Chuong 2 thuy van song

Có những trường hợp nước sông không thể chảy về cửa sông thiên nhiên được vì người ta đã lấy hết một phần nước của nó để dẫn vào các hệ thống tưới, hiện tượng kiệt nước chỉ xảy ra trong

Chương 2 THỦY VĂN SÔNG

2.1 MỘT SỐ KHÁI NIỆM CƠ BẢN VỀ SÔNG VÀ LƯU VỰC

2.1.1 Các khái niệm cơ bản về sông

Nơi bắt đầu của một con sông được gọi là nguồn của nó Dòng sông có thể được bắt nguồn

từ một mạch nước ngầm, từ hồ ao, đầm lầy hoặc từ một băng hà Trong một số trường hợp, một hồ nước cũng có thể đồng thời là nguồn của nhiều con sông chảy ra theo các hướng khác nhau Ở nước ta sông ngòi thường bắt nguồn từ các khe núi cao, từ những mạch nước ngầm và những thung lũng tập trung nước mưa ở trên một diện tích tương đối nhỏ Từ nguồn về hạ du, lượng dòng nước của sông tăng lên do được bổ sung nước từ các sườn dốc thung lũng xuống lòng sông, nước ngầm và cả nước từ sông nhánh càng về xuôi lại càng tiếp tục dồn thêm nước vào lòng sông chính

Với cách sản sinh ra sông, nguồn đóng vai trò to lớn trong chế độ nước của nó Ví dụ các sông có nguồn gốc từ hồ có nhiều nước ngay đầu nguồn và khối nước này hầu như không phụ thuộc vào lượng mưa Các con sông với nguồn cung cấp nước là sông băng có ít nước hơn đôi chút nhưng mùa hè càng nóng thì càng nhiều nước Các con sông bắt nguồn từ suối hay mạch nước, từ hồ nhỏ ban đầu chỉ nhận được ít nước thì chế độ dòng chảy phụ thuộc chặt chẽ vào thời tiết của các mùa

2.1.1.4 Thượng, trung và hạ lưu sông

Thượng lưu: là đoạn trên cùng của sông Đoạn này có độ dốc lớn, nước chảy xiết, xói lở theo chiều sâu mạnh, lòng sông hẹp, thường có ghềnh thác lớn

Trung lưu: là đoạn sông kế với đoạn thượng lưu, độ dốc lòng sông ở đây đã giảm dần, không

có ghềnh thác lớn, nước chảy yếu hơn, xói lở phát triển sang hai bờ hơn là xói sâu (nếu lũng sông không là đá) làm cho lòng sông mở rộng dần, sông ngày càng uốn khúc nhiều hơn

Hạ lưu: là đoạn cuối cùng của sông, đoạn này độ dốc lòng sông rất nhỏ, nước chảy chậm, bồi nhiều hơn xói, tạo nên nhiều bãi bồi giữa lòng sông Hình dạng sông quanh co uốn khúc rất rõ rệt, lòng sông mở rộng nhiều so với các đoạn trên

2.1.1.5 Cửa sông

Cửa sông là nơi cuối cùng của một con sông Cửa sông có thể là nơi dòng chảy sông đổ vào sông khác, vào hồ, đầm lầy, biển Cũng có những sông không có cửa, đó là những sông chảy qua miền sa mạc quá khô cằn, nước bị ngấm và bốc hơi mà hết, những sông chảy vào

hang động ngầm, hoặc chảy xuống những lớp cát sỏi dày phủ trên mặt lòng sông (ở những vùng đá vôi nhiều hang động ngầm thuộc lưu vực sông Đà, sông Kỳ Cùng đều thấy hiện tượng suối chảy vào động ngầm dưới đất) Có những trường hợp nước sông không thể chảy

về cửa sông thiên nhiên được vì người ta đã lấy hết một phần nước của nó để dẫn vào các hệ thống tưới, hiện tượng kiệt nước chỉ xảy ra trong một thời gian ngắn trong năm vào mùa khô

