm trong phần còn lại của trận mưa lũ và bắt đầu khôi phục ngay lập tức trạng thái ổn

định sau khi kết thúc mưa lũ Ông đã xác nhận rằng chu trình này của khả năng thấm do sự hoạt động của các quá trình biến đổi tính chất vật lý của đất làm hạn chế một lớp mỏng ở bề mặt đất ảnh hưởng đến quá trình thấm Nhiều hoạt động thí nghiệm sau này đã xác nhận hình dạng chung của đường cong khả năng thấm, nhưng

đã chỉ ra rằng sự giảm nhanh của khả năng thấm cũng do những nhân tố tác động bên trong hiện trạng đất, đặc biệt là đường dẫn dòng dài ra của việc lọc nước qua trận mưa, gradien độ ẩm ban đầu và sự biến đổi của tính dẫn thủy lực theo chiều sâu

Hình 7.4 ảnh hưởng của giáng thủy đến dòng chảy: lý thuyết Horton

Những điều kiện lý tưởng thuận lợi cho phát sinh của 'dòng chảy tràn Horton'

là ở nơi đất trần trụi bị phơi bày cho tác động của giọt mưa, như ở những vùng bán khô hạn và khô hạn ở vùng đông nam Hoa Kỳ, nơi mà Horton thực hiện những khảo sát của ông (Xem mục 7.3.2) Thậm chí ở đây, dòng chảy tràn được phát sinh bởi chỉ một tỉ lệ nhỏ qua những trận mưa Hơn nữa, sự xuất hiện của chảy tràn đã làm thay

đổi độ ẩm đất theo không gian trong một lưu vực và dòng chảy tràn có xu hướng tập trung ở nơi có lớp phủ vỏ cứng đất Điều này đã được Zhu và những người khác (1997) tìm thấy rõ ràng ở những vùng cao nguyên Loess của Trung Quốc và ở vùng Sahel của Niger ở hai vùng này các lớp phủ vỏ cứng bề mặt thấm thấp phát triển, thậm chí trên

đất pha cát dưới sâu có trồng trọt Đó là nguyên nhân làm tăng số lượng đáng kể của dòng chảy tràn (Rockstrom và Valentin, 1997) Trong những phần của sa mạc Negev, Israel, nơi mà có lớp phủ đất mặt bằng đồng cỏ tồn tại trong suốt thời gian trận mưa, thì lượng nước thấm đầu tiên thường chỉ vài millimet có thể xâm nhập qua những vết rạn nứt vân vân Sau đó trên lớp vỏ bắt đầu có hiện tượng nước chảy ở trên mặt giống như hiệu ứng nước chảy trên bề mặt đường rải nhựa (Van der Molen, 1983) Tóm lại, những hiện tượng liên quan đến chu trình khả năng thấm mặt trong

sự biến đổi ngắn hạn của dòng chảy như sau: Mưa cường độ cao xuất hiện lớn hơn cường độ thấm do đó làm xuất hiện dòng chảy tràn trong toàn bộ thời gian một trận mưa lũ, mặc dù hiện tượng này hiếm khi xuất hiện trên toàn bộ giới hạn của lưu vực Mưa cường độ trung bình sẽ không phát sinh dòng chảy tràn cho đến khi khả năng

thấm ban đầu giảm đi và đạt đến giá trị ổn định Mưa cường độ thấp không thể phát sinh dòng chảy tràn trên lưu vực Hơn nữa khả năng thấm sẽ giảm bớt liên tục qua những trận mưa lũ xuất hiện nối tiếp rất gần nhau Qua những trận mưa rơi muộn liên tục trong chuỗi bão lũ thì việc sản sinh dòng chảy tràn nhiều hơn, dòng chảy lũ lớn hơn hơn

7.4.2 Giả thuyết Hewlett

Hewlett cho rằng (Hewlett, 1961 A; Hewlett và Hibbert, 1967) trên nhiều diện tích lưu vực, thậm chí trong thời gian giáng thuỷ kéo dài và mãnh liệt, tất cả giáng thuỷ thấm vào mặt đất (Hình 7.5 (a)) Sự thấm mặt và dòng chảy sát mặt bên trong hiện trạng đất gây nên sự tăng mặt nước ngầm và làm bão hòa bề mặt nền, trước hết

ở những vùng mặt nước ngầm nông nằm ngay liền kề những lòng dẫn sông suối (Hình 7.5 (b)) và sau đó lan đến những dốc thung lũng thấp hơn Trong những vùng bão hòa

bề mặt này khả năng thấm nước vào đất là bằng 0 đối với tất cả giáng thuỷ rơi trên mặt đất Đối với bất kỳ cường độ mưa nào, giáng thuỷ là giáng thủy hiệu quả (Pe) hoặc là dòng chảy tràn Chúng ta có thể gọi dòng chảy này là dòng chảy tràn bão hòa (Q0(s)), trái với dòng chảy tràn vượt quá thấm (Qo) đã được Horton đưa ra ở trên Theo Hewlett, chỉ ở những vùng đã bão hoà lưu vực hoạt động của dòng chảy như một nguồn của dòng chảy nhanh; tất cả các vùng khác của lưu vực hút mưa rơi và hoặc trữ nó hoặc vận chuyển của nước là chuyển động của nước dưới đất Cũng cần chú ý rằng vùng có nguồn cho dòng chảy chuyển động nhanh có kích thước biến đổi và tăng lên cùng với quá trình mưa

Một trong những sự trùng hợp thú vị đó mà dường như đặc trưng cho sự tiến bộ khoa học, những ý tưởng tương tự được cải tiến một cách độc lập ở Pháp bởi Cappus (1960) xuất hiện đồng thời với giả thuyết của Hewlett Cappus đã có hỗ trợ cho Hewlett bởi các kết quả nghiên cứu ở mức độ phát triển nghiên cứu dạng sự chuyển

