Phương pháp hệ số tổng cộng là việc phân tách các yếu tố chủ đạo của quan hệ đang được nghiên cứu với các nhân tố tác động bằng cách đưa các hệ số tổng cộng theo quan hệ được thiết lập, [r]
DUNG VÀ PHƯƠNG PHÁP NGHIÊN CỨU TÍNH TOÁN THỦY VĂN
NỘI DUNG NGHIÊN CỨU
Tính toán thủy văn là một lĩnh vực quan trọng trong thủy văn học, liên quan đến nhu cầu thực tiễn của nền kinh tế quốc dân trong việc điều hòa và phân phối tài nguyên nước Nó đóng vai trò cầu nối giữa nghiên cứu lý thuyết và thực tiễn sử dụng tài nguyên nước, là phần chính trong thủy văn thực hành Mục đích nghiên cứu và vị trí của tính toán thủy văn liên quan đến các chuyên đề như dự báo thủy văn, tính toán thủy lợi và động lực học dòng sông, những hướng nghiên cứu cơ bản nhất trong thủy văn học Giáo trình này sẽ xem xét sự hình thành, các quy luật phân bố và phát triển của các đặc trưng dòng chảy cùng với các phương pháp định lượng chúng.
Giáo trình tập trung vào việc phân tích đặc trưng dòng chảy và nghiên cứu ảnh hưởng của điều kiện khí tượng, mặt đệm đến các đặc trưng này Nó cũng xem xét nguyên lý khái quát địa lý và sự thay đổi theo thời gian, không gian của dòng chảy cùng các tham số thống kê liên quan Mục tiêu là đảm bảo khả năng tính toán dòng chảy cho các lưu vực, bao gồm cả những nơi chưa được nghiên cứu.
Nước là tài nguyên quý giá, không thể thay thế và là thành phần thiết yếu của môi trường sống, mang lại lợi ích nhưng cũng tiềm ẩn nhiều nguy cơ cho nhân loại Do đó, Thủy văn học đóng vai trò quan trọng trong việc xác định vai trò của nước trong thiên nhiên và sự phát triển kinh tế - xã hội của đất nước.
Nước là tài nguyên tái tạo quan trọng cho sự phát triển của nhân loại Để tối ưu hóa việc sử dụng tài nguyên này, cần xác định rõ nhu cầu thông tin về các đặc điểm và tham số dòng chảy trong các ngành kinh tế khác nhau.
Khi thiết kế trạm thủy điện, cần thu thập thông tin về dòng chảy trung bình nhiều năm, dòng chảy theo mùa và theo tháng để xác định công suất thiết kế và khả năng sản xuất điện Việc xây dựng đập và hồ chứa yêu cầu thông tin về lưu lượng cực đại và tần suất lặp lại Để đảm bảo cung cấp nước cho công nghiệp và sinh hoạt, cần nắm rõ dòng chảy cực tiểu và các năm có lượng nước thấp Đối với thủy nông, cần dữ liệu về dòng chảy trung bình, tổng lượng và lưu lượng nước cực đại mùa lũ, cùng với phân phối dòng chảy trong năm Trong thiết kế cầu, cống qua sông, cần xác định mực nước lớn nhất và mực nước thấp nhất để đảm bảo an toàn cho tàu thuyền Cuối cùng, quy hoạch kinh tế yêu cầu thông tin về vùng ngập lụt và khả năng xói lở hai bờ sông.
Tính toán thủy văn đóng vai trò quan trọng trong lĩnh vực xây dựng, giúp đảm bảo các yêu cầu đa dạng do đặc trưng phong phú của dòng chảy.
LỊCH SỬ PHÁT TRIỂN TÍNH TOÁN THỦY VĂN
1.2.1 Các công trình nghiên cứu
Khoa học thủy văn đã trải qua nhiều giai đoạn phát triển từ đơn giản đến phức tạp, bao gồm cả nghiên cứu lý thuyết và kỹ thuật đo đạc Việc hệ thống hóa các giai đoạn phát triển này có ý nghĩa quan trọng trong việc định hướng nghiên cứu mới, phù hợp với quy luật phát triển khách quan Điều này giúp xác định chiến lược phát triển ngành và lựa chọn các đề tài nghiên cứu cho thế kỷ XXI.
Lịch sử phát triển thủy văn đã được thể hiện qua nhiều nghiên cứu quan trọng từ các tác giả, tập trung vào những vấn đề cốt lõi liên quan đến lĩnh vực này.
Từ năm 3500 đến 3000 trước Công nguyên, sự đe dọa thường xuyên từ sông Nin đã khiến các Pharaoh Ai Cập phải chỉ đạo theo dõi mực nước sông này bằng các thiết bị đo gọi là nilomet.
Từ năm 450 đến 350 trước Công nguyên, Plato và Aristotle đã trình bày các nguyên lý cơ bản về tuần hoàn thủy văn, đánh dấu sự ra đời của những quan sát đầu tiên trong lĩnh vực này tại Hy Lạp.