2.1.1.6 Độ dài và độ uốn khúc của sông

Độ dài sông: L, km

Độ dài sông là khoảng cách từ nguồn đến cửa sông đo theo đường nước chảy Độ dài sông bao giờ cũng lớn hơn khoảng cách thẳng nối từ nguồn đến cửa sông, do đó dòng sông bao giờ cũng có một đặc tính gọi là tính uốn khúc

Độ uốn khúc của sông: Ku

Hình dạng mặt bằng lòng của lòng sông khá phức tạp Lòng sông rất ít khi thẳng mà thường uốn khúc quanh co Nguyên nhân của hiện tượng này có thể là các điều kiện địa chất, địa mạo (uốn khúc sơn văn), nhưng chủ yếu là do quy luật chuyển động của nước trong sông (uốn khúc thủy văn)

Độ uốn khúc của sông là tỷ số giữa chiều dài sông và khoảng cách thẳng từ nguồn đến cửa sông

Hình 2 – 1

Hướng chảy cơ bản của dòng sông (những dòng sông tương đối lớn) có ý nghĩa quan trọng

vì hướng đó quyết định một số đặc trưng của dòng chảy Dòng sông chảy từ Nam lên Bắc sẽ

có tình hình khác dòng sông chảy từ Bắc xuống Nam

2.1.1.7 Độ rộng và độ sâu của sông

Theo quy luật chung, càng đi xa nguồn, sông càng rộng Ở hạ du những sông lớn có khi rộng tới hàng ngàn mét Đồng thời với sự tăng của độ rộng lúc đi dần về phía hạ du, độ sâu của sông cũng tăng lên Nhưng không phải độ rộng và độ sâu của sông đều tăng dần theo sông một cách liên tục, trên tất cả các dòng sông đều quan sát thấy hiện tượng từng khúc sông co lại và rộng ra xen kẽ nhau Cũng như vậy, những chỗ sâu và cạn đều xen kẽ nhau

Độ rộng và độ sâu của sông thay đổi nhiều nhất ở cửa các sông nhánh lớn Nhưng sự thay đổi như vậy cũng thường thấy ở những chỗ có đảo, thác, đá ngầm …

2.1.1.8 Lòng sông và bãi sông

Độ rộng và độ sâu của sông không những chỉ thay đổi trong không gian theo chiều chảy của dòng nước, mà còn thay đổi theo thời gian trên một mặt cắt nhất định hoặc trên mặt cắt dọc Lúc mực nước thấp, dòng sông chảy trong phần thấp nhất của thung lũng sông (thấp nhất trong từng mặt cắt), phần đó gọi là lòng sông Vào mùa lũ, nước dâng lên khỏi lòng sông và chiếm một phần lớn thung lũng sông, phần đó gọi là bãi sông hoặc là bãi lòng sông (hình 2 – 2)

Hình 2 – 2 Mặt cắt ngang của thung lũng sông

Trong lòng sông bao giờ cũng bao gồm một số bộ phận như bãi bồi, doi cát, vực sâu Ở hạ lưu sông, các bãi nông và vực sâu phân bổ theo các quy luật nhất định Các thành phần này cũng dịch chuyển dần về phía cửa sông nhưng với tốc độ rất chậm Tuy nhiên cũng có khi đạt tới tốc độ khá lớn, có thể tới vài chục hay vài trăm mét trong một năm

2.1.1.9 Mặt cắt ngang sông

Mặt cắt ngang sông là mặt phẳng được giới hạn bởi đường mặt nước và chu vi ướt của lòng sông Mặt phẳng này vuông góc với hướng chảy bình quân dòng nước Mặt cắt ngang sông cũng như lòng sông không cố định mà thay đổi theo lượng nước trong sông Do đó ứng với các mực nước khác nhau sẽ có các mặt cắt ngang tương ứng