động của nước ở tầng dưới mặt đất qua những mặt cắt dốc thung lũng Điều này về sau được khái quát hóa bởi Toth (1962) trong mô hình đường trung tuyến của ông (Xem Hình 5.14), hình này cho thấy rằng sự thấm vào trong đất và sự lọc xuống phía dưới ở phần trên dốc, sự chuyển động nước theo hướng ngang xuyên ở giữa dốc và sự chuyển động hướng lên gần chân dốc đều phản ánh dạng phổ biến của áp suất nước trong lỗ hổng Trong những trường hợp như vậy sự tăng áp suất theo chiều sâu ở các dốc thấp hơn làm thuận lợi cho sự bão hòa nhanh chóng của các lớp bề mặt Thậm chí với những số lượng của nước được thêm vào mặt cắt đất không lớn cũng làm tăng sự thấm vào tầng sát mặt hoặc tăng dòng chảy sát mặt tầng nông Khả năng này đã được

dự đoán trong hai thập niên gần đây do Vaidhianathan và Singh (1942) và cơ sở vật lý của nó về sau được mô tả chi tiết bởi Gillham (1984)

Hình 7.5 ảnh hưởng của giáng thủy đến dòng chảy: hướng chảy theo lý thuyết Hewlett trong giai đoạn

đầu của trận mưa; (b) hướng chảy trong những giai đoạn sau của trận mưa

Những vùng nguồn không liên tục

Mặc dầu Hewlett đã ngụ ý ngay từ đầu rằng các vùng nguồn sát kề lòng dẫn có thể thay đổi nhưng công việc về sau lại chứng tỏ rằng những vùng bão hòa dòng chảy tràn có thể cũng xuất hiện một cách rộng rãi bên trong một vùng lưu vực, thường ở những vị trí xa các lòng dẫn dòng Hơn nữa, nếu những vùng không liên tục như vậy nhưng có kết nối thuỷ văn có hiệu quả với các đáy thung lũng hoặc những dốc thấp hơn chúng cũng có thể đóng góp dòng chảy nhanh cho lòng dẫn dòng Ngoài những vùng có vỏ phủ cứng, vỏ bị sự ép (nén) thì vùng có thực vật bao phủ thưa thớt hoặc mỏng, vùng xói mòn (Tất cả thường xuyên là kết quả sự can thiệp của con người), dòng chảy tràn vượt thấm cũng xuất hiện ở đây Những vùng nguồn không liên tục của dòng chảy nhanh thường xuất hiện ở nơi có sự quy tụ dòng chảy dẫn tới bão hoà

bề mặt và dòng chảy tràn bão hòa Ba vị trí tiêu biểu cho sự quy tụ dòng chảy này

đồng dạng khắp cả khu vực, tốc độ dòng chảy dưới mặt sẽ trực tiếp cân đối với gradien thủy lực để nước sẽ nhập vào một chỗ lõm từ những vùng không dốc nhanh chóng vùng dốc

(c) Những vùng đất mỏng hơn có khả năng giữ lại và khả năng truyền nước của

nó sẽ thấp hơn

Chỗ lõm xuống dốc được đánh giá dễ dàng hơn đất dưới sâu về dòng chảy tràn chảy nhanh cả trong lĩnh vực hoạt động và từ các bản đồ và ảnh chụp trên không Bởi vậy, tất yếu nhiều sự chú ý đã được dành cho những ảnh hưởng của chỗ lõm xuống dốc đến sự hình thành dòng chảy nhanh Zaslavsky và Sinai (1981) đã giới thiệu những phép đo đạc thực tế về sự sự tập trung nước trong đất ở những vùng lõm cho những vị trí ở Châu Âu, bao gồm những kết quả của chính mình nghiên cứu ở các vị trí gần Beer-Sheba, Israel Ngoài ra O'Loughlin (1981) đã sử dụng những mô hình máy tính để chứng minh rằng kích thước của đới bão hòa trên những sườn dốc nhấp nhô phụ thuộc chặt chẽ vào sự quy tụ hoặc sự phân kỳ địa hình Những người khác

đã nhấn mạnh mối quan hệ của động học những vùng dòng chảy nhanh liên quan chặt chẽ với cấu trúc địa mạo học (Beven và Wood, 1983) và tới thực vật (Gurnell và những người khác, 1985) Van de Griend và Engman (1985) bằng kỹ thuật cảm ứng

từ xa cũng tìm ra kết quả tương tự qua công việc khảo sát mô hình

Hình 7.6 Những vị trí tập trung nước quan trọng (chính) trên diện tích lưu vực

Một loại quy tụ dòng chảy thứ tư, được minh họa trong Hình 7.6 (d) Loại này xuất hiện khi nước lọc theo phương thẳng đứng xuyên qua một mặt cắt đất Một phần vì gradien thủy lực giảm khi dòng dẫn của nước lọc đi qua đường dẫn dài và một phần vì hầu hết đất không có khe nứt, kể cả loại đất sắp xếp thành từng lớp và như vậy nó biểu lộ một sự giảm của tính dẫn thủy lực theo độ sâu, tốc độ của sự lọc giảm theo độ sâu, dẫn tới làm giảm chuyển động của nước qua một lớp, hoặc nhiều lớp qua tầng đất bão hòa tạm thời Sự tích trữ nước của tầng nước mặt thường di chuyển xuống phía dưới dốc như dòng chảy sát mặt cho đến khi đạt đến trạng thái bão hòa đạt đến tận

bề mặt đất Tuy nhiên, ở những vùng bằng phẳng, hoặc ở những vùng dốc có lượng và cường độ mưa rất cao, dòng chảy tràn bão hòa sẽ được tạo ra Điều này có lẽ giống như một lớp cản trở xuất hiện ở tại những độ sâu nhỏ trong mặt cắt đất như lượng

đất tầng mặt màu lục ở trung tâm Châu Âu, hoặc với trận mưa nhiệt đới cường độ cao (ví dụ Bonell và Gilmour, 1978)

Sự tồn tại của các nguồn khác nhau trong các vùng không liên tục trên lưu vực

đem lại khái niệm mở rộng của Hewlett về sự phát sinh dòng chảy và phù hợp với đề nghị của Jones (1979) về điều kiện hình thành dòng chảy nhanh Điều kiện ở đây là

sự liên kết thuỷ văn thoả đáng cho phép những sự chuyển động nhanh của nước giữa những vùng không liên tục với lòng dẫn dòng với nhiều cơ chế kết nối đã được đề xư-ớng Một sự kết nối dòng chảy tràn được đề xuất bởi Engman và Rogowski (1974) là

sự kết nối một vùng nguồn nước không dốc gián đoạn, liên kết với nước ở các lớp đất mỏng hơn Hai ông đã sống ở những cánh đồng hoang và những vùng đất đá trơ trụi của vùng cao của nước Anh trong các điều kiện thời tiết khốc liệt tiêu biểu và đã hiểu

