Các quá trình vật lý và hóa học của hồ - Chương 2 pot

Việc xác định cân bằng n‡ớc của bất kỳ vμo từng thμnh phần của hệ thống thủy văn với sự l‡u tâm tới những nguyên lý cơ bản về sự vận động của n‡ớc, các giả thiết cần để sử dụng, lựa chọn

Ch €ơng 2 Các Quá Trình Thủy Văn Vμ Cân bằng N €ớc Của Hồ

Giới thiệu

Hồ t‡ơng tác với mọi thμnh phần của hệ thống thủy văn: n‡ớc khí quyển, n‡ớcmặt vμ n‡ớc ngầm Những thông l‡ợng n‡ớc đến vμ đi khỏi các hồ t‡ơng ứng

đối t‡ợng tính toán nμo, dù nó lμ

hồ, đầm lầy, hay đồng bằng ngập lụt đều đòi hỏi phải xem xét đến toμn bộ hệ thống thủy văn; do đó, cần phải có ý kiến về mặt chuyên môn của một chuyêngia thủy văn hoặc một đội ngũ các chuyên gia về các nhánh của thủy văn học Vì ý kiến chuyên môn không phải lμ có sẵn trong nhiều nghiên cứu, thông th‡ờng cân bằng n‡ớc có chất l‡ợng khác nhau trong các tr‡ờng hợp khácnhau

Tính bất định trong khả năng so sánh cân bằng n‡ớc nμy đã hạn chế sự nâng cao hiểu biết về thủy văn hồ, cũng nh‡ cơ hội để so sánh giữa các tình huống.Hơn nữa, phần lớn các cân bằng n‡ớc không bao gồm sự đánh giá mức độ bất

định của các giá trị thủy văn cần tính toán (Winter 1981), cũng hạn chế sự hữu dụng của chúng

Để xác định cân bằng n‡ớc vμ có thể sử dụng nó với một mức tin cậy, cần phải

có nhận thức về những nguyên lý cơ bản, các kỹ thuật đo đạc, vμ những hiểu biết về tính bất định về giá trị của các yếu tố thủy văn khác nhau co t‡ơng tác với hồ Mục đích của ch‡ơng nμy lμ cung cấp một nền tảng để từ đó phát triển

sự hiểu biết về những quá trình thủy văn liên quan đến hồ Ch‡ơng nμy h‡ớng

vơqí các thμnh phần nμy thể hiện cân bằng n‡ớc của hồ Về mặt toán học, khái niệm cân bằng n‡ớc dễ lầm t‡ởng đơn giản lμ: l‡ợng n‡ớc gia nhập cân bằng với l‡ợng n‡ớc thoát hoặc sự thay đổi l‡ợng trữ (có thể âm hoặc d‡ơng) Tuy nhiên, trong thực tế, đo đạc một cách chính xác các thμnh phần n‡ớc đến vμ đi khỏi hồ lμ không đơn giản, bởi vì có nhiều quan niệm khác nhau về sự biếnthiên của các quá trình thủy văn vμ khả năng đánh giá các thμnh phần thủy văn còn hạn

Cân bằng n‡ớc lμ một thμnh phần quan trọng của nhiều nghiên cứu Nó đ‡ợc

đề cập đến chủ yếu do các mối quan tâm về hóa học hay sinh học Cần phải biết những đ‡ờng dẫn n‡ớc để xác định vận chuyển hóa học; bởi vậy, cân bằng n‡ớc

đ‡ợc xác định cho một số l‡ợng lớn các mục đích khoa học vμ quản lý khácnhau Việc xác định cân bằng n‡ớc của bất kỳ

vμo từng thμnh phần của hệ thống thủy văn với sự l‡u tâm tới những nguyên

lý cơ bản về sự vận động của n‡ớc, các giả thiết cần để sử dụng, lựa chọn các phép đo hoặc tính toán, vμ độ bất định về giá trị đ‡ợc xác định bởi các ph‡ơngpháp khác nhau

Hệ thống thủy văn hồ

Xem xét hồ nh‡ một đối t‡ợng tính toán có thể nhận thấy, hồ nhận n‡ớc từ:(1) khí quyển, bởi giáng thủy trực tiếp trên bề mặt của hồ,

(2) n‡ớc mặt, bởi dòng chảy tới hồ, từ các sông suối, bởi dòng chảy trμn hay dòng chảy s‡ờn dốc, vμ

(3) n‡ớc ngầm, bởi quá trình thấm vμo trong hồ

Hồ mất n‡ớc từ:

(1) khí quyển, bởi sự bay hơi trực tiếp từ bề mặt hồ,

(2) n‡ớc mặt, bởi dòng chảy mặt đi ra từ hồ, vμ

(3) n‡ớc ngầm, bởi sự ngấm ra từ hồ Trong một thời đoạn nμo đó, sự bất cân bằng giữa nguồn đến vμ tổn thất dẫn đến sự thay đổi l‡ợng trữ, đ‡ợc phản

số l‡ợng vμ khoảng cách những trạm đo giáng thủy ở hồ Với những thμnhphần khác, không thể đo đạc trực tiếp những giá trị dòng chảy một cách chính xác Ví dụ, bốc hơi, chảy trμn, vμ n‡ớc ngầm chảy vμo hay chảy ra nói chung,cần đ‡ợc tính toán từ nhiều loại số liệu thủy văn vμ khí hậu khác nhau

Mặc dù có thể đo đ‡ợc dòng chảy ngầm một cách trực tiếp bằng việc sử dụng những đồng hồ đo thấm, hầu hết những thiết bị nμy th‡ờng chỉ đ‡ợc sử dụng tại những điểm mẫu lựa chọn trong không gian vμ thời gian, chứ không theodõi liên tục Hơn nữa, mặc dù một số thμnh phần thủy văn có thể đo đ‡ợc tại ranh giới của hồ, để hiểu vμ mô hình hóa sự cân bằng n‡ớc của hồ, đặc biệt lμ

sự t‡ơng tác giữa hồ với những thμnh phần n‡ớc mặt vμ n‡ớc ngầm, cần thiết phải có một kiến thức về đ‡ờng dòng bên trong l‡u vực n‡ớc mặt vμ n‡ớcngầm liên quan đến hồ

2.1 Sự t}ơng tác của hồ với n}ớc khí quyển

2.1.1 Giáng thủy

Sự vận động của n‡ớc trong khí quyển biến động lớn theo không gian, thời gian

vμ rất phức tạp Điều nμy cũng đúng cho các yếu tố thμnh tạo giáng thuỷ Bởi

vậy, lâu nay nó vẫn lμ một thách thức cho các nhμ thủy văn học để đo đạc hoặc

giống

tính toán lớp giáng thủy của khu vực Những kiểu thời tiết khác nhau gây ra những loại giáng thủy khác nhau Trong một số vùng vμ vμo những mùa nhất

định, phổ biến, những kiểu thời tiết giống nhau, dẫn đến giáng thủy

nhau trên khu vực; phép đo giáng thủy d‡ới những điều kiện nμy có thể khá chính xác Tuy nhiên, nếu giáng thủy phần lớn từ những cơn m‡a giông đối l‡ukèm theo gió mạnh, thì đo đạc chính xác giáng thủy thực tế lμ rất khó khăn vμ

có những sai số đáng kể Ngoμi ra, dạng vμ c‡ờng độ của giáng thủy từ m‡a đối l‡u có tính biến động cao theo không gian, vμ tính khu vực của dữ liệu địa ph‡ơng lấy ở các trạm đo có thể có sai số đáng kể Kết quả nghiên cứu vμ tìm hiểu về động lực học khí quyển, những thí nghiệm đo đạc giáng thủy, vμ những

so sánh tính khu vực bởi Illinois State Water Survey (ví dụ, Huff vμ Neill 1957, Huff vμ Shipp 1969) trong vμi thập niên đã hỗ trợ đáng kể cho nhận thức vềcác dạng giáng thủy, thực sự cần thiết cho việc xác định chính xác thμnh phần

đầu vμo từ khí quyển của cán cân n‡ớc

Mặc dù tồn tại sự bất định trong đo đạc giáng thủy (xem Larson 1971 nh‡ một

g số rất nhiều tμi liệu xem xét về đề tμi nμy), thách thức cơ bản trong việc xác định l‡ợng n‡ớc từ khí quyển tới hồ lμ sự lμm sáng tỏ hay phân phối theo vùng của số liệu đo đạc Những ph‡ơng pháp chủ yếu của việc phân vùng số liệu m‡a điểm lμ ph‡ơng pháp đ‡ờng đẳng trị l‡ợng m‡a, ph-