Hình 2 – 3 Mặt cắt ngang sông Hồng ở trạm đo Lao Cai

2.1.1.10 Độ dốc dọc của sông

Mặt cắt dọc của một con sông là một mặt thẳng đứng biểu thị sự thay đổi độ cao của đáy sông và mặt nước sông (mực nước kiệt nhất năm) từ nguồn về cửa sông Mặt cắt này đặc trưng cho sự thay đổi độ dốc của đáy sông và độ dốc mặt nước dọc con sông

Độ dốc của sông (độ dốc mặt nước, độ dốc đáy sông):

Độ dốc của đáy sông hay của mặt nước là tỷ số giữa hiệu độ cao ở điểm đầu H1 và điểm cuối

H2 của đoạn sông cần nghiên cứu với khoảng cách L giữa hai điểm đó

L

H H

Biên giới Việt Trung Cao trình

Những con sơng đổ vào sơng chính được gọi là các sơng nhánh cấp một, những sơng nhánh của các sơng cấp một được gọi là sơng nhánh cấp hai,.v.v… Số thứ tự của một sơng nhánh chỉ nĩi lên sự cách biệt của nĩ so với sơng chính, chứ khơng nĩi lên được độ lớn của nĩ Bất

kỳ sơng nào cũng cĩ những sơng nhánh rất nhỏ thuộc nhánh cấp một và những sơng nhánh lớn thuộc số thứ tự cách xa Vì vậy mà cĩ cả một hệ thống khác phân chia các con sơng theo lớp Các con sơng sơ đẳng, khơng cĩ sơng nhánh được xếp vào lớp thứ nhất Các con sơng thu nhận nước của những con sơng sơ đẳng được xếp vào lớp thứ hai… sơng chính sẽ thuộc lớp càng lớn khi hệ thống của nĩ càng bị phân nhánh nhiều

Sự bố trí của các sơng nhánh dọc theo sơng chính cĩ ảnh hưởng quyết định tới tình hình dịng chảy của sơng Cĩ thể phân ra các loại sơng nhánh bố trí theo hình nan quạt trong đĩ cửa các sơng nhánh lớn ở gần nhau; sơng nhánh bố trí theo hình lơng chim, các sơng nhánh phân bố một cách đều đặn ở hai bên sơng chính hay sơng nhánh bố trí theo hình song song

Mạng lưới sông hình song song Mạng lưới sông hình cành cây

Hình 2 – 5 Sơ đồ mạng lưới sông

2.1.2 Lưu vực sông

2.1.2.1 Đường phân nước của lưu vực

Mỗi hệ thống sông thu nhận nước trên mặt và nước ngầm của một vùng lãnh thổ xác định, lãnh thổ này được gọi là diện tích thu nước hay lưu vực sông Lưu vực sông bao gồm hai phần: lưu vực trên mặt và lưu vực ngầm Các lưu vực được phân cách với nhau bởi đường phân nước

Đường phân nước mặt của lưu vực là đường nối các điểm cao nhất xung quanh lưu vực, nước mưa rơi xuống sẽ chảy về hai phía của hai sườn dốc của hai lưu vực khác nhau Đường

Hoàngsoâng Ñ

phân nước ngầm là đường nối liền các điểm cao nhất của tầng nham thạch không thấm nước bao quanh lưu vực Đường phân nước mặt và đường phân nước ngầm thường không trùng nhau nhưng do việc xác định đường phân nước ngầm rất khó khăn và sự chênh lệch này cũng không lớn lắm (trừ vùng cacxtơ) nên trong thực tế người ta thường lấy đường phân nước mặt là đường phân nước chính của lưu vực

Ở các miền núi, các đường phân nước đi theo những đường sống của các dãy núi và bao giờ cũng biểu hiện rõ rệt Ở các miền đồng bằng, các đường phân nước thường được xác định bằng các dải rộng Một đặc điểm rất quan trọng là đường phân nước không phải là cố định

mà có thể biến đổi do các hiện tượng bắt dòng hay phân lưu Lúc đó, kích thước của lưu vực sông cũng thay đổi