để minh họa hiện tượng chảy tràn bằng quan trắc thực tế ở những vùng này có sự kết hợp giữa những trận mưa lớn với chảy sát mặt ở các lớp đất nông có độ sâu khác nhau

là ví dụ để minh họa những điều kiện được mô tả của Engman và Rogowski

ở những nơi có lớp đất dày hơn, độ sâu lớn hơn, hoặc nơi có thực vật bao phủ dầy đặc hơn, những cơ chế kết nối khác giữa mưa và dòng chảy mặt thịnh hành hơn Việc thừa nhận một cách rộng rãi hơn về các quan điểm của họ đã xúc tiến sự xem xét vai trò của các lỗ hổng vĩ mô và các khe nứt vĩ mô (Xem chương 6) Hursh năm 1944

đã có đoán nhận ban đầu về lượng dòng chảy lớn chuyển động rối qua các lỗ hổng lớn tựa hình ống giống như những hang động vật hoặc những lòng dẫn rễ cây thối rữa, có thể dẫn dòng chảy lũ dưới mặt chuyển động rất nhanh chóng xuyên qua các lớp đất dốc ở phía Nam Appalachians Bonell và những người khác (1984) cũng có đoán nhận tương tự Tuy nhiên, những chỗ trống trong nhận thức thực tế về quá trình thủy văn nước dưới đất vẫn còn tồn tại và đã được các nhà thủy văn quan tâm Các kiến thức thiếu ở đây: quá trình biến đổi thủy văn thủy lực trong hệ thống khe nứt, lỗ rỗng phát triển lan rộng hơn các lỗ rỗng khe nứt “ống giả” trên đây (Jones, 1981) nhà thủy văn học như 'những cái ống giả' trái ngược với những cái ống thuỷ văn quan trọng và lan rộng hơn được hình thành bởi các quá trình thuỷ văn và thủy lực (Jones, 1981) Những loại ống, khe nứt thực gần đây này được tìm thấy trong một phạm vi rộng lớn bởi nhiều nhà thủy văn (Jones, 1981; Jones và Crane, 1984; Tanaka, 1982; Tsukamoto và những người khác, 1982; Walling và Burt, 1983; Hendriks, 1993) Các nhà thủy văn này đã nghiên cứu dòng chảy nhanh trên một không gian gấp hai lần hoặc thậm chí năm lần bề mặt nghiên cứu của Jones, 1987, 1997 b Ngoài những mạng lưới ống, những hệ thống kết nối với nhau khác của các khe nứt vĩ mô (như đã bàn luận trong Chương 6) có thể có khả năng chuyển một lượng dòng chảy nhanh tới những lòng dẫn dòng chảy

Vận tốc cao của ống dẫn, dòng chảy dưới mặt lỗ hổng vỹ mô gợi ý rằng nước đến lòng dẫn dòng bằng tuyến đường này sẽ là nguồn nước 'mới', tức là nước được thêm bởi trận lũ hiện thời, hơn là nước 'cũ', tức là nước mà được trữ trong lưu vực từ trước

sự xuất hiện trận lũ hiện thời Tuy nhiên, người nghiên cứu làm thí nghiệm trong một môi trường đa dạng (ví dụ Vilholth và Jensen, 1998; Vilholth và những người khác, 1998) xác nhận rằng hiệu quả thuỷ văn của những hệ thống lỗ hổng vĩ mô thay đổi theo những nhân tố đó là sự thay đổi trong cấu trúc đất và tình trạng nước mưa, nước trong đất ảnh hưởng tới sự trao đổi của nước giữa những không gian lỗ hổng vi mô và

hệ thống lỗ hổng vĩ mô Tương ứng với những kết quả nghiên cứu đã xuất hiện mâu thuẫn, thậm chí từ cùng vị trí nghiên cứu về quan điểm của Hewlett về nước 'cũ',

nước ‘mới’ thống trị trong biểu đồ của quá trình dòng chảy lũ, thậm chí ngay ở trong những vùng mà sự tồn tại của những lỗ hổng vĩ mô không chế Điều này đã được Sklash và những người khác (1986) và Pearce và những người khác (1986) chứng minh trên các lưu vực ở New Zeland Đặc biệt là kết quả phân tích ban đầu của Mosley (1979), trái ngược hẳn lại với các khái niệm ở trên và đã gợi ý rằng nước 'mới' thống trị dòng chảy lũ

Vai trò của dòng chảy sát mặt

Những thảo luận trước đó về các vùng có chứa nguồn nước ngầm khác nhau và các mối liên kết giữa chúng với mạng lưới lòng dẫn nói chung là không rõ ràng, trừ trong một số vùng bán khô hạn và khô hạn Hầu hết nước chuyển động đến các lòng dẫn sông suối (bao gồm một số phần của thành phần dòng chảy nhanh) là vận chuyển

ở dưới bề mặt đất như dòng chảy sát mặt (Qt) và dòng chảy ngầm (Qg) Hai dạng dòng chảy này rất quan trọng đối với dòng chảy trong sông ngòi và chuyển động quá chậm Hai loại dòng chảy này có phản ứng với giáng thuỷ trong thời gian ngắn Phần lớn chuyển động của hai loại dòng chảy này là theo hướng của gradien thủy lực Tuy vậy chúng vẫn có tính dị thường trong chuyển động đó là theo hướng tự nhiên của hiện trạng đất sườn dốc và sườn dốc có ảnh hưởng tới sự vận động của nước