‡ơng pháp đa giác Thái Sơn, vμ ph‡ơng pháp tính trung bình có trọng số Những ph‡ơng pháp nμy đ‡ợc mô tả trong hầu hết các sách giáo khoa thủy văn học, nh‡ng một ví dụ đồ thị của sự so sánh ba ph‡ơng pháp bởi Linsley vμnhững ng‡ời khác (1975) chỉ ra rằng những thể tích n‡ớc tính toán cho một vùng nhất định sử dụng cùng những số l‡ợng phép đo trong một mạng l‡ới các trạm đo đạc chênh lệch nhau từ 9-18% Ví dụ nμy trình bμy việc xác định giáng thủy trên l‡u vực có những trạm đo phân bố

N‡ớc từ khí quyển rơi trực tiếp vμo hồ hiếm khi đ‡ợc đo đạc trên bề mặt n‡ớc.Vì các trạm đo giáng thủy thông th‡ờng phải đ‡ợc đặt trên mặt đất, cần phải

sử dụng một số ph‡ơng pháp phân vùng nμo đó để xác định lớp n‡ớc trên toμn

bộ hồ từ lớp n‡ớc đo đ‡ợc tại những trạm đo Với những hồ nhỏ thì số liệu m‡arơi trên mặt đất khá tiêu biểu cho m‡a rơi trên hồ Tuy nhiên, với những hồ

a Kỳ mật độ l‡ới trạm của Uỷ ban thời tiết quốc gia (NWS)

ở khoảng 40

km theo các h‡ớng khác nhau từ hồ, vμ mạng l‡ới nhỏ hơn gồm có các trạm đọc

ví dụ của một tron

lớn, cần phải sử dụng một số trạm đo đạc xung quanh hồ để tính toán m‡a rơi trên hồ Trong một số tr‡ờng hợp thậm chí cách tiếp cận nμy vẫn ch‡a phải lμ thỏa mãn Ví dụ, những hồ lớn đôi khi không có mây che phủ trong khi vùng

đất xung quanh lại có, vμ tại thời điểm khác thì ng‡ợc lại Với những hồ lớn, chúng ta hầu nh‡ không thể biết đ‡ợc mức độ bất định của thể tích n‡ớc rơi trực tiếp trên mặt n‡ớc

Thμnh phần giáng thủy của cán cân n‡ớc th‡ờng đ‡ợc xác định từ số liệu mạng l‡ới quốc gia ở Ho

2

lμ xấp xỉ 650 km một trạm đo Những trạm đo nμy ít khi đ‡ợc đặt ngay trongvùng lân cận của hồ cần quan tâm; bởi vậy, một trong những ph‡ơng phápphân vùng đ‡ợc đề cập ở trên th‡ờng đ‡ợc sử dụng

Siegel vμ Winter (1980) so sánh các ph‡ơng pháp phân vùng ở hồ Williams,Minnesota, sử dụng số liệu giáng thủy mùa hè năm 1978 L‡ợng giáng thủy tới

hồ đ‡ợc tính toán sử dụng ba ph‡ơng pháp; trung bình số học, trung bình trọng

số, vμ đ‡ờng đẳng trị l‡ợng m‡a, chẳng hạn nh‡ sử dụng số liệu từ hai mạng l‡ới riêng biệt Mạng l‡ới lớn hơn gồm có ba trạm đo đạc NWS đặt

giá trị quan trắc định vị ở bên trong xấp xỉ 5 km của hồ Những l‡ợng của giáng thủy tính toán đ‡ợc so sánh với những l‡ợng của giáng thủy đo bởi dụng

cụ đo tự ghi tại hồ Bên trong mỗi mạng l‡ới dữ liệu, tính toán giáng thủy hμng ngμy trung bình thời đoạn hơn 2 tuần thì t‡ơng tự với cả ba ph‡ơng pháp tính toán (Hình 2.1)

Hình 2 1 A, B: Sự khác nhau giữa giáng thủy đ‡ợc đo bởi một trạm tự ghi ở hồ Williams, Minnesota, vμ

đ ‡ợc đánh giá bằ vùng sử dụng số liệu từ mạ p Portage) vμ mạng l‡ỡi qui iáng thủy trung bình ngay trong thời kỳ 2 tuần B: l‡ợng giáng thủy c thời kỳ 2 tuần (Đ el vμ Winter 1980)

Những đánh giá từ mạng l‡ới quy mô n những giá trị

xét trung bình một tuần hai lần, lμ cho háng tám, khi sử dụng sốliệu NWS Việc so sánh tμi liệu m‡a cho cơn m‡a lớn nhất xuất hiện trong suốt

ng ba cách phân ng l ‡ới qui mô nhỏ (Dee mô lớn (NWS) A: L‡ợng g

ơn b ío lớn nhất trong

trong cả ‡ợc xác định bởi Sieg

hỏ thông th‡ờng lμ sát với

i những giá trị ghi đ‡ợc tạ

hi đ‡ợc tại hồ Sự

thời kỳ giữa t

thời đoạn 2 tuần chỉ ra rằng độ sâu m‡a rơi tính toán từ mạng l‡ới qui mô nhỏ thì luôn luôn gần nh‡ t‡ơng tự với những số liệu mμ đ‡ợc ghi tại hồ hơn lμ độsâu m‡a rơi tính toán từ mạng l‡ới NWS Sự khác nhau lớn nhất lμ một cơn m‡a lớn vμo giữa tháng tám, khi mμ những độ sâu tính toán đ‡ợc từ mạng l‡ớiNWS chênh lệch hơn 25 mm so với nhữ c tại hồ hoặc từ

vμ xá rối theo ơn ẳn g hu ơi

di í ơn ữa, b i vì ẩ iệt hoá hơ

ghi đ‡ợc tại vị trí đó, thì ít nhất cũng bởi những trạm đo đạc đọc quan trắc

Bốc hơi lμ quá t ợc chuyển đổi từ trạng thái lỏng

í áp khí vμ

ớc (Ragotzkie 1978) Bởi vậy,

n phải đo đạc bức xạ, nhiệt

đổi l‡ợng trữ nhiệt trong hồ.

Những nghiên cứu về cân bằng năng l‡ợng của các hồ thông th‡ờng ch‡a đ‡ợctiến hμnh bởi liên quan đến chi phí vμ nhân lực Không chỉ lμ những dụng cụ

đắt tiền, mμ còn cần phải kiểm tra th‡ờng xuyên sự định kích cỡ của chúng với những cảm kế riêng biệt vμ cần nhiều thời gian để bảo đảm chất l‡ợng của tμiliệu khí hậu, dẫn đến những chi phí nhân sự cao Ngoμi ra, những profile nhiệt

độ ở nhiều lát cắt trong hồ, sự khảo sát nhiệt, cần đ‡ợc tiến hμnh đều đặn ờng xuyên trong những khoảng thời gian nh‡ hμng tuần, một tuần hai lầnhoặc hμng tháng

th‡-Tuy vậy, ph‡ơng pháp cân bằng năng l‡ợng trong tính toán bốc hơi nói chung

đ‡ợc xem xét nh‡ lμ ph‡ơng pháp chính xác nhất cho những nghiên cứu bao trùm những giai đoạn các tháng, các mùa, hoặc các năm; bởi vậy, đó lμ tiêu chuẩn mμ căn cứ vμo đó để đánh giá những ph‡ơng pháp thực nghiệm Một thảo luận chi tiết về ph‡ơng pháp cân bằng năng l‡ợng để tính bốc hơi ch‡a

đ‡ợc giới thiệu ở đây, bởi vì sự di chuyển nhiệt năng với sự l‡u tâm tới các hồ

đ‡ợc bμn luận bởi Imboden vμ Wuest vμ bởi Hostetler, vμ nó đ‡ợc bμn luận rộng rãi trong những cuốn khác nh‡ lμ sách của Brutsaert (1982)