Hình 2 – 6 Lưu vực và đường phân nước của lưu vực

Lưu vực sông có tác dụng quan trọng tới dòng chảy sông ngòi Kích thước lưu vực có thể ảnh hưởng trực tiếp tới lượng dòng chảy sông ngòi Trong các điều kiện địa lý tương tự, diện tích lưu vực lớn sẽ có lượng dòng chảy lớn, ngược lại kích thước lưu vực nhỏ, lượng dòng chảy cũng nhỏ đi Kích thước của lưu vực cũng ảnh hưởng tới quá trình tập trung lũ trong sông Lưu vực sông càng lớn, mức độ điều tiết tự nhiên càng lớn

30 40

50 40

0 250 500m

20

10 30 40 20 30

Đường phân lưu mặt

Đường phân lưu ngầm Sông

Lớp không thấm nước

Hình 2 – 7 Đường phân nước mặt và nước ngầm

2.1.2.2 Các đặc trưng hình học và địa lý tự nhiên của lưu vực

• Diện tích lưu vực: F(km 2 )

Phần mặt đất được khống chế bởi đường phân nước của lưu vực gọi là diện tích lưu vực Sau

khi đã xác định được đường phân nước của lưu vực trên bản đồ địa hình, thì ta cĩ thể xác

định được diện tích lưu vực bằng máy đo diện tích, phương pháp kẻ ơ vuơng, … Để đảm bảo

độ chính xác người ta thường dùng các bản đồ địa hình tỉ lệ 1/5000 hoặc 1/10.000 tùy theo

lưu vực lớn hay nhỏ, yêu cầu độ chính xác của tài liệu Độ chính xác của kết quả phụ thuộc

vào độ chính xác của bản đồ địa hình, vào tỷ lệ bản đồ và độ chính xác của đường phân nước

và vào phương pháp đo Nĩi chung để xác định diện tích lưu vực nhỏ cần bản đồ tỷ lệ lớn

• Chiều dài lưu vực: L (km)

Chiều dài lưu vực được biểu thị bằng chiều dài đường gấp khúc nối từ cửa sơng qua các

điểm giữa của các đoạn thẳng cắt ngang lưu vực đến điểm xa nhất của lưu vực Trong thực

tế, thường lấy chiều dài sơng chính tính từ nguồn đến cửa sơng thay thế cho chiều dài lưu

vực

• Chiều rộng bình quân của lưu vực: B (km)

Chiều rộng bình quân của lưu vực bằng diện tích lưu vực chia cho chiều dài lưu vực

Kd biểu thị mức độ phát triển của lưu vực Thường Kd cĩ trị số ≤1, Kd càng lớn lưu vực càng

rộng, nước tập trung nhanh Kd càng nhỏ, lưu vực càng dài, nước tập trung từ từ

f f

a

−

ƒtr - diện tích bên trái sông chính (tả ngạn sông chính)

ƒp - diện tích bên phải sông chính (hữu ngạn sông chính)

F - diện tích lưu vực

Ka nói lên mức độ đối xứng của lưu vực

Ka = 0 - lưu vực đối xứng, sông chính ở giữa

Ka ≠ 0 - lưu vực không đối xứng K a càng lớn thì lưu vực càng kém đối xứng Nếu K a > 0 sông chính lệch về phía bên phải, Nếu K a < 0 sông chính lệch về phía bên trái

Lp – chiều dài đường phân nước

Lt – chu vi hình tròn có diện tích bằng diện tích lưu vực

f f

h f h

f h f H

i n

i i

n

n n bq

∑

=

=+

++

+++

2 1

2 2 1 1

Hbq – độ cao bình quân của lưu vực (m)

fi – diện tích giữa 2 đường đồng mức kề nhau, F – diện tích lưu vực (km2)

hi – độ cao bình quân giữa hai đường đồng mức kề nhau

• Độ dốc bình quân của lưu vực

F

li h fi

li h I

n i

i n

i

i

n i

Δ – chênh lệch độ cao giữa 2 đường đồng mức kề nhau (m)

fi – diện tích giữa 2 đường đồng mức kề nhau (km2)

li – chiều dài trung bình giữa hai đường đồng mức kề nhau (km)