Sự suy luận từ ‘mái nhà lợp lá’ của Zaslavsky và Sinai (1981) (Xem Hình 7.7) giúp giải thích hiện trạng đất sườn dốc dị hướng và dòng chảy mặt nhiều hay ít đã chuyển động song song với bề mặt dốc Không có nhà thủy văn học nào có thể đo đặc trưng thấm vào vật liệu lợp nhà bằng rơm rạ, đặc biệt đề nghị dùng rơm như một vật liệu lợp mái Tuy thế, ở đây có điều thú vị là trong những trận mưa lớn nhất, rơm lợp nhà vẫn khô, không có nước chảy qua mái rơm như dòng chảy ‘tràn’, không có dòng chảy ‘ngầm’ vào trong mái nhà trống và không có bằng chứng nào để nói ở đấy có những đới ‘bão hòa tạm thời ‘ Tức là ở đây toàn bộ lượng mưa được trút ra ngoài dọc theo lớp hẹp của bản thân mái lá (Hình 7.7 (a)) Mái nhà lợp lá làm việc bởi vì sự sắp thành hàng của rơm truyền tính thấm ưu đãi dọc theo những thân cây rơm do mái nhà có một góc dốc lớn Nếu mái nhà nằm phẳng ngang thì không có hiện tượng trên Trong trường hợp của đất trên một sườn dốc (Hình 7.7 (b)), chúng ta biết rằng, dù có hay không một lớp ngăn cản tồn tại ở phía dưới bề mặt đất, ở đây thường xuất hiện tính dẫn thủy lực chiếm ưu thế xuyên qua những lớp ở trên có một kết cấu mở hơn song song với bề mặt quyết định hướng dòng chảy giống như mái nhà lợp bằng tranh

Điều này có thể cho phép mặt cắt đất dốc khi có trận mưa chỉ phát sinh hoặc dòng chảy tràn mà không có dòng chảy ngầm lớn

Những thí nghiệm của Hewlett với các mô hình đất dốc (ví dụ Hewlett, 1961b; Hewlett và Hibbert, 1963) chỉ ra rằng các loại dòng chảy tràn trên đất dốc giống với những loại dòng chảy của một mái nhà lợp bằng lá và điều đó dẫn dắt Hewlett (1961a) thành lập đồ chỉ ra trong Hình 7.8 Hewlett chỉ ra không có dòng chảy tràn trên mái nhà lợp bằng rơm và không có sự bổ sung nước ngầm dưới sâu, thừa nhận rằng tất cả lượng mưa đã xâm nhập và sau đó được truyền xuyên qua mặt cắt đất Chú ý rằng việc xâm nhập trên bề mặt sườn dốc của lượng mưa đã đóng góp phần lớn cho dòng chảy lũ Với việc xuất hiện các trận mưa của liên tiếp sau đó trên vùng đất không dốc

đã làm cho nước trong đất được trữ lại trong những ngày và những tuần để tạo thành dòng chảy cơ bản (dòng chảy ngầm) bất cứ nơi nào có mưa rơi xuống phía dưới sườn dốc và mưa rơi ngay trên lòng dẫn đều cung cấp hầu hết cho dòng chảy lũ Mặc dù hiện nay có một số sự giải thích lại quá trình hình thành dòng chảy từ mưa, nhưng sơ

đồ trực giác ở phần trên chắc chắn đã thể hiện một trong số những sự tiến bộ về nhận thức đơn giản, quan trọng nhất trong lịch sử phát triển của thủy văn học

Hình 7.7 Sự giống nhau giữa vòm mái che và mặt cắt của những mô đất dốc trong qúa trình nước di

chuyển được thể hiện dưới dạng biểu đồ đường dẫn dòng chảy (a) a vòm mái che và b mặt cắt độ dốc

đất cùng với các lớp cản

Ban đầu, Hewlett nhận thấy thật khó có thể giải thích hai vấn đề dòng chảy sát mặt như thế nào và việc có một vận tốc chuyển động cực đại là 5-6 md-1 của dòng chảy sát mặt có thể chuyển động đến lòng dẫn dòng nhanh chóng để tạo thành biểu đồ quá trình lũ

Hai vấn đề trên được chỉ ra trong Hình 7.8 với ngụ ý rằng: (i) hầu hết đóng góp dòng chảy sát mặt đến là từ các dốc thấp hơn, chuyển động tới lòng dẫn, và (ii) sự mở rộng của vùng ven sông của vùng đất bão hòa bề mặt, mở rộng khu vực tiếp nhận mưa trực tiếp, rút ngắn thời gian tạo thành loại dòng chảy có hiệu quả cho dòng chảy sát mặt từ những phần dốc ở xa hơn Cuối cùng Hewlett đã thừa nhận rằng, trong những hoàn cảnh nhất định, nước trong đất có thể di chuyển bởi một quá trình của 'sự thế chỗ nước trong các ống pit-tông' hoặc 'dòng chảy tịnh tiến' thay đổi qua các trận mưa liên tục Điều đó có nghĩa là nước trong các pit-tông dần mới qua các trận mưa và có sự mới đổi chỗ cho nước mới thay nước cũ và có sự tăng dần hơn trước, làm cho nước cũ trong pit-tông thoát ra ở thời điểm cuối hành trình của nước tại mặt cắt sườn dốc

Hình 7.8 Sự liên quan tương đối giữa lượng mưa rơi tới lưu lượng dòng chảy (từ biểu đồ gốc của

Hewlett, 1961)

Quá trình này đã được xác nhận bởi Horton và Hawkins (1965) trong các thí nghiệm ở phòng thí nghiệm Trong khi mưa xuất hiện nước nặng được thêm vào ở phần trên của một cột thẳng đứng trong đất ẩm mà sau đó được chảy ra tới các kênh tưới nước liên tiếp qua các trận mưa đã được mô phỏng Bỏ qua những ảnh hưởng của

sự phân tán khi mỗi trận mưa mới xuất hiện sẽ gây ra một sự thải xuống phía dưới một lượng nước đi theo và một sự thải ra một lượng nước tương ứng vào trong lòng dẫn từ đáy của cột đất Dần dần, sau khi tưới đủ chính bản thân lượng nước mới lại nẩy sinh trong các pit-tông Lưu tâm tới hiện trạng các lỗ trong đất được xem như một cột nước nghiêng nhận được đầu vào của lượng mưa, Hewlett và Hibbert (1967)

đã viện dẫn quá trình dịch chuyển nước trong các pit-tông để giải thích tại sao mỗi

đầu vào của trận mưa có thể được kèm theo một sự chảy ra tức thời thực tế của tầng nước mặt ở chân dốc Sự xác nhận tiếp theo của sự đóng góp quan trọng của nước tới biểu đồ quá trình dòng chảy mưa lũ sự tích trữ dần dần lượng nước vào trong đất nhờ chuyển động ngang qua một phạm vi rộng của những điều kiện lưu vực (Buttle, 1994) Trong một ví dụ khác đã cho phép đo chi tiết những thuộc tính thủy lực của nước trong đất và hóa học nước trong đất là cơ sở của những cố gắng để xây dựng mô hình hoá thành công quá trình vận động trên sườn dốc của nước (Taha và những người khác, 1998)