Một khía cạnh của nghiên cứu cân bằng năng l‡ợng mμ hiếm khi đ‡ợc xem xét

đến lμ năng l‡ợng bình l‡u liên quan đến n‡ớc ngầm; đa số các nghiên cứu

tr‡-ớc đây cho rằng năng l‡ợng bình l‡u liên quan đến giáng thủy vμ tầng n‡tr‡-ớcmặt N‡ớc ngầm có thể lμ một thμnh phần chính trong cán cân n‡ớc của những

hồ kín Một ví dụ về ảnh h‡ởng của năng l‡ợng bình l‡u liên quan đến n‡ớcngầm tới sự bay hơi từ một hồ kín trong một khí hậu ôn hòa đ‡ợc giới thiệu bởi Sturrock cùng cộng sự (1992)

Những yếu tố trong cân bằng năng l‡ợng, bao gồm dòng năng l‡ợng liên quan với n‡ớc ngầm, đã đ‡ợc xác định rõ cho hồ Williams, một hồ kín nhỏ (40 ha) ở trung tâm phía bắc Minnesata, với chu kỳ mở n‡ớc lμ 5 năm N‡ớc ngầm chiếm hơn 50% l‡ợng n‡ớc hμng năm tới hồ vμ hơn 50% tổn thất n‡ớc hμng năm từ

hồ Tuy nhiên, vì n‡ớc ngầm trong khí hậu nμy thì khá lạnh (xấp xỉ 70C), nó

đóng góp nhỏ nhất l‡ợng nhiệt năng đ‡ợc nhập vμo hồ N‡ớc hồ ngấm tới tầng n‡ớc ngầm thì chỉ ấm vμo 1 hoặc 2 tháng mùa hè; bởi vậy, năng l‡ợng nhiệt tối thiểu bị tổn thất cho n‡ớc ngầm Toμn bộ ảnh h‡ởng của tổn thất n‡ớc cho sự bốc hơi ở hồ Williams đ‡ợc tính toán bởi năng l‡ợng bình l‡u liên quan đến n‡ớc ngầm nhỏ hơn 1%

Hầu hết các nghiên cứu cán cân n‡ớc, bốc hơi đ‡ợc xác định bằng ph‡ơng pháp thực nghiệm, bởi vì những chi phí thao tác cho việc xác định sự bốc hơi bằng ph‡ơng pháp cân bằng năng l‡ợng lớn Có ít nhất 30 ph‡ơng pháp thực nghiệm

đã đ‡ợc sử dụng hoặc đề x‡ớng cho việc xác định bốc thoát hơi n‡ớc, rất nhiềutrong số đó đã đ‡ợc sử dụng để xác định bốc hơi bề mặt n‡ớc Những ph‡ơngpháp nμy yêu cầu phạm vi số liệu rộng Ví dụ, một số ph‡ơng pháp biến thể của cách tiếp cận cân bằng năng l‡ợng, yêu cầu số liệu từ nhiều cảm kế hay

đầu dò, trong khi những ph‡ơng pháp khác yêu cầu số liệu từ một cảm kế hay

đầu dò đơn giản nh‡ một đầu dò nhiệt độ

Mặc dù một số nghiên cứu đã so sánh nhiều ph‡ơng pháp thực nghiệm khác nhau trong việc xác định bốc hơi thực vật (ví dụ nh‡ Tanner 1967; McGuiness

vμ Bordne 1972), các nghiên cứu so sánh những ph‡ơng trình đ‡ợc chọn choviệc sử dụng trên những bề mặt n‡ớc thoáng thì có ít hơn (ví dụ, Harbeck cùng cộng sự 1958; Brutsaert 1982; Warnala vμ Pochop 1988) Nghiên cứu cân bằng năng l‡ợng của hồ Williams, Minnesota, đòi hỏi sử dụng nhiều cảm kế hay đầu

dò Bởi vậy, rõ rμng có thể đánh giá một số ph‡ơng pháp thực nghiệm xác định

sự bay hơi dựa vμo những giá trị đã xác định bằng ph‡ơng pháp cân bằng năng l‡ợng

Bảng 2.1 Các ph‡ơng pháp đí sử dụng để so sánh l‡ợng bốc hơi đ‡ợc xác định bằng các ph‡ơng pháp thực nghiệm với l ‡ợng bốc hơi đ‡ợc xác định bằng ph‡ơng pháp ngân qũy năng l‡ợng cho hồ Williams, Minnesota.

Brutsaert-Stricker Brutsaert vμ Stricker (1979)

Bảng 2.2: Tổng kết thống kê về sự chênh lệch trong l‡ợng bốc hơi từng tháng cho hồ Williams, Minnesota

Mặt đất Các chuẩn mựcPh‡ơng pháp

Trungbình

e 0 tại T0lμ áp suất hơi n†ớc bão hoμ tại nhiệt độ n†ớc mặt của hồ.

b e0 tại Talμ áp suất hơi n†ớc bão tại nhiệt độ không khí

M‡ời một ph‡ơng pháp thực nghiệm để xác định sự bay hơi đã đ‡ợc đánh giá trong nghiên cứu hồ Williams (Winter vμ những ng‡ời khác 1995) Các ph‡ơngpháp tham khảo lμ dạng của những ph‡ơng trình sử dụng đ‡ợc liệt kê trong bảng 2.1 Có những sự so sánh các giá trị bốc hơi mặt n‡ớc tháng của 22 thángtrong thời kỳ 5 năm Những tháng mμ hồ bị băng tuyết bao phủ (tháng 6-7 mỗi năm), xem nh‡ những tháng mμ không có bộ số liệu đầy đủ, đã bị loại trừ trong

sự so sánh Số liệu từ ba trạm khí hậu đã đ‡ợc sử dụng trong nghiên cứu: một trạm ở trung tâm của hồ, một trạm mặt đất cách bờ hồ khoảng gần 100 m vμ một trạm khác thuộc mạng l‡ới nông nghiệp ở vị trí cách 60 km về phía nam

cña hå Tãm t¾t thèng kª vÒ nh÷ng sù so s¸nh ®‡îc chØ ra trong b¶ng 2.2.

Hình 2.3 a,b: Chênh lệch giữa giá trị bốc hơi đ ‡ợc tính bằng ph‡ơng pháp cân bằng năng l‡ợng vμ các giá trị đ‡ợc tính toán bằng các ph‡ơng pháp thực nghiệm cho hồ Williams, Minnesota, 1982-1986.

Những ph‡ơng pháp cần cho mạng l‡ới bức xạ có thể không sử dụng khi sử dụng dữ liệu Staples Duy nhất ph‡ơng pháp cần áp suất hơi n‡ớc bão hoμ (e0)

đã sử dụng tính toán e0 tại Ta trong vị trí của e0 tại T0 Giá trị (cm) đ‡ợc xác

định bởi cân bằng năng l‡ợng vμ bởi 11 ph‡ơng pháp kinh nghiệm sử dụng số liệu từ ba trạm khí hậu khác nhau Số liệu đ‡ợc quan trắc từ trạm ở giữa hồ, trạm mặt đất cách hồ 100m, vμ trạm khí hậu tại Staples, Minnesota, cách 60

km về phía nam của hồ

Dựa vμo giá trị trung bình vμ độ lệch chuẩn của sự chênh lệch bay hơi hμng tháng, các ph‡ơng pháp Perman, DeBruin-Keijman, vμ Priestley-Taylor cho các giá trị gần nhất với các giá trị cân bằng năng l‡ợng Giá trị trung bình của chênh lệch hμng tháng thì nhỏ hơn 0.5 cm, vμ độ lệch chuẩn của chênh lệch hμng tháng nhỏ hơn 1.0 cm cho cả ba ph‡ơng pháp khi sử dụng số liệu của trạm ở giữa hồ

Hơn nữa, sự bốc hơi xác định theo ba ph‡ơng pháp nμy sử dụng số liệu củatrạm mặt đất cũng cho các giá trị gần với các giá trị cân bằng năng l‡ợng(Hình 2.3a) Những loại số liệu chung mμ ba ph‡ơng pháp nμy yêu cầu lμ nhiệt

độ không khí, bức xạ thực vμ sự biến đổi nhiệt độ trong hồ giữa các lần khảo

sát Bởi vậy, sử dụng những ph‡ơng pháp nμy yêu cầu những dụng cụ đ‡ợc

định vị ở hồ, vμ vị trí đó đ‡ợc tạo ra để kiểm tra các dụng cụ vμ để tiến hμnh các khảo sát nhiệt