Nếu địa hình biến đổi đều thì độ dốc bình quân lưu vực có thể tính theo công thức gần đúng:

F

H H

Hmax: độ cao của điểm cao nhất trong lưu vực đơn vị là m

Hmin: độ cao của điểm thấp nhất trong lưu vực đơn vị là m

• Cấu tạo địa chất thổ nhưỡng

Có tác dụng quan trọng đến việc điều tiết thủy văn, ảnh hưởng đến khả năng cung cấp nước ngầm trong lưu vực

Có tác dụng điều tiết (làm chậm) quá trình tập trung dòng chảy của lưu vực

2.2 PHƯƠNG TRÌNH CÂN BẰNG NƯỚC

Phương trình cân bằng nước được xây dựng trên nguyên lý bảo toàn vật chất Khu vực đang xét thường là lưu vực một con sông, hoặc một phần lưu vực thuộc đoạn sông đang xét

Nguyên lý cân bằng nước có thể phát biểu như sau: “Trên một lưu vực nhất định, trong một thời khoảng nhất định, lượng nước đi vào lưu vực cân bằng với lượng nước đi ra khỏi lưu vực và lượng nước bị giữ lại trên lưu vực” Dựa vào nguyên lý đó ta thiết lập được phương trình cân bằng nước trong các trường hợp

2.2.1 Phương trình cân bằng nước dạng tổng quát

Xét một lưu vực (có thể xem là một hình trụ) phía trên được giới hạn bởi mặt đất lưu vực, phía dưới bởi lớp đất không thấm nước, ngăn cách mọi trao đổi của nước trong lưu vực với các tầng đất ở dưới

Hình 2 – 8 Lưu vực sông và các thành phần cân bằng nước trên lưu vực

Trong một thời khoảng nhất định, lượng nước vào lưu vực gồm:

X – lượng nước mưa rơi xuống lưu vực

Z1 – lượng nước ngưng tụ từ khí quyển và đọng lại trong lưu vực

Y1 – lượng dòng chảy mặt vào lưu vực

W1 – lượng dòng chảy ngầm vào lưu vực

Lượng nước ra khỏi lưu vực gồm:

Z2 – lượng nước bốc hơi khỏi lưu vực

Y2 – lượng dòng chảy mặt ra khỏi lưu vực

W2 – lượng dòng chảy ngầm ra khỏi lưu vực

Lượng nước giữ lại trên lưu vực gồm:

U1 – lượng nước trữ trên lưu vực đầu thời khoảng tính toán

U2 – lượng nước trữ trên lưu vực cuối thời khoảng tính toán

Theo nguyên lý cân bằng nước cho phép ta viết:

(X + Z1 + Y1 + W1) = (Z2 + Y2 + W2) + (U2 – U1) (2 – 12)

Đó là phương trình cân bằng nước dạng tổng quát Có thể áp dụng cho bất kỳ một lưu vực (hoặc một bộ phận lưu vực) trong thời khoảng tính toán bất kỳ

2.2.2 Phương trình cân bằng nước trong các trường hợp cụ thể

2.2.2.1 Đối với lưu vực kín, thời đoạn bất kỳ

Đối với lưu vực kín, nghĩa là lưu vực không có dòng mặt và dòng ngầm chảy vào Y1 = 0 và

W1 = 0, ta có phương trình cân bằng nước:

Với Y = Y2 +W2 - lượng dòng chảy ra khỏi lưu vực

Z = Z2 – Z1 - lượng bốc hơi trừ lượng ngưng tụ

ΔU = U2 – U1 - thay đổi lượng trữ trong thời khoảng tính toán

2.2.2.2 Đối với lưu vực kín và xét trong thời khoảng nhiều năm

Do có sự xen kẽ giữa năm ít nước và năm nhiều nước sẽ làm triệt tiêu ΔU

Ui - lượng trữ nước vào đầu năm thủy văn

Ui+1 - lượng trữ nước vào cuối năm thủy văn

n - số năm trong thời khoảng tính toán, khi n → ∞ thì ΔU→ 0 Phương trình cân bằng nước còn lại:

- lượng bốc hơi bình quân nhiều năm

2.2.2.3 Đối với lưu vực hở, thời đoạn bất kỳ

Lưu vực hở có dòng chảy ngầm chảy vào do đường phân nước mặt và đường phân nước ngầm của lưu vực không trùng nhau, W1 ≠0 Các lưu vực nhỏ thường thuộc loại này

ΔW = W2 – W1 – lượng nước ngầm thay đổi trong thời khoảng ta xét

2.2.2.4 Đối với lưu vực hở xét trong thời gian nhiều năm

Phương trình cân bằng nước còn lại:

n 1

1

- lượng trao đổi ngầm trong nhiều năm

2.2.2.5 Đối với các lưu vực không có dòng chảy đi ra

Ví dụ lưu vực ao, hồ, đầm lầy không có sông chảy ra, lưu vực các sông ở vùng sa mạc, thảo nguyên khô cằn không có nước thoát sang khu vực khác) phương trình còn lại:

Với thời kỳ nhiều năm, phương trình (2 – 20) còn lại:

Phương trình cân bằng nước là một công cụ cơ bản để tính toán dòng chảy Phương trình cho ta biết sự phân phối các thành phần nước, đánh giá tài nguyên nước trên các khu vực, suy đoán các trị số của các thành phần cân bằng nước chưa biết, khi đã có số liệu về các thành phần khác

2.3 CÁC LOẠI CHUYỂN ĐỘNG CỦA NƯỚC TRONG SÔNG

2.3.1 Chảy tầng và chảy rối

Trong sông thiên nhiên tồn tại hai chế độ chuyển động của chất lỏng Chảy tầng và chảy rối Chảy tầng: các lớp nước chảy song song nhau với lưu lượng nước không đổi, vận tốc tại mỗi điểm dòng chảy không thay đổi, vận tốc dòng chảy giảm từ mặt nước đến đáy sông Chuyển động của dòng chảy phụ thuộc vào độ nhớt của chất lỏng và sức cản của chuyển động trong dòng mang tính chất khuyếch tán phân tử Chế độ chảy tầng đặc trưng cho các dòng chảy ngầm trong đất Các dòng chảy trong sông thường là chảy rối Đặc trưng của nó là vận tốc thay đổi theo thời gian tại mỗi điểm về giá trị nào đấy Vận tốc lớn nhất đạt được tại bề mặt nước Dòng rối thực tế không phụ thuộc vào độ nhớt chất lỏng Sức cản chuyển động trong chảy rối của sông tỷ lệ với bình phương vận tốc

Thực nghiệm chỉ ra rằng trong một quan hệ xác định giữa vận tốc trung bình và độ sâu trung bình dòng chảy sẽ chuyển từ chảy tầng sang chảy rối và ngược lại Quan hệ đó được xác định bằng số Reynold:

γ tb

tb e

h V

ma sát (lực cản) và trong mặt phẳng ngang sông

Các dạng chuyển động của nước trong sông:

Chuyển động ổn định: Là chuyển động mà các yếu tố thủy lực không thay đổi theo thời gian

tại một mặt cắt Chuyển động ổn định có đặc điểm lưu lượng không thay đổi dọc theo dòng chảy và theo thời gian, các yếu tố thủy lực (diện tích mặt cắt ướt, chiều sâu dòng chảy, lưu tốc trung bình) tại một mặt cắt không thay đổi

Chuyển động không ổn định là chuyển động mà các yếu tố thủy lực thay đổi theo thời gian