Một hạn chế của giải thích này là sự tương ứng khi một đầu vào đã cho sẽ dẫn

đến một đầu ra tương ứng chỉ đúng khi khả năng trữ ẩm sẵn có bên trong hệ thống

đất đã được lấp đầy hoặc gần đầy Trong những điều kiện khô hạn hơn mà các đầu vào trận mưa và hoặc những sự vận động của nước trong đất sẽ được sử dụng để 'làm lấp đầy' lượng trữ nước trong đất hơn là để duy trì dây chuyền của những sự vận

động tương ứng giữa đầu vào và đầu ra Điều này có nghĩa là cơ chế đó sẽ là có hiệu quả nhất sau một thời kỳ mưa dài và hoặc trên các dốc thấp hơn đã đủ ẩm (tức là ẩm

ướt hơn) Điều đó đã được xác nhận bằng suy luận trực giác từ sơ đồ ban đầu của Hewlett

Hewlett và Hibbert đã cố tìm kiếm những khẳng định xa hơn của vai trò chủ

đạo của dòng chảy sát mặt từ các mô hình đất dốc được viện dẫn ở trên Một khối đất dốc được làm ướt một cách kỹ lưỡng, có vật bao phủ bề mặt để ngăn ngừa sự bay hơi

và sau đó tiến hành rút kiệt nước trong đất, trong thời gian dòng chảy ra được đo liên tục Các ống dòng chảy ra đã thiết lập một mặt nước ngầm tự do, phần tử 0 của dữ liệu cho tất cả các phép đo là mặt dưới của một tầng đất giống như cái nêm đã bão hoà Số liệu lượng ẩm trong đất và dòng chảy ra từ lớp đất được giải thích là hệ thống thoát nước không bão hòa từ lớp phủ đất một mình đã có đủ lượng nước tương tứng với lượng nước tính toán ứng với quá trình lũ xuống trên biểu đồ quá trình lũ trong những lưu vực, có dốc rừng được che phủ và có cái nêm bão hoà ẩm của tầng đất gồm rất nhiều ống dẫn nước ‘… Xuyên qua các lớp đất một lượng ẩm trong đất từ từ chuyển qua các lớp đất để ra dòng chảy nhập vào lòng dẫn' (Hewlett và Hibbert, 1963) Hai thập niên sau Boughton và Freebairn (1985) đã giới thiệu số liệu của các nghiên cứu từ năm lưu vực nông nghiệp nhỏ ở phía đông nam Queensland, Australia

Số liệu này cho thấy những tốc độ và những nguồn của dòng chảy sát mặt hiển nhiên

có trong các đường quá trình dòng chảy đã ghi nhận được là dòng chảy ở độ sâu của lớp đất trồng trọt tầng trên

Vai trò của nước ngầm

Mặc dù những kết luận của Hewlett và Hibbert về vai trò của nêm đất ẩm ở chân dốc đã bão hòa đúng là những điều kiện kiểm tra mối quan hệ giữa các thành phần dòng chảy đã bão hòa và chưa bão hòa của thủy văn học sườn dốc và nêm đất

ẩm bão hoà là một hàm của góc dốc Hewlett (1982a) đã đưa ra một tóm lược ngắn gọn như sau:

Khối đất có độ dốc càng lớn thì càng có khuynh hướng đóng góp dòng chảy chưa bão hoà cho dòng chảy bão hoà càng lớn hơn Trong những lưu vực bằng phẳng, kho nước ngầm chiếm tỷ lệ phần trăm rất lớn trong toàn bộ lượng của lưu vực trữ Trong

những lưu vực dốc, lượng trữ ẩm trong đất chiếm tỷ lệ phần trăm lớn hơn Về lâu dài

có xu hương nước sẽ chảy đến từ nơi có nước nguồn nước lớn

Trong một ý nghĩa nào đó điều này nói lại một cách đơn giản quan điểm đã được thiết lập từ lâu rằng ở những lưu vực khả năng ngấm ở vùng đất cao sẽ lớn hơn ở những vùng đất thấp của các lưu vực Và nước ngầm là thành phần quan trọng của dòng chảy Tuy nhiên, ở những vùng như vậy cường độ tập trung nước ngầm lớn có tác dụng làm giảm dòng chảy của các dòng sông trong khi mưa Ngược lại, sự liên quan trong mục này là với trường hợp mà nước ngầm có thể đóng góp chính cho biểu

đồ quá trình dòng chảy lũ Trong một phạm vi rộng của những điều kiện địa lý thuỷ văn và địa hình của lưu vực sự phản ứng của các dòng sông với giáng thuỷ trong lưu vực có nước ngầm lớn là vừa nhanh lại vừa rõ rệt Hursh và Brater (1941) đã thực sự chỉ ra vai trò như vậy cho nước ngầm gần những lòng dẫn dòng sông ngòi, mặc dầu về

sau đã có nhiều bằng chứng ảnh hưởng của nước ngầm còn lan rộng ra trên lưu vực Dựa vào những phép đo đạc kiểm tra đã được sử dụng cho thấy nước ngầm có thể là một thành phần tích cực và chính của dòng chảy lũ (ví dụ Pinder và Jones, 1969; Dincer và những người khác, 1970; Martinec và những người khác, 1974; Sklash và Farvolden, 1979) Điều này đã được minh họa đặc biệt bởi O'Brien (1977), người đã tìm thấy rằng nước ngầm tính toán chiếm 93% dòng chảy hàng năm từ hai lưu vực