Số liệu lμ từ các trạm khí hậu dựa trên một trạm giữa hồ, ở trên mặt đất cách

hồ 100m vμ tại một trạm khí hậu tại Staples, Minnesota, cách 60km về phía nam của hồ Các ph‡ơng pháp thực nghiệm mμ cho kết quả phù hợp nhất vớicác giá trị cân bằng năng l‡ợng lμ DeBruin-Keijman, Priestley-Taylor, vμ Penman Những ph‡ơng pháp còn lạíit phù hợp nhất, đặc biệt lμ nếu số liệu không phải lμ của trạm giữa hồ, lμ b truyền khối l‡ợng vμ DeBruin e0 tại T0

lμ áp suất hơi n‡ớc bão hoμ tại nhiệt độ của n‡ớc mặt; e0 tại Ta lμ áp suất hơin‡ớc bão tại nhiệt độ không khí; raft lμ số liệu của trạm giữa hồ; land lμ số liệucủa trạm mặt đất cách hồ 100m; Staples lμ số liệu của trạm khí hậu ở Staptes Minnesota, cách 60km về phía nam của hồ (của Winter vμ những ng‡ời khác1995)

Những ph‡ơng pháp so sánh các giá trị thuận lợi tối thiểu với các giá trị cân bằng năng l‡ợng khi sử dụng số liệu từ trạm mặt đất lμ khối l‡ợng di chuyển

vμ ph‡ơng pháp Debruin (Hình 3b) Cả hai ph‡ơng pháp nμy coi tốc độ gió nh‡một thμnh phần nổi bật trong ph‡ơng trình (Mặc dù tốc độ gió đ‡ợc sử dụng trong ph‡ơng pháp Penman, đó lμ yếu tố thứ hai sau yếu tố bức xạ thực) Hệ số khối l‡ợng di chuyển đ‡ợc lấy dựa vμo cân bằng năng l‡ợng sử dụng số liệu từ trạm giữa hồ, bởi vậy, sự chênh lệch trung bình của những giá trị cân bằng

các nhμ nghiên cứu về hồ tỉ lệ với sự quan trọng của nó

năng l‡ợng sử dụng số liệu từ trạm giữa hồ chỉ -0.10 cm, nh‡ng độ lệch chuẩn thì lớn (1.27 cm) Tuy nhiên, khi số liệu gió của trạm mặt đất đ‡ợc thay thế cho

số liệu gió của trạm giữa hồ, ph‡ơng pháp tỏ ra lμ không thoả mãn Số liệu tốc

độ gió của hồ Williams chỉ ra rằng tốc độ gió ghi đ‡ợc tại trạm mặt đất thông th‡ờng nhỏ hơn tốc độ gió ghi đ‡ợc tại trạm ở trung tâm của hồ lμ 20-40% Những kết quả nμy cho thấy rằng các ph‡ơng pháp thực nghiệm để xác định sự bay hơi mμ yêu cầu sử dụng số liệu gió chỉ thỏa mãn khi tốc độ gió đ‡ợc đo tại một trạm ở trung tâm của hồ

Mặc dù các nhμ khí hậu học đã quan tâm về tính chất vật lý của sự bốc hơi qua nhiều năm, nh‡ng thμnh phần nμy của sự cân bằng n‡ớc hồ đã không nhận

N‡ớc mặt lμ thμnh phần duy nhất của hệ thống thủy văn nói chung, đ‡ợc xác

định cẩn thận với sự chú ý tới thứ nguyên vật lý của nó Hơn 100 năm nghiêncứu đã dẫn đến một sự hiểu biết vật lý của dòng chảy trong lòng dẫn hở vμ sự phát triển của những cấu trúc đo đạc nh‡ các đập trμn vμ máng dẫn n‡ớc Khi

xây dựng những cấu trúc nμy một cách hợp lý có thể đo l‡u l‡ợng với sai số xấp

xỉ 5% giá trị thực Bởi vậy, nếu các đập trμn hoặc các máng dẫn n‡ớc có thể sử dụng để đo đạc chính xác dòng chảy tại điểm mμ chúng vμo hoặc ra khỏi hồ,

h xác nhất cho sự cân

cắt ngang Bởi vậy, để đo l‡u l‡ợng chính xác phải lμm những phép đo cho

đạc các cấp l‡u l‡ợng ở

ững

bằng n‡ớc, hiểu biết những giá trị dòng

những phép đo l‡u l‡ợng nμy sẽ lμ những giá trị chín

bằng n‡ớc Những tμi liệu h‡ớng dẫn để lựa chọn vμ thiết kế các đập trμn vμ các máng dẫn n‡ớc đ‡ợc xây dựng bởi những cơ quan nh‡ Nha Khí t‡ợng vμThời tiết Mỹ (1975)

Tuy nhiên, nếu những dòng chảy lớn th‡ờng không sử dụng tới phép đo bởi các

đập trμn hoặc các máng dẫn n‡ớc, chúng th‡ờng cần đ‡ợc đo đạc bằng cách sử dụng một đồng hồ đo dòng chảy, một dụng cụ tự ghi đo quá trình, một quan hệ l‡u l‡ợng - mực n‡ớc hoặc bằng cách sử dụng ph‡ơng pháp chất chỉ thị mμu

Để sử dụng đồng hồ đo dòng chảy, dụng cụ tự ghi đo quá trình, vμ quan hệ quátrình l‡u l‡ợng, phải nhận thức rằng vận tốc của dòng n‡ớc bên trong những lòng dẫn hở không phải lμ đồng nhất Їờng phân bố vận tốc của các dòng chảy nhìn chung có dạng parabôn, phần lớn bởi vì ma sát ở đáy lòng dẫn L‡u l‡ợng

đ‡ợc tính toán nh‡ lμ tích của vận tốc trung bình theo thời gian vμ diện tích mặt

nhiều vận tốc riêng lẻ khắp cả mặt cắt ngang để xác định vận tốc trung bình,

vμ đo chính xác mặt cắt ngang của lòng chảy Sai số trong phép đo l‡u l‡ợngliên quan đến số l‡ợng các phép đo vận tốc riêng lẻ vμ đ‡ợc thảo luận bởiCarter (1973)

Chúng ta có công nghệ để theo dõi liên tục quá trình n‡ớc một cách chính xác

Sự thách thức để thu đ‡ợc số liệu liên tục của quá trình lμ sự bảo trì thích hợp

hệ thống đo đạc vμ sự phân tích của những nhân tố ảnh h‡ởng tới quá trình đó nh‡ băng vμ những nguyên nhân khác của việc xây đập Để nâng cao chất l‡ợng quan hệ l‡u l‡ợng - mực n‡ớc, cần thiết phải đo

một phạm vi rộng Rất nhiều nhân tố ảnh h‡ởng tới dòng chảy tại vị trí đo đạccần đ‡ợc xem xét nh‡ sự bất ổn định của lòng dẫn hoặc sự thay đổi độ dốc mặt n‡ớc liên quan đến sự tăng vμ giảm của quá trình sóng lũ (Dickenson 1967) Những ph‡ơng pháp đo đạc vμ tính toán dòng chảy có thể tham khảo ở Rantz cùng cộng sự (1982)

Những nơi khó đo đạc dòng chảy vì những điều kiện vị trí, những kỹ thuật dùng chất chỉ thị mμu, có thể lμ thay thế duy nhất, để đo l‡u l‡ợng dòng chảy.Mặc dù l‡u l‡ợng dòng chảy có thể đ‡ợc đo đạc khá chính xác bằng nhph‡ơng pháp dùng chất chỉ thị mμu, nh‡ng ph‡ơng pháp nμy không phải lμ thích hợp cho việc theo dõi l‡u l‡ợng liên tục Ph‡ơng pháp nμy dựa vμonguyên lý của thời gian dịch chuyển, vμ nó đ‡ợc sử dụng có hiệu quả nhất vớinhững dòng chảy mμ bị xáo trộn tốt nh‡ những dòng chảy đi qua khe núi Ph‡-