Chuyển động không ổn định có đặc điểm lưu lượng thay đổi dọc theo dòng chảy và theo thời gian, các yếu tố thủy lực (diện tích mặt cắt ướt, chiều sâu dòng chảy, lưu tốc trung bình) tại một mặt cắt thay đổi theo thời gian

Dòng ổn định chảy đều có đặc điểm là các yếu tố thủy lực (lưu tốc trung bình, hình dạng

diện tích mặt cắt ướt, chiều sâu dòng chảy không thay đổi dọc theo dòng chảy

Dòng ổn định chảy không đều có đặc điểm là các yếu tố thủy lực (lưu tốc trung bình, hình

dạng diện tích mặt cắt ướt, chiều sâu dòng chảy thay đổi dọc theo dòng chảy

2.3.2 Vận tốc dòng nước và sự phân bố vận tốc trên mặt cắt ngang

Vận tốc dòng chảy thay đổi theo độ sâu và chiều rộng sông Từ đáy sông đến mặt nước vận tốc đầu tiên tăng nhanh sau đó tăng chậm hơn Giá trị cực đại đạt được ở độ sâu 0.2h tính từ

bề mặt nước Ngoài ra sự phân bố tôc độ còn phụ thuộc vào địa hình đáy sông, hướng, sức gió Theo chiều rộng, vận tốc giảm dần từ giữa sông về hai bờ

Vận tốc trung bình dòng chảy có thể được tính theo công thức Sezi:

Hình 2 – 9 Phân bố vận tốc theo mặt cắt ngang sông

2.4 SỰ HÌNH THÀNH DÒNG CHẢY SÔNG NGÒI

Nước mưa rơi xuống lưu vực, một phần chảy trên mặt đất (dòng chảy mặt) một phần ngấm xuống đất và tạo thành dòng chảy ngầm sau đó chảy vào sông, cuối cùng chảy qua cửa ra của lưu vực gọi là dòng chảy sông ngòi Quá trình hình thành dòng chảy sông ngòi tương đối

phức tạp, dưới đây trình bày hai phần chính, quá trình hình thành dòng chảy mặt và dòng chảy ngầm

2.4.1 Sự hình thành dòng chảy mặt

2.4.1.1 Quá trình mưa

Dòng chảy trong sông ngòi nước ta đều do mưa rơi xuống lưu vực tạo thành, cho nên mưa là khâu đầu tiên của quá trình hình thành dòng sông ngòi Do vậy việc tìm hiểu những đặc điểm mưa cần đề cập tới

• Cường độ mưa

Là lượng mưa rơi trong một đơn vị thời gian Trong tính toán người ta phân biệt cường độ mưa trung bình thời đoạn, cường độ mưa trung bình thời đoạn lớn nhất và cường độ mưa tức thời

Trong thực tế ta thấy một trận mưa có thể rải khắp lưu vực, cũng có thể chỉ rơi trên một phần lưu vực, mặt khác trong cùng một thời gian lượng mưa ở các nơi trên lưu vực cũng không giống nhau Khu vực mà cường độ mưa lớn nhất gọi là trung tâm mưa

Trong một trận mưa trung tâm mưa cũng không cố định mà thường di chuyển Sự thay đổi lượng mưa theo không gian và thời gian có tác dụng chi phối quá trình thay đổi của lượng nước chảy ra cửa lưu vực

• Phân loại mưa

Căn cứ vào nguyên nhân làm không khí thăng lên gây mưa người ta chia ra các loại mưa sau đây:

(1) Mưa địa hình

Khối không khí ẩm trên đường đi chuyển gặp núi cao, sẽ bốc lên theo sườn núi gây hiện tượng lạnh đi vì động lực Hơi nước ngưng kết tụ gây mưa ở sườn đón gió (hình 2 – 10a) Loại này thường gây mưa lớn, phía núi khuất gió thường khô vì không còn hơi nước, và có thể nóng lên vì ma sát Gió Lào ở nước ta là một ví dụ về mưa kiểu này