đất ẩm ở Massachusetts, và bởi Zaltsberg (1987) người đã chỉ ra rằng nước ngầm

đóng góp khoảng 30% dòng chảy lũ mùa hè ở lưu vực Wilson Creek ở Manitoba

Nơi mặt nước ngầm nông thì thịnh hành tầng nước ngầm sát mặt đất và tầng nước mặt tất yếu được nối gần với nhau với tầng nước ngầm Tương ứng, ở những quốc gia giống như Hà Lan, vai trò quan trọng của nước ngầm trong việc phát sinh dòng chảy đã được đoán nhận rõ ràng (ví dụ De Vries, 1976; Ernst, 1978) và dòng chảy sông ngòi đã được nghiên cứu bằng việc sử dụng kết hợp mô hình tầng nước ngầm và tầng nước mặt (ví dụ Querner 1997) Thú vị, ở đây có sự trùng hợp của một khái niệm về nền tảng nước ngầm của 'các vùng nguồn khác nhau' của De Zeeuw (1966) đã trùng với khái niệm của Hewlett De Zeeuw đã tranh luận rằng ở Hà Lan,

sự phản ứng của dòng chảy trong cống và dòng chảy trong rãnh với giáng thuỷ phụ thuộc vào số cống và mương đủ độ sâu cắt mặt nước ngầm và sẽ nhận lưu lượng hoạt

động nhanh hơn (tức là cục bộ) so với sự thấm chậm hơn (tức là địa phương) của dòng chảy ngầm Khi mực nước ngầm tăng lên, thì nhiều cống và rãnh hơn nhận được dòng chảy địa phương nhanh hơn

Trong những hoàn cảnh khác, khả năng của nước ngầm đóng góp một cách

đáng kể cho quá trình lũ do xuất hiện sự hình thành một dải nước ngầm liền kề với lòng dẫn dòng, như được minh họa trong Hình 7.9 (b) Một đặc tính như vậy được xác

định bởi Ragan (1968) và Hewlett (1969) người đã viện dẫn '… Một sự tăng lên phù

du trong mực nước ngầm' gần lòng dẫn dòng đã giúp tạo ra quá trình lũ Về sau, Sklash và Farvolden (1979) sử dụng các kết quả nghiên cứu bằng cách mô phỏng trên máy tính đã chỉ ra rằng sự hình thành của một dải nước ngầm, cùng với địa hình dốc

đã tạo ra kết quả làm tăng gradien thuỷ lực và làm tăng diện tích tích lưu lượng nước ngầm và tạo ra khả năng đóng góp nước ngầm lớn hơn cho lòng dẫn dòng

Hai nhân tố thúc đẩy sự hình thành của một dải nước ngầm gần lòng dẫn dòng rất được chú ý: Thứ nhất, độ dốc có lợi để tạo lượng ẩm tiềm tàng trong những vùng dốc thấp hơn, phần nàymà được bàn luận trong những đoạn mở đầu của mục 7.4.2

Điều này có nghĩa rằng những đầu vào tạo nên lượng thấm lớn sẽ gây ra sự tăng nhanh của tiềm năng ẩm trong những lớp bề mặt (ví dụ Abdul và Gillham, 1984) Hai

là, ở những khu vực cạnh thung lũng thấp hơn thường thì lõm trong mặt cắt và bởi vậy là những khu vực quy tụ các đường dòng chảy dưới mặt không phải chỉ nẩy sinh ở

bề mặt nền, dẫn tới sự bão hòa bề mặt, mà còn được làm lệch hướng dòng chảy xuống phía dưới (xem Hình 7.9 (a)), dẫn tới tập trung nước ngầm phục hồi ( Zaslavsky và Sinai, 1981)

Hình 7.9 như vậy phục vụ để tổng kết giả thuyết Hewlett về sự hình thành dòng chảy Nước từ trận mưa và tuyết tan ngấm qua mặt dốc và chuyển động như dòng chảy sát mặt (bao gồm dòng chảy qua lỗ hổng vỹ mô) trong lớp vỏ dốc (a) Sự quy

tụ và sự thấm vào trong những vùng dốc thấp hơn dẫn tới sự bão hòa bề mặt và phục hồi nước ngầm và sẽ tạo ra cả một dòng chảy tràn và đóng góp cho nước ngầm cho

đường quá trình dòng chảy lũ (b), với dải nước ngầm hòa trộn dần dần trong một số vị trí vào trong một vùng ven sông rộng hơn của sự bão hòa bề mặt (c) với trận mưa xa dòng chảy, có thể chảy trên dốc và chuyển động về phía dốc thấp hơn

Hình 7.9 ảnh hưởng của giáng thủy đến dòng chảy: biểu đồ tổng hợp bao gồm dòng chảy nền và dòng

chảy mao dẫn Theo dõi diễn giải phía dưới

7.4.3 Những điểm nổi bật của giả thuyết Hewlett?

Những điểm nổi bật của giả thuyết Hewlett là:

Nó xem xét tính đa dạng rộng lớn của những sự quan trắc dòng chảy thực địa;

Nó kết hợp được những khía cạnh động học thực tế quan trọng của với quá trình dòng chảy, ví dụ hiệu ứng phi tuyến cố hữu của vùng nguồn nước khác nhau với quá trình dòng chảy;

Nó xuất hiện để điều tiết toàn bộ phạm vi của các quá trình dòng chảy từ dòng chảy tràn 'Horton' (bao gồm trường hợp cực hạn của đường quá trình dòng chảy trên bến để xe tới lưu vực xốp tại dưới sâu có độ dài lòng dẫn ổn định, trong đó tổng lượng

dòng chảy được dẫn xuất ra gần bằng tổng các thành phần dòng chảy dưới mặt

Nói cách khác, dòng chảy tràn vượt thấm được mô tả bởi Horton có thể được xem xét như một ví dụ của dòng chảy tràn bão hòa trong những điều kiện mà tốc độ thấm thấp hơn nhiều so với những cường độ trận mưa Sự tập trung dòng chảy theo phương thẳng đứng nhanh dẫn đến việc tạo thành ao hồ trên bề mặt đất rất nhanh chóng Tuy nhiên, một số nhà thủy văn học coi hiện tượng này như là một quá trình 'khác' trong đó những điều kiện môi trường đã làm cho tốc độ thấm đặc biệt thấp hơn cường độ trận mưa đặc biệt cao Hai môi trường mà trong đó các điều kiện 'khác thường' phù hợp nhất là các vùng rừng mưa nhiệt đới và các vùng khô hạn/bán khô hạn

Như đã chú ý trong mục 7.3.2, các dốc khô hạn và bán khô hạn được phủ thực vật thưa thớt là những điều kiện lý tưởng cho sự phát sinh của dòng chảy tràn vượt thấm, đặc biệt là những nơi mặt đất có vỏ cứng bề mặt Những kết quả thí nghiệm của Walnut Gulch ở Arizona, Hoa Kỳ (Abrahams và những người khác, 1994), vùng bán hoang mạc nhiệt đới của địa thế hơi dốc ở Queensland, Australia (Bonell và Williams, 1986) và cho nhiều loại đất ở vùng Địa Trung Hải (Morin và Jarosch, 1977)