ơng pháp nμy đ‡ợc giới thiệu trong một tμi liệu của Wilson (1968) về sự kiến

định vμ ứng dụng của nó

Mặc dù dòng chảy sông ngòi đến vμ đi khỏi các hồ có thể đ‡ợc đo đạc chính xác cho mục đích của việc xác định cân

chảy vμo vμ ra không tất yếu dẫn tới sự am hiểu về cơ chế t‡ơng tác giữa hồ vớil‡u vực của nó Để hiểu kỹ l‡ỡng vấn đề một hồ vận hμnh nh‡ thế nμo cần phải hiểu những đặc tr‡ng dòng chảy vμ l‡u vực của nó Sự hiểu biết nh‡ vậy đặcbiệt cần cho mô hình dự báo dòng chảy vμ vận chuyển chất hòa tan Nhiều mô hình l‡u vực đã đ‡ợc phát triển, biến đổi từ những mô hình tham số tập trung (Blackie vμ Eeles 1985) Hầu hết các mô hình l‡u vực giống nhau ở chỗ lμ chúng xem xét tất cả các thμnh phần của hệ thống thủy văn t‡ơng tác bên trong l‡u vực Nh‡ vậy, ngoμi việc xem xét tất cả các nhân tố thủy văn ảnhh‡ởng tới cân bằng n‡ớc của hồ, cũng phải xem xét tới sự bốc thoát hơi từ th‡ợng l‡u hồ

Hình 2.4: Mô hình l ‡u vực của cơ quan khảo sát địa chất Hoa Kỳ (Їợc sửa đổi từ Leavesley cùng cộng sự 1983)

Sự diễn giải toán học cho những quá trình bên trong vμ giữa tất cả các thμnh phần của những mô hình l‡u vực thay đổi đáng kể giữa các mô hình Diễn toán dòng chảy có thể đ‡ợc dựa vμo những diễn giải vật lý chi tiết của dòng chảy, hoặc vận tốc của n‡ớc chuyển động bên trong một thμnh phần có thể đ‡ợc kiểmsoát bởi những ph‡ơng pháp điều chỉnh vận tốc đơn giản Những sự t‡ơng

ng thμnh phần bề mặt của các mô

ình (xem phần 2.3) Mặc dù những mô hình m‡a - dòng chảy có thể lμ rấtphức tạp vμ cần nhiều thông tin mô phỏng một cách đầy đủ những yếu tố dòng chảy, những mô hình nμy đ‡ợc sử dụng rộng rãi trong những nghiên cứu vềdòng chảy bề mặt

phản nμy có lẽ lμ hiển nhiên nhất trong nhữ

h

Những mô hình l‡u vực cũng thích hợp cho việc sử dụng trực tiếp trên các hồ Bởi việc sử dụng mực n‡ớc hồ nh‡ biến phụ thuộc, hơn lμ l‡u l‡ợng dòng chảy, những dao động mực n‡ớc hồ cũng có thể đ‡ợc mô phỏng Mô hình đ‡ợc pháttriển bởi Crowe vμ Schartz (1981) đã đ‡ợc sử dụng để mô phỏng những dao

động mực n‡ớc của một số hồ ở vùng đồng cỏ Canađa Mô hình lμ t‡ơng đối đặcbiệt vì phần bên trong mμ nó nhấn mạnh tới lμ n‡ớc ngầm, vμ cũng vì nó xem xét vận chuyển chất hòa tan Ngoμi ra, mô hình đã đ‡ợc sử dụng để đánh giá

ảnh h‡ởng của sự thay đổi khí hậu tới mực n‡ớc vμ độ mặn của n‡ớc hồ ở Alberta, Canada (Crowe 1993) T‡ơng tự, mô hình l‡u vực đã xây dựng chonghiên cứu tích hợp axit hoá l‡u vực vμ hồ (ILWAS; Gherini vμ những ng‡ờikhác 1980) đã đ‡ợc sử dụng trên các hồ ở vùng núi Adirondack New York vμ những hồ địa tầng băng giá ở phía bắc Wisconsin

2.3 Sự t}ơng tác của các hồ với n}ớc sát mặt

Thμnh phần sát mặt th‡ờng không phải lμ một yếu tố nổi bật của sự cân bằng n‡ớc Đa số các hồ nhận: cho khí quyển vμ n‡ớc mặt nhiều n‡ớc hơn Tuy nhiên, xét d‡ới góc độ vận chuyển hóa học, n‡ớc sát mặt có thể lμ quan trọng, bởi vì nó lμ một cơ chế của sự vận chuyển các hóa chất tới vμ ra khỏi các hồ

μ

thời gian van đ‡ợc để mở (Lee 1977)

nhỏ đ‡ợc chèn vμo trong đáy hồ Những thiết bị

đ‡ợc sử dụng để đo sự chênh lệch mực thuỷ áp giữa n‡ớc ngầm bên d‡ới hồ vμ mặt hồ bằng việc sử dụng áp kế Điều nμy đ‡ợc hoμn thμnh bằng cách gắn một ống từ một bên của áp kế tới bộ phận đo áp kế vμ để cho cái ống khác từ phía khác của áp kế đặt ở d‡ới mặt hồ Những thiết bị nμy đo gradien thủy lực; chúng không đo thấm trực tiếp nh‡ những đồng hồ đo thấm Vì những áp kế đo

Vận chuyển hóa học bởi tầng n‡ớc sát mặt thông th‡ờng có vai trò lớn đối với

đặc tính hóa học của những hồ kín hoặc những hồ mμ liên quan với các dòng chảy nhỏ Nghiên cứu của những hồ trong địa tầng băng giá chỉ ra rằng đặc tính hóa học ion chính của nhiều hồ có liên quan tới vị trí của nó cần chú ý tớinhững hệ thống dòng n‡ớc ngầm (LaBaugh 1988; Swanson vμ những ng‡ờikhác, 1988) Krabbenhoft vμ những ng‡ời khác (1980) đã chỉ ra tính hữu hiệucủa việc sử dụng những chất đồng vị môi tr‡ờng của n‡ớc ngầm vμ n‡ớc hồ để nhận thức rõ hơn sự t‡ơng tác của các hồ vμ n‡ớc ngầm trong địa tầng băng giá

Trong đa số các nghiên cứu cân bằng n‡ớc hồ có xét đến n‡ớc ngầm, thông l‡ợng n‡ớc ngầm th‡ờng đ‡ợc xác định bằng cách đo trực tiếp từ dòng thấm Hầu hết những thiết bị th‡ờng sử dụng để đo dòng thấm trực tiếp lμ những

đồng hồ đo thấm vμ những áp kế đo thấm nhỏ Những đồng hồ đo thấm lnhững hộp đơn giản, thông th‡ờng lμ đuôi của thùng, đ‡ợc chèn vμo để bao quanh một phần của đáy hồ Những đồng hồ đo có một chỗ mở mμ ở tại đó mộtvan vμ một túi có thể mở rộng chứa đựng một thể tích n‡ớc đã biết đ‡ợc gắn liền Vận tốc thấm đ‡ợc đo bởi việc ghi nhớ bởi sự thay đổi thể tích n‡ớc vμo túi qua một khoảng

áp kế nhỏ lμ áp kế đ‡ờng kính

thế năng thủy lực vμ một áp kế lμ một phần gắn liền với thiết bị, những thiết

bị nμy nên đ‡ợc gọi lμ các áp kế thế vị (Winter vμ những ng‡ời khác 1988) Một số nhμ nghiên cứu đã quan tâm tới những giá trị của thấm đ‡ợc xác định

ng đánh giá những đồng hồ đo thấm trong

esota (Lee 1972)

Phân phối bất đồng nhất của thấm đã đ‡ợc quan sát tại nhiều hồ khác trongnhiều kiểu khí hậu vμ địa lý thủy văn khác nhau nh‡ New England (Asbury 1990), Florida (Fellows vμ Brezonik 1980), Minnesota (Erickson 1981), Nevada(Woessner vμ Sullivan 1984), Alberta (Shaw vμ b Prepas 1990b), Ontario (Lee

vμ những ng‡ời khác 1980), New Zealand (John vμ Lock 1977), Tây Ban Nha (Winter, dữ liệu không xuất bản), vμ thậm chí ở những hồ Great (Cherkauer vμ McBride 1988)

Những đồng hồ đo thấm vμ áp kế thế vị không giống những cảm kế hoặc đầu

dò khác đã sử dụng để đo một dòng n‡ớc tại biên của hồ, nh‡ những dụng cụ

đo m‡a vμ đo dòng chảy, bởi vì nói chung chúng đ‡ợc sử dụng để tập hợp những mẫu riêng biệt trong không gian vμ thời gian Chúng có sự bất lợi, so sánh sự khác nhau giữa hai cái, trong đó chúng ch‡a đ‡ợc sử dụng để theo dõiliên tục