0 1 2 3 4 5 6

Hình 2 – 10a Mưa địa hình Hình 2 – 10b Mưa đối lưu

Hình 2 – 10c Mưa front lạnh và mưa front nóng

8 6 4 2

Hình 2 – 10d Mưa bão

(2) Mưa đối lưu

Về mùa hè mặt đệm bị đốt nóng, lớp không khí ẩm sát mặt đất bốc lên cao làm thành một luồng khí đối lưu với lớp không khí trên cao gây hiện tượng mất nhiệt, hơi nước bị ngưng tụ gây mưa kèm theo hiện tượng sấm sét (hình 2 – 10b)

(3) Mưa gió xoáy

Mưa gió xoáy là loại mưa có kèm theo hiện tượng gió xoáy Loại này có lượng mưa lớn, phạm vi rộng, thời gian dài dẽ sinh ra lụt Có thể phân mưa gió xoáy làm các loại sau:

Mưa front lạnh: Khi một khí đoàn lạnh di chuyển gặp khí đoàn nóng ẩm sẽ tạo ra một vùng

tiếp xúc gọi là front Khí đoàn nóng ở mặt tiếp xúc sẽ bốc lên, hơi nước ngưng tụ vì lạnh gây

ra mưa Ở nước ta, mưa front lạnh thườnh xảy ra khi có gió mùa Đông Bắc ở đầu và cuối mùa khô (hình 2 – 10c)

Mưa front nóng: Hiện tượng tương tự như mưa front lạnh, nhưng xảy ra khi khí đoàn nóng

di chuyển gặp khí đoàn lạnh đang đứng yên hoặc di chuyển chậm (hình 2 – 10c)

Mưa bão: Khi có bão, hiện tượng gió xoáy rất mạnh hất không khí ẩm lên cao lạnh đi và gây

mưa lớn Ở nước ta bão là nguyên nhân chủ yếu gây mưa lớn trong mùa mưa

• Phương pháp tính lượng mưa bình quân lưu vực

Trong một trận mưa hoặc trong một thời đoạn tính toán, lượng mưa trên lưu vực thường không đồng đều, bởi vậy lượng mưa quan trắc được ở các trạm đo mưa bố trí trên lưu vực cũng khác nhau Vì vậy cần phải tính lượng mưa trung bình cho lưu vực Có nhiều phương pháp tính mưa mưa bình quân lưu vực

n

X X

n

i i

Xi : lượng mưa của trạm đo mưa thứ i (mm)

X : lượng mưa trung bình toàn lưu vực (mm)

Phương pháp này chỉ sử dụng tốt khi trên lưu vực có nhiều trạm đo mưa và được bố trí ở các

vị trí đặc trưng

(2) Phương pháp hình đa giác (bình quân gia quyền)

Cơ sở của phương pháp này là coi lượng mưa ở một vị trí nào đó, chỉ đại diện cho lượng mưa ở một vùng nhất định quanh đó Diện tích khống chế của nó bởi các đường trung trực của các đoạn thẳng nối liền các trạm với nhau

Cách làm như sau:

Nối các trạm đo mưa trên bản đồ địa hình thành những tam giác, cố gắng vẽ thành các tam giác góc nhọn (hình 2 - 11) Vẽ các đường trung trực của những tam giác đó tạo thành các hình nhiều cạnh Lượng mưa của trạm đo nằm trong mỗi đa giác đại diện cho lượng mưa của khu đa giác đó Lượng mưa bình quân trên lưu vực được xác định theo công thức sau:

F

x f f

f f

x f x

f x

++

+++

2 1

2 2 1

1

(2 – 25)

Xi: Lượng mưa đo được ở trạm đo mưa thứ i

fi: diện tích khống chế trạm đo mưa i

F: diện tích toàn lưu vực

Phương pháp này có thể dùng tài liệu mưa của lưu vực