đã được giới thiệu và là tài liệu điển hình cho loại dòng chảy này ở những vùng như vậy tốc độ thấm giảm nhanh chóng trong thời gian mưa lũ và dòng chảy chứa đựng các thành phần gần như không có dòng chảy dưới mặt hoặc dòng chảy sát mặt Sự hình thành lớp vỏ trên đất đồng cỏ là nguyên nhân chính giải thích sự giảm nhanh chóng trong tốc độ thấm và dẫn đến tính dẫn thủy lực ở bề mặt có cường độ thấp hơn

so với những lớp dưới mặt (Morin và những người khác, 1981; Agassi và những người khác, 1985)

Ngược lại, cũng có những tài liệu nghiên cứu khác gợi ý rằng dòng chảy tràn 'Horton' có thể không giống dòng chảy tràn trong tất cả các vùng có điều kiện bán khô hạn và khô hạn Ví dụ, trong những khảo sát thuỷ văn mở rộng trong một vài thập niên về lưu vực dốc ở vùng bán hoang mạc tây nam Hoa Kỳ, dòng chảy tràn mở rộng chưa có thể quan trắc được Một lần nữa, các thí nghiệm nghiên cứu ở Tây Ban Nha cho thấy rằng dòng chảy nhanh xuất hiện không phải do dòng chảy tràn vượt thấm

mà là do dòng chảy tràn bão hoà không thể mặt cắt (Scoging và Thornes, 1979)

Những môi trường rừng mưa nhiệt đới, thông thường liên quan đến cường độ

m-ưa cao, cũng xuất hiện những điều kiện bổ xung dẫn tới sự hình thành của dòng chảy tràn vượt thấm Tuy nhiên, từ những kết quả nghiên cứu mở rộng của Bruijnzeel (1990) và Anderson và Spencer (1991) đã khẳng định rằng những khả năng thấm của

đất rừng nói chung là cao, phần lớn là do sự có mặt của một lớp mùn Như một kết quả, dòng chảy tràn vượt thấm là một hiện tượng hiếm có, chỉ xuất hiện ở nơi đất trần trụị được phơi bày bởi loại bãi rác cây đổ, hoặc lở đất, hoặc dòng chảy từ nhánh cây (Xem Chương 3) làm tăng dòng chảy của nước chảy tới góc những thân cây Mặt khác, dòng chảy tràn bão hòa có vẻ đóng góp một lượng nhiều hơn Ví dụ, trong một lưu vực nhiệt đới nhỏ ở Brazil, Nortcliffe và Thornes (1984) đã chỉ ra rằng tổng lượng dòng chảy nhanh thành phần đóng gốp gần như chủ yếu do dòng chảy tràn bão hòa ở vùng kề bên lòng dẫn của những vùng đồng bằng ngập lụt Kết quả này về sau được xác nhận cho một lưu vực tương tự bởi Hodnett và những người khác (1997) ở phía Bắc Queensland, Australia (Bonell và những người khác, 1983), nơi mà đất bề mặt có

độ cao lớn và ở dưới địa tầng tại độ sâu nhỏ có một tầng đất thịt tương đối không thấm nên đã làm cho dòng chảy tràn bão hoà lan rộng khi có những trận mưa hàng

ngày lớn, thường vượt hơn 250 mm Những trận mưa này đã gây ra một mặt nước ngầm tầng dâng lên cao tới bề mặt (Hình 7.10 (a))

Nói tóm lại, từ các kết quả nghiên cứu đã xác nhận rằng, khi ở những vùng nhiệt đới, ôn đới có đầy đủ các loại dòng chảy trên các dốc rừng Độ lớn của dòng chảy mặt và sát mặt và quá trình dòng chảy phụ thuộc rất nhiều vào điều kiện địa lý tự nhiên của mặt đệm (Hình 7.10) Thực vậy, Cassells và những người khác (1985) đã cho rằng sự khác nhau đáng kể chính giữa những quá trình dòng chảy ở những lưu vực điển hình của vùng nhiệt đới và ôn đới Về sau này, những vùng ẩm được mở rộng

ra các lưu vực trong suốt thời gian mưa lũ rộng hơn những vùng ven sông Vì lượng nước đất mùa ẩm ướt cao như những vùng này nên ở đây có thể quy hoạch lại gần nh-

ư ngay lập tức để chống các trận lũ mãnh liệt Như một kết quả của dòng chảy chảy

ra từ bề mặt của những vùng lan rộng này, dòng chảy nhanh tất nhiên được tính toán với một tỉ lệ lớn trong toàn bộ dòng chảy

Hình 7.10 Đường dẫn dòng chảy tại vị trí mưa lớn vùng nhiệt đới (từ biểu đồ gốc của Douglas và

Spencer, 1985)

Những kết quả nghiên cứu này gợi ý rằng những điều kiện ở vùng hoang mạc/bán hoang mạc không có mưa là những trường hợp ngoại lệ của giả thuyết

Hewlett về sự phát sinh dòng chảy Thay vào đó, các yếu tố sườn dốc như độ dốc, thành phần và kết cấu đất sườn dốc và thực vật dốc luôn ở trạng thái cân bằng sinh thái để cho giáng thuỷ có thể xâm nhập bề mặt đất Chỉ những nơi mà một hoặc nhiều những nhân tố (hệ số) sườn dốc đã bị giảm nhẹ mạnh mẽ, thông thường là do hoạt động của con người hoặc quá trình diễn biến của những sự kiện thời tiết ‘thảm hoạ’ đã làm xuất hiện dòng chảy tràn mở rộng Điều này không phải như là toàn bộ

bề mặt đất bị nứt nẻ bởi những đường khe mà chỉ xuất hiện cục bộ Khái niệm của các vùng nguồn thay đổi (hoặc bộ phận) là một hiện tượng để giải thích sự vắng bóng của dòng chảy tràn mở rộng với tính biến thiên không gian của dòng chảy trong lòng dẫn (ví dụ Huff và những người khác, 1982) và sự phản ứng nhanh chóng của đa số các trường hợp xuất hiện dòng chảy gắn liền với giáng thủy bị hạn chế sự chuyển động trên bề mặt của nước tới những vùng có hạn của một lưu vực