Những dụng cụ đo m‡a tập hợp những mẫu riêng biệt trong không gian, nh‡ngchúng th‡ờng đ‡ợc nối với những máy tự ghi để có thể tập hợp những mẫu liên tục theo thời gian Những dụng cụ đo dòng chảy thì th‡ờng sử dụng để tập hợp những bản ghi liên tục của l‡u l‡ợng Sự thật của những phép đo khác trực tiếp của dòng chảy, phép đo trực tiếp của thấm không dẫn tới việc hiểu hồ t‡ơng tác với các quá trình thủy văn nh‡ thế nμo mμ tạo ra dòng chảy Bởi vậy,khảo sát những quá trình thủy văn sát mặt liên quan đến các hồ lμ hữu ích Thμnh phần sát mặt của hệ thống thủy văn thông th‡ờng đ‡ợc xử lý nh‡ hai

hệ thống con, đới không bão hòa vμ đới n‡ớc ngầm Đới không bão hòa thì đ‡ợcchia nhỏ thμnh đới thổ nh‡ỡng vμ đới không bão hòa giữa n‡ớc thổ nh‡ỡng vμ n‡ớc ngầm (Hình 2.5) Một số l‡ợng nghiên cứu đáng kể về n‡ớc thổ nh‡ỡng đã

bởi những đồng hồ đo thấm Ví dụ, Lee (1977), Erickson (1981), vμ Belanger vμ Montgomery (1992) thử nghiệm với sự chính xác của những đồng hồ đo thấm trong những bể thí nghiệm, nơi mμ những độ dốc thủy áp vμ vận tốc dòng chảy

có thể đ‡ợc kiểm soát Blanger vμ Montgomery đã sử dụng lặp lại số liệu bằng cách có bảy đồng hồ đo cũng nh‡ áp kế nhỏ trong một bể thí nghiệm lớn đơngiản Shaw vμ Prepas (1990a) cũ

những nghiên cứu lĩnh vực rộng lớn

Ngoμi những loại bất định liên quan đến đo đạc thực tế của thấm, phân phối của thấm lμ đồng nhất trong các đáy hồ L‡ợng thấm thay đổi theo không gian trong đáy hồ do các trầm tích bất đồng nhất, quá trình thoát hơi n‡ớc từ thực vật gần bờ, vμ sự bất đồng nhất của những đ‡ờng dòng n‡ớc ngầm nơi mμ mặt n‡ớc ngầm dốc uốn cong gặp bề mặt hồ bằng phẳng Phân phối phi tuyến củathấm ngang qua một đáy hồ đ‡ợc chỉ ra từ những nghiên cứu lý thuyết(McBride vμ Pfannkuch 1975; Pfannkuch vμ Winter 1984), tr‡ớc hết đã đ‡ợc

sử dụng quan sát đồng hồ đo thấm ở hồ Sallie, Minn

đ‡ợc những nhμ khoa học nông nghiệp tiến hμnh vμ những nhμ địa chất thủy văn tiến hμnh về n‡ớc ngầm Tuy nhiên, sự hiểu biết về vận động của n‡ớc qua chuỗi liên tục lớp sát mặt đầy đủ, vμ sự t‡ơng tác của n‡ớc sát mặt với những

đặc tính bề mặt n‡ớc, nh‡ dòng chảy, hồ, vμ những vùng đầm lầy thì có hạn

Hình 2.5: Các đới n ‡ớc sát mặt liền kề với tầng n‡ớc mặt.

Hình 2.6a-e: Các khái niệm của sản phẩm dòng chảy từ các s ‡ờn dốc a: dòng chảy trên mặt đất qua toμn bộ mặt đồi vμ không có dòng ngầm; b: dòng chảy trên mặt đất ở trân đồi vμ không có dòng ngầm; c: dòng chảy trên mặt ở trân đồi khi vị trí kết thúc của n‡ớc ngầm lộ ra khỏi mặt đất; d: dòng lũ sát mặt; e: dòng chảy phức tạp trong đới không b ío hòa lμ kết quả của tính thấm khác nhau của các tầng đất vμ hoμn toμn không có dòng chảy mặt P lμ giáng thủy; Pc lμ giáng thủy trong lòng dẫn; f lμ

sự thấm; of lμ dòng chảy mặt; rf lμ dòng chảy trở lại; if lμ dòng phối hợp; ù lμ dòng chảy trong đới không b ío hòa; wt lμ mực n‡ớc ngầm (xác định từ Beven 1986)

Nghiên cứu về các đới sát mặt khác nhau của các nhμ khoa học từ những nguyên lý khác nhau đã dẫn đến một số khái niệm liên quan tới những cơ chế của dòng n‡ớc qua lớp sát mặt, đ‡ợc trình bμy trong hình 2.6 Những sự khácnhau cơ bản trong khái niệm liên quan tới sự phân vùng của n‡ớc giữa dòng

chảy trên mặt, dòng chảy trong đới không bão hòa, vμ dòng chảy ngầm Những khái niệm vμ những ph‡ơng pháp nghiên cứu sự t‡ơng tác của các hồ vμ n‡ớcngầm đ‡ợc giới thiệu ở đây áp dụng t‡ơng đ‡ơng nhau cho bất kỳ loại hình bềmặt n‡ớc nμo, miễn chúng lμ những dòng chảy, hồ, hoặc những vùng đầm lầy Những nghiên cứu của hệ thống sát mặt đối với vấn đề về hồ đã đ‡ợc tiến triển dọc theo hai khung nhận thức tổng quát:

(1) thủy văn học l‡u vực, nh‡ đ‡ợc sử dụng trong những nghiên cứu về m‡a - dòng chảy, vμ

(2) thủy văn học n‡ớc ngầm

Khái niệm thủy văn học l‡u vực, đôi khi đ‡ợc viện dẫn nh‡ thủy văn học s‡ờndốc, đã đ‡ợc sử dụng đối với vấn đề về hồ bởi chỉ một số ít những nhμ khoa học nh‡ Crowe vμ Schwartz (1981) vμ Gherini vμ những ng‡ời khác (1985) Tuynhiên, khi quan tâm tới những mối liên kết giữa n‡ớc vμ chất hòa tan giữa các

hồ vμ các l‡u vực của chúng tăng lên, những mô hình mô tả toμn bộ những quá

t bộ phận của những

hận rộng rãikhái niệm nμy của dòng chảy ‡u tiên trong đới không bão hòa đ‡ợc tiến hμnh

n vμ Beven (1985) sử dụng lý

em xét nh‡ những đơn vị tập trung đơn giản quatoμn bộ l‡u vực Trong đa số các nghiên cứu hiện có, l‡u vực đ‡ợc chia cắt thμnh những đơn vị nhỏ nh‡ các l‡u vực con hoặc các khối đơn vị rời rạc, hoặc ph‡ơng nằm ngang hoặc thẳng đứng, hoặc cả hai

Những đơn vị nhỏ hơn nμy sau đó đ‡ợc xử lý bằng ph‡ơng pháp tham số tập trung Một ví dụ về một mô hình l‡u vực xử lý tầng n‡ớc sát mặt bằng cách kết hợp nμy lμ mô hình của Leavesley vμ những ng‡ời khác (1983), đã đ‡ợc bμn luận tr‡ớc đó (Hình 2.4) Kèm theo lμ sự mô tả ngắn gọn những thμnh phần sát mặt của mô hình cho thấy trong hình 2.4

Dòng chảy ở đới không bão hòa (đ‡ợc xem nh‡ dòng chảy sát mặt bởi Leavesley

vμ những ng‡ời khác 1983) đ‡ợc xét nh‡ lμ sự chuyển động t‡ơng đối nhanh của n‡ớc từ đới không bão hòa đến lòng dẫn Dòng chảy xuất hiện trong suốt quá trình m‡a vμ tuyết tan cũng nh‡ thời đoạn sau của nó Dòng chảy đến kho

trình l‡u vực có vẻ đ‡ợc sử dụng ngμy cμng tăng nh‡ mộ

nghiên cứu thủy văn học hồ Kirkby (1985) đã đ‡a ra một tổng quan hữu ích vềnhững khái niệm của thủy văn s‡ờn dốc