Từ năm 64 đến 150 sau Công nguyên, hoàng đế La Mã Nêrô đã đề xuất nguyên lý tính toán lưu lượng nước theo công thức Q = F.v, trong đó Q là lưu lượng, F là diện tích mặt cắt ngang và v là tốc độ chảy Đồng thời, việc đo đạc lượng mưa cũng được thực hiện tại Palestin.
Từ năm 1452 đến 1519, Leonard de Vinci tiến hành đo đạc dòng chảy bằng phao nổi
Từ năm 1510 đến 1590 Palisay củng cố lý thuyết của Plato và Aristotle về tuần hoàn thủy văn bằng khái niệm mới
Từ 1610 - 1687 phải kể đến các công trình:
Vào năm 1610, Santoriô đã đề xuất dụng cụ đo tốc độ nước, đánh dấu bước tiến đầu tiên trong việc nghiên cứu dòng chảy Đến năm 1614, bảng Logarit của Napror ra đời, tạo điều kiện thuận lợi cho các phép tính toán Năm 1642, Pascal đã đặt nền móng cho việc tính toán bằng máy, mở ra kỷ nguyên mới trong công nghệ Wren xây dựng trạm tự ghi mực nước đầu tiên vào năm 1663, góp phần quan trọng trong việc theo dõi mức nước Cuối cùng, vào năm 1738, Bernoulli phát triển mối quan hệ giữa tốc độ và áp suất trong dòng chảy, làm sâu sắc thêm hiểu biết về cơ học chất lỏng.
1769: Herberden phát hiện sự biến đổi của mùa mưa theo độ cao
1775: Chezy nêu ra công thức dòng chảy trong kênh hở
1797: Venturi nêu ra công thức tính dòng chảy trong ống khi có hình dạng co hẹp lại
1802: Dalton phát hiện mối quan hệ giữa bốc hơi và áp suất hơi
1851: Muvaney nêu ra khái niệm thời gian tập trung dòng chảy và dẫn ra công thức tỷ lệ nổi tiếng
1856: Darey với lý thuyết về dòng chảy ngầm
1885: Maning với công thức dòng chảy Chezy - Manning
Từ năm 1865 đến 1876, I.S Lêliasky đã phát triển lý thuyết về chuyển động của nước trong dòng sông và sự hình thành các sông ngòi vào năm 1893 Đồng thời, V.M Lochin đã giới thiệu lý thuyết "Cơ cấu dòng sông" vào năm 1897.
Từ năm 1878 đến 1908, E Vopakep đã tiến hành phân tích dao động của dòng chảy trong nhiều năm và phát hiện ra tính đồng bộ giữa dòng chảy và lượng mưa Phát hiện này đã khẳng định quan điểm của Vaiaykôp rằng "Sông ngòi là sản phẩm của khí hậu".
Cuối thế kỷ XIX, Pencơ đã nghiên cứu chế độ mưa của dòng sông Đanyp, lần đầu tiên áp dụng phương trình cân bằng nước để khảo sát bốc hơi từ mặt lưu vực Tại Mỹ, Niuenlơn cũng đã xây dựng bản đồ đẳng trị dòng chảy đầu tiên.
Thế kỷ XX (cho tới khi mô hình SSARR ra đời) thủy văn học phát triển rất mạnh mẽ
1914: Hazen đưa ra khái niệm đầu tiên về thủy văn ngẫu nhiên đặt nền móng tổng quát cho Tính toán thủy văn
1919: Viện Thủy văn Quốc gia Liên Xô được thành lập đã điều hành thống nhất toàn bộ công tác nghiên cứu thủy văn sông ngòi ở Liên Xô cũ
1924: Poster sử dụng đường tần suất trong tính toán thiết kế
Năm 1929, Polter đã thực hiện những nỗ lực đầu tiên để mô tả quá trình dòng chảy theo hướng xác định Đến năm 1930, Bush đã phát triển máy tính tương tự đầu tiên phục vụ cho lĩnh vực thủy văn.
1932: Sherman đề xuất khái niệm đường đơn vị
Năm 1930, S.N Kriski và M.F Menken đã đề xuất phương pháp thống kê đầu tiên cho việc tính toán dòng chảy sông, trong khi D.L Xôkolopski khuyến nghị áp dụng phương pháp thống kê xác suất để nghiên cứu biến động dòng chảy hàng năm Sau đó, G.A Alecxayep và G.G Svannitze tiếp tục phát triển lĩnh vực thủy văn ngẫu nhiên tại Liên Xô cũ Đến năm 1933, Horton đã giới thiệu lý thuyết thấm.
1935: Mocarthy đưa ra phương pháp diễn toán Muskingum
1942: Geumbel đề ra lý thuyết giá trị cực trị dùng trong thủy văn
1943: Máy tính thế hệ I ra đời được dùng trong tính toán thủy văn
1945: S.N.Kriski-M.F.Menken đề ra phương pháp K.M dùng trong tính toán điều tiết hồ chứa thứ hai 1948: Linsley sử dụng phương pháp tương tự điện trong tính toán lũ
1949: Máy tính thế hệ II ra đời được dùng trong thủy văn
1950: Sugawara đề xuất mô hình đầu tiên về pha mặt đất của tuần hoàn thủy văn
1951: Kohler, Lunsley sử dụng kỹ thuật tương quan hợp trục
1955: Lighthile và Whihfam đưa ra lý thuyết về sóng động lực
1956: Suganawa đưa ra mô hình Tank - là mô hình được dùng nhiều trên thế giới
Năm 1956, phương pháp phân tích hệ thống tài nguyên nước đã được áp dụng thông qua chương trình tài nguyên nước Stanford, đánh dấu sự ra đời của máy tính thế hệ III, được sử dụng trong lĩnh vực thủy văn.
1957: Nash đề xuất khái niệm đường đơn vị tức thời
1958: Mô hình SSARR ra đời
Trong những năm tới, lĩnh vực toán thủy văn sẽ phát triển mạnh mẽ, đặc biệt trong mô hình tất định với nhiều mô hình nổi tiếng được ra mắt.
!968: Mô hình Kutchment và mô hình Hyrenn
1970: Box và Jenkins đưa ra mô hình Arima
Từ 1971 -1990 hướng thủy văn tính toán đã phát triển rất mạnh mẽ và đa dạng
Từ năm 1990 đến nay, thủy văn học hiện đại đã yêu cầu sự kết hợp giữa nhiều lĩnh vực của các khoa học Trái Đất, đặc biệt là hệ thống thông tin địa lý.
1.2.2 Tổng hợp, phân chia các giai đoạn phát triển thủy văn Điểm lại những sự kiện lịch sử trong quá trình phát triển thủy văn, kết hợp với sự phân tích điều kiện phát triển kinh tế - xã hội trong từng giai đoạn có thể cho phép ta tạm thời phân định ra 3 thời kỳ phát triển của khoa học thủy văn Mỗi thời kỳ có những đối tượng nghiên cứu riêng, mang sắc thái riêng trong nội dung nghiên cứu cũng như trong phương pháp luận Những thời kỳ đó là:
PHƯƠNG PHÁP NGHIÊN CỨU
Khi nghiên cứu chế độ và tính toán các đặc trưng dòng chảy , sử dụng các phương pháp như sau:
1.3.1 Phương pháp khảo sát trạm đo
Khi mạng lưới quan trắc thủy văn được thiết lập dày đặc và có chuỗi quan trắc đủ dài, nó có khả năng bao quát toàn bộ lưu vực nghiên cứu Phương pháp này, được áp dụng rộng rãi tại nhiều quốc gia trên các lãnh thổ nhỏ, chủ yếu dựa trên phương pháp trung bình số học hoặc phương pháp trung bình có trọng số.
Sử dụng số liệu từ mạng lưới quan trắc khí tượng thủy văn để xác định quy luật hình thành dòng chảy và sự phân bố các đặc trưng của nó theo lãnh thổ, cũng như biến thiên theo thời gian Phân tích bản chất vật lý và địa lý của hiện tượng giúp hiểu rõ các yếu tố ảnh hưởng đến sự hình thành và phát triển dòng chảy Ngoài ra, có thể tổng hợp dòng chảy thông qua nghiên cứu các thành phần cấu thành riêng lẻ.
1.3.3 Phương pháp mô hình hoá toán học và thực nghiệm
Khi phân tích số liệu thực nghiệm theo từng phương pháp thường sử dụng rất rộng rãi các phương pháp thống kê toán học và lý thuyết xác suất
Phương pháp nghiên cứu hiện tượng thủy văn có thể được phân loại thành ba nhóm chính: 1) phương pháp hệ số tổng cộng, 2) phương pháp bản đồ và nội suy địa lý, và 3) phương pháp tương tự thủy văn, tùy thuộc vào trạng thái nghiên cứu và yêu cầu của bài toán.
Phương pháp hệ số tổng cộng giúp phân tách các yếu tố chủ đạo trong quan hệ nghiên cứu bằng cách thiết lập các hệ số tổng cộng Qua việc phân tích các thành phần trong mối quan hệ toán - lý, phương pháp này xác định bản chất tác động của những yếu tố chủ chốt, từ đó đưa ra công thức tính toán chung.
Phương pháp này dựa trên việc xem dòng chảy là kết quả của nhiều quá trình địa lý tự nhiên, bao gồm khí hậu và mặt đệm Đây là loại phương pháp phổ biến nhất trong các công thức triết giảm dòng chảy cực đại.
Để xác định lớp dòng chảy y từ các yếu tố địa lý tự nhiên trong một lưu vực cụ thể, ta có thể sử dụng công thức A = f(F, x, I, δ1, δ2, δ3, ), trong đó F là diện tích lưu vực, x là lượng mưa, I là độ dốc bình quân, và δ1, δ2, δ3 là các hệ số liên quan đến rừng, ao hồ, đầm lầy Mối quan hệ này giúp phân tích ảnh hưởng của các yếu tố tự nhiên đến dòng chảy trong lưu vực