ở lòng dẫn dòng chảy, dòng chảy sát mặt tiếp theo, và cuối cùng dòng chảy ngầm đến

là chậm nhất Tuy vậy, 'sự phân tích quá trình dòng chảy' là một công cụ quản lý và

điều tra qúi giá tiềm tàng để cho phép phân tách theo lý thuyết thể tích, lưu lượng nước mặt, nước ngầm trên biểu đồ quá trình lưu lượng vào mặt cắt cửa ra do thành phần dòng chảy nhanh và dòng chảy ngưng trệ tạo nên

Với các lưu vực tương đối đơn giản khác kỹ thuật phân tách đường quá trình dòng chảy hiện thời, tin cậy, phần lớn dựa trên một sự phân chia tuỳ ý giữa dòng chảy nhanh và dòng chảy ngưng trệ dựa vào cơ sở rất đơn giản là dựa vào thời gian

đến lòng dẫn của hai loại dòng trên Một cách tiếp cận được sử dụng rộng rãi được đề suất bởi Hewlett và Hibbert (1967) trong đó dòng chảy nhanh được phân ra từ dòng chảy ngưng trệ bởi một đường thẳng có độ dốc không đổi (0.000546 m3s-1km-2h-1 hoặc 0.0472 mmd-1) Đường thẳng này dự kiến từ điểm bắt đầu của một sự tăng dòng chảy

đến điểm uốn nằm trên nhánh xuống của đường quá trình lưu lượng (Hình 7.11) Giá trị điểm uốn này được chọn bởi dấu hiệu tại đó nó giảm rõ rệt hơn dao động hằng ngày bình thường của dòng chảy và trong một thời gian tương đối ngắn trên biểu đồ quá trình lưu lượng một đỉnh ở nhánh xuống ở vùng nghiên cứu Thường chọn những trận lũ lớn và được phân ra các thời kỳ khoảng ba ngày để tính toán lưu lượng phân tách Kỹ thuật này đã được áp dụng thành công cho nhiều vùng bằng sử dụng đường cong nước rút từ đó chọn ra các giá trị thích hợp cho độ dốc của đường phân tách

Hình 7.11 Sự chia tách biểu đồ dòng chảy thành dòng chảy nhanh và dòng chảy chậm sử dụng độ dốc

không đổi = 0.000546 m 3 s -1 km 2 h -1 or 0.0472 mmd -1 (theo biểu đồ gốc của J.D.Hewlett và A.R Hibbert,

trong Thủy văn rừng 1967, Pergamon Press Ltd.)

Mặt khác, kỹ thuật tách đồ thị được minh họa trong Hình 7.12 Ví dụ, dòng chảy nhanh và dòng chảy cơ sở có thể được phân ra bởi việc vẽ một đường thẳng từ chỗ gãy gấp của dốc X nơi mà lưu lượng bắt đầu tăng thêm tới một điểm đã chọn (Z) trên nhánh rút xuống của đường quá trình dòng chảy

Hình 7.12 Những phương pháp khác cho chia chắt biểu đồ dòng chảy Xem diễn giải bên dưới

Điểm Z có thể được định vị tại điểm cong nhất gần điểm kết thúc thấp nhất của nhánh rút xuống (đường 1) hoặc tại một khoảng thời gian cho trước (N) khi xuất hiện

đỉnh dòng chảy (đường 2), trong đó N có xu hướng thay đổi theo kích thước lưu vực Như một sự lựa chọn, đường cong rút nước dòng chảy cơ bản trước lũ (AX) có thể dự kiến trước đúng lúc với một điểm ở dưới đỉnh của đường quá trình dòng chảy và sau

đó nối bởi một đường thẳng khác tới một điểm đã chọn Z (đường 3) Cuối cùng, sự xấp

xỉ đơn giản nhất là của một đường thẳng nằm ngang vẽ từ điểm X tới điểm giao nhau với nhánh rút xuống (đường 4)

Hình 7.13 Đồ thị minh họa (a) quá trình trữ của bờ sông; và (b) ảnh hưởng của nó đến việc chia tách của

dòng chảy nhanh và dòng chảy chậm

Khi các đỉnh dòng chảy thượng nguồn di chuyển xuống dưới lòng dẫn vào những điểm đạt tới vùng đất thấp của các lưu vực sông, nơi mà các bãi ngập lụt thư-ờng được phát triển đầy đủ, một tỉ lệ đáng kể của thể tích dòng chảy nhanh có thể tạm thời được giữ trong các bờ bãi ngập lụt Lượng trữ bờ bãi này làm giảm độ cao của

đỉnh và kéo dài thời gian xuống của quá trình lưu lượng lũ (ví dụ Neuman và Witherspoon, 1970; Whiting và Pomeranets, 1997) Hình 7.13 cho thấy rằng, với sự

đến nơi của mực nước đỉnh lũ trong lòng dẫn tăng thêm từ trạng thái 1 sang trạng thái 2 dẫn tới dòng nước từ lòng dẫn vào vùng bờ bãi kề bên Lượng trữ bờ này bắt

đầu rút kiệt trở lại vào trong lòng dẫn khi đỉnh lũ đã đi qua và mực nước lòng dẫn giảm tới trạng thái 3 Trong những hoàn cảnh này một sự tách ra bằng đường thẳng giữa dòng chảy nhanh và dòng chảy ngưng trệ rõ ràng là không thích hợp

Vì chất lượng của nước có thể phản ánh dạng dòng chảy của nước cung cấp cho lòng dẫn (ví dụ mục 5.5.7 và Chương 8) nên ở đây đã cố gắng phân những thành phần dòng chảy của đường quá trình dòng chảy thành dòng chảy nhanh và ngưng trệ hoặc thành phần ion hoặc nhiệt độ nước Việc sử dụng tính dẫn nước như một đại diện cho những sự tập trung ion đã bắt gặp với nhiều tài liệu và có thành công (ví dụ Nakamura, 1971; Anderson và Burt, 1982; Calles, 1985) Nói chung những kết quả này đã cải thiện phương pháp nghiên cứu bởi sự phân tích của những phần tử ion đặc