Một số các nhμ thủy văn l‡u vực đã chỉ ra rằng đa số n‡ớc trong lớp sát mặt chảy qua những lỗ hổng lớn trong đới không bão hòa Sự thừa n

trong vùng s‡ờn đồi dốc bị rừng bao phủ German

thuyết sóng động học để mô tả bằng toán học dòng chảy của n‡ớc sát mặt qua các lỗ hổng vĩ mô ở các s‡ờn đồi

Thực hμnh nghiên cứu bằng toán học của thμnh phần sát mặt của thủy văn học s‡ờn dốc nh‡ một bộ phận của những mô hình m‡a - dòng chảy tham số tập trung hoặc phân phối, hoặc kết hợp cả hai Blackie vμ Eeles (1985) cung cấp một tổng quan về những mô hình l‡u vực tham số tập trung, bao gồm lịch sửphát triển của chúng Trong những mô hình l‡u vực nguyên thủy, những thμnh phần sát mặt đ‡ợc x

n‡ớc không bão hòa xuất hiện khi đới thổ nh‡ỡng có khả năng giữ n‡ớc cực đại

bị v‡ợt quá, vμ l‡ợng v‡ợt trữ nμy lớn hơn tốc độ hồi quy từ đới không bão hòa

đến kho chứa n‡ớc ngầm, có nghĩa lμ, sự chênh lệch giữa l‡ợng v‡ợt trữ nμy vμ tốc độ hồi quy lμ dòng chảy vμo kho n‡ớc không bão hòa

L‡u l‡ợng từ kho n‡ớc sát mặt hoặc đi tới đới n‡ớc ngầm nông, hoặc di chuyểndọc s‡ờn dốc trong những lớp đất mỏng từ điểm thấm đến điểm nhập vμo một con sông hoặc suối phía trên mực n‡ớc ngầm Các hệ số của thể tích trữ n‡ớc

vμ của diễn toán dòng chảy phải đ‡ợc xác định cho mỗi kho chứa đới không bão hòa L‡ợng trữ ban đầu th‡ờng đ‡ợc ‡ớc l‡ợng bằng không Những giá trị của

hệ số diễn toán thì đ‡ợc tính toán từ số liệu dòng chảy lịch sử Đối với tr‡ờnghợp tuyến tính, hệ số diễn toán đ‡ợc đánh giá bằng việc sử dụng kỹ thuật tách

từ đồ thị thủy văn nh‡ Linsley vμ những ng‡ời khác đã mô tả (1975)

Hệ thống n‡ớc ngầm đ‡ợc nhận thức nh một kho chứa tuyến tính vμ đ‡ợc giả thiết lμ nguồn của tất cả dòng chảy cơ sở N‡ớc có thể di chuyển tới kho n‡ớcngầm hoặc từ đới thổ nh‡ỡng, hoặc từ kho chứa đới không bão hòa, hoặc cả hai.Cung cấp cho n‡ớc ngầm từ đới thổ nh‡ỡng xảy ra chỉ khi khả năng tích trữ bịv‡ợt quá, vμ bị hạn chế bởi một tốc độ hồi quy cực đại ngμy L‡ợng hồi quy chon‡ớc ngầm từ kho chứa sát mặt xảy ra hμng ngμy bởi n‡ớc sẵn có trong kho chứa sát mặt Bởi vậy, sử dụng nạp lại từ kho chứa sát mặt một cách ‡u đãi thông qua nạp lại đóng góp từ đới thổ nh‡ỡng có thể giảm dòng chảy sát mặt

vμ tăng l‡ợng đóng góp của dòng chảy ngầm cho biểu đồ thủy văn đ‡ợc mô phỏng

Một ví dụ cho cách tiếp cận khác để mô hình hóa dòng chảy sát mặt lμ h‡ớngtiếp cận mô phỏng Biến số - Nguồn - Diện tích (Troendle 1985) Khái niệm Biến

số - Nguồn - Diện tích (Hewlett vμ Hibbert 1963) giả thiết rằng dòng chảy lũsát mặt lμ một nguồn chính của tầng n‡ớc mặt Khái niệm nμy cho rằng thể tích lớn nhất của l‡ợng n‡ớc sát mặt di chuyển qua đới không bão hòa, vμ n‡ớcngầm gần nh‡ không quan trọng

Khái niệm Biến số - Nguồn - Diện tích tr‡ớc đấy đã đ‡ợc chấp nhận để áp dụngcho những vùng núi bao phủ bởi rừng ở phía đông Hoa Kỳ, về sau những khái niệm nμy đã đ‡ợc sử dụng để mô tả dòng n‡ớc sát mặt ở các vùng với các điều kiện khác H‡ớng tiếp cận mô phỏng Biến số - Nguồn - Diện tích có nhiều đặc tr‡ng của một mô hình bão hòa biến đổi tham số phân phối hoμn chỉnh S‡ờndốc đ‡ợc chia cắt thμnh những khối riêng biệt, cả theo ph‡ơng nằm ngang vμ ph‡ơng thẳng đứng, vμ n‡ớc đ‡ợc di chuyển giữa những khối theo ph‡ơngtrình của Richards (1931) Mô hình Biến số - Nguồn - Diện tích đã đ‡ợc phát triển bởi Troendle (1985) sau đó đ‡ợc sửa đổi bởi P.Y.Bernier (Troendle 1985) Các mô hình rời rác hoá hoμn toμn mô phỏng dòng chảy sát mặt phục vụ thủy văn học l‡u vực không đ‡ợc nghiên cứu rộng rãi, bởi vì những hạn chế về nhận thức vμ hạn chế về khái niệm của môi tr‡ờng sát mặt của s‡ờn dốc Tuy nhiên,tính hữu dụng của những mô hình nh‡ vậy đ‡ợc chỉ ra bởi Freeze (1972) vμ Stephenson vμ Freeze (1974), vμ những nhμ thủy văn học l‡u vực gia tăng sự

‡

phát triển những mô hình tham số phân phối Beven (1985) thảo luận về một vμi mô hình cùng với việc tập trung vμo mô hình phân bố của Viện Thuỷ văn Anh (IHDM)

Cách tiếp cận tham số phân phối để mô hình hóa vμ nghiên cứu dòng chảy sát mặt theo quan điểm thủy văn l‡u vực thuộc khái niệm chính thứ hai dẫn đến khuôn khổ tìm hiểu sự t‡ơng tác của hồ với tầng n‡ớc sát mặt, lμ n‡ớc ngầm.Nhiều thảo luận sau nμy của n‡ớc ngầm liên quan tới những nghiên cứu của mô hình hóa n‡ớc ngầm, bởi vì những mô hình n‡ớc ngầm riêng biệt đã đ‡ợc

sử dụng rộng rãi trong việc nghiên cứu sự t‡ơng tác của các hồ với tầng n‡ớcsát mặt Đa số các hình dạng bề mặt n‡ớc có một giao diện rộng lớn thực sự với

hệ thống n‡ớc ngầm ở đáy của chúng Giao diện rộng lớn thực sự khác duy nhất mμ bề mặt n‡ớc có lμ với khí quyển Nói chung không tồn tại một mặt tiếp xúc giữa tầng n‡ớc mặt vμ đới không bão hòa; vì bề mặt của hệ thống n‡ớcngầm, mực n‡ớc ngầm, tiếp xúc với tầng n‡ớc mặt tại đ‡ờng biên (Hình 2.5).Vì n‡ớc ngầm vμ n‡ớc mặt có một mặt tiếp xúc t‡ơng đối rộng, t‡ơng tác củahai loại n‡ớc đã đ‡ợc quan tâm từ hơn 100 năm nay (Hall 1968) Từ công trìnhcủa Boussinesq (1877) cho đến gần đây, mối t‡ơng tác giữa n‡ớc mặt vμ n‡ớcngầm đã đ‡ợc nghiên cứu từ hình ảnh của sự rút dòng chảy (Barnes 1939; Knisel 1963; Rorabaugh 1964)

Việc phân tích sự rút đi vẫn đ‡ợc sử dụng, nh‡ thủ tục m‡a - dòng chảy đ‡ợcLeavesley vμ những ng‡ời khác (1983) chỉ ra, những nghiên cứu của hồ Woods

vμ hồ Panther, New York, đ‡ợc thực hiện bởi Murdrock vμ những ng‡ời khác (1987), nghiên cứu dòng chảy vμo hồ Mirror, New Hampshire (Winter vμnhững ng‡ời khác 1989), vμ những nghiên cứu dòng chảy ở vùng phía đông Hoa Kỳ (Rutledge 1993) Sự phân tích rút n‡ớc dựa vμo một mô hình dòng chảy một chiều mμ yêu cầu giả thiết rằng dòng chảy hoμn toμn ngấm xuống hệ thống n‡ớc ngầm (Hình 2.7)

Các giả thiết khác cần để chứng minh việc sử dụng những mô hình đơn giản hóa bậc cao nμy lμ đúng bao gồm:

(1) Môi tr‡ờng xốp phải lμ đồng nhất vμ đẳng h‡ớng, vμ

(2) tầng ngậm n‡ớc phải có độ dμy vμ hình dạng đồng nhất từ thuỷ vực mặt

đến vị trí đ‡ờng phân tách n‡ớc ngầm

Số liệu duy nhất cần sử dụng sự phân tích rút n‡ớc lμ một giai đoạn đủ dμi của bản ghi dòng chảy liên tục để xác định độ dốc rút n‡ớc chính xác

Hình 2.7: N‡ớc mặt hoμn toμn thấm xuống hệ thống n‡ớc ngầm

Sự nghiên cứu hiện thực hơn về sự t‡ơng tác giữa n‡ớc mặt vμ n‡ớc ngầm đòi hỏi sự phân tích tất định các hệ thống hai vμ ba chiều Ngoμi ra, loại phân tích nμy đ‡ợc dùng để đánh giá khái niệm của dòng chảy n‡ớc sát mặt trên các s‡ờn dốc đã đề cập tr‡ớc đó cũng nh‡ tính hợp lệ vμ những sự giới hạn của sự phân tích n‡ớc rút Ph‡ơng trình th‡ờng sử dụng để mô tả dòng chảy ngầm cho các điều kiện không cân bằng trong môi tr‡ờng xốp bất đồng nhất vμ dị h‡ớng (McDonald vμ Harbaugh 1984) lμ một sự kết hợp của ph‡ơng trình liêntục vμ ph‡ơng trình Darcy:

t

h S W z

h K z y

h K y x

h K

w w

w w

w w

w

(1)trong đó x, y vμ z lμ những tọa độ Đecac liên kết dọc theo những trục chính của các hệ số dẫn thủy lực KXX, KYY, KZZ; h lμ cột thế năng; W lμ thông l‡ợng thể tích trên một đơn vị thể tích, đại diện cho những nguồn n‡ớc thêm vμo hay mất

đi; Ss lμ l‡ợng trữ đặc biệt của vật chất xốp; vμ t lμ thời gian

Với những điều kiện trạng thái ổn định, ph‡ơng trình đ‡ợc đơn giản hóa bởiviệc không xét thμnh phần thông l‡ợng, W, vμ đặt vế phải của ph‡ơng trình bằng 0

Toth (1963) tìm nghiệm giải tích của ph‡ơng trình (1) viết cho dòng chảy ngầm

ổn định hai chiều theo ph‡ơng thẳng đứng Sự phân tích nμy tập trung về việc

đánh giá những hình thế dòng chảy gây ra bởi những hình thế mực n‡ớc ngầm khác nhau Toth giả thiết rằng, môi tr‡ờng xốp lμ đẳng h‡ớng vμ đồng nhấtlμm cho cách tiếp cận phân tích dễ dμng Các điều kiện biênm không thấm

đ‡ợc sử dụng tại đáy vμ các cạnh khu vực nghiên cứu Їờng mực n‡ớc ngầm

đ‡ợc mô phỏng theo dạng sóng hình sin, mμ biên độ vμ độ dốc toμn phần của nó

đ‡ợc thay đổi để tạo ra các độ dốc vùng vμ cao độ mực n‡ớc địa ph‡ơng khác nhau

Những kết quả của nghiên cứu nμy chỉ ra lý thuyết về sự hiện diện của các hệ thống dòng chảy với các quy mô khác nhau địa ph‡ơng, trung gian, vùng (Hình 2.8) vμ kích th‡ớc khác nhau, phụ thuộc vμo hình thế của mực n‡ớc ngầm Những khu vực ch‡a đ‡ợc dự định nghiên cứu sự t‡ơng tác của n‡ớc ngầm vμ n‡ớc mặt, nh‡ng những khái niệm đã giới thiệu bởi Toth lμ sự thúc đẩy những ng‡ời khác nghiên cứu sau nμy về sự t‡ơng tác của n‡ớc ngầm vμ n‡ớc mặt

Hình 2.8: Mặt cắt thủy văn của một thiết đặt hai chiều có tính giả thiết thể hiện các hệ thống dòng chảy cục bộ, trung bình, vμ khu vực trong một hồ chứa n ‡ớc ngầm (Їợc xác định bởi Toth 1963)

Lời giải số của ph‡ơng trình (1) tỏ ra linh hoạt hơn lời giải giải tích của

ph-‡ơng trình dòng chảy n‡ớc ngầm cho những nghiên cứu của hệ thống dòng n‡ớc ngầm, bởi vì độ xốp không phải lμ đồng nhất vμ đẳng h‡ớng, vμ những

điều kiện biên, kể cả hình dạng của mặt n‡ớc ngầm, có thể lμ phức tạp (Freeze

vμ Witherspoon 1967) Bởi vì tính linh hoạt nμy, Winter (1976) sử dụng ph‡ơngpháp số để nghiên cứu lý thuyết về hệ thống dòng n‡ớc ngầm liên quan đến các

hồ cho một số hình thế hình học khác nhau của hồ vμ một sự đa dạng rộng về những điều kiện biên của hệ thống n‡ớc ngầm

ẫn thuỷ lực cao,(4) hình thế mặt n‡ớc ngầm, vμ

(5) độ sâu của hồ

Các phân tích đ‡ợc tiến hμnh xét trong mặt cắt thẳng đứng hai chiều, vì vậy chúng có ứng dụng chỉ cho những hồ thẳng dμi chảy theo h‡ớng vuông góc với h‡ớng dòng ngầm Hơn nữa, những sự mô phỏng lμ của điều kiện trạng thái ổn

định, có nghĩa lμ, với một mặt n‡ớc ngầm cố định Їờng mực n‡ớc ngầm đ‡ợc

định hình sao cho hai đỉnh thuỷ áp nằm ở hai bên của mặt cắt vμ đỉnh nμy cao hơn đỉnh kia Không có mô phỏng nμo đ‡ợc tiến hμnh cho tr‡ờng hợp mực n‡ớcngầm thấp hơn mực n‡ớc hồ, bởi vì điều nμy rõ rμng dẫn đến sự thấm ra khỏi hồ

Nghiên cứu nμy đã đ‡ợc thiết kế để xác định những kiểu dòng chảy ngầm vμ những mẫu thấm đáy hồ đ‡ợc tạo ra do sự khác biệt của các yếu tố:

Hình 2.9: Mặt cắt thủy văn của thiết đặt hai chiều có tính giả thuyết thể hiện hệ thống dòng ngầm có liên quan với một hồ mμ không có thấm từ nó Điểm ng‡ng trệ dọc theo biên hệ thống dòng chảy cục

bộ bao xung quanh hồ có cột n ‡ớc thủy lực lμ 230.9 đơn vị không thứ nguyên, mμ lớn hơn 0.9 cột n‡ớc

230 hiện tại của mực n‡ớc hồ Kh/Kv lμ tỷ số của tính dẫn thủy lực ngang vμ thẳng đứng.

Hình 2.10: Mặt cắt thủy lực của sự thiết đặt hai chiều có tính giả thuyết thể hiện những hệ thống dòng ngầm có liên quan với một hồ mμ có thấm từ nó qua 1-3 của đáy hồ, vì biên hệ thống dòng chảy cục

bộ không liên tục Kh/Kv lμ tỷ số giữa tính dẫn thủy lực ngang vμ thẳng đứng.

điều kiện (Hình 2.9) Tuy nhiên, sự thấm ra ngoμi từ hồ qua những phần sâu Nghiên cứu đã chỉ ra rằng bởi vì hình thế mực n‡ớc ngầm đã đ‡ợc chỉ rõ, dòng chảy trong phần phía trên của hệ thống n‡ớc ngầm lμ về phía hồ cho tất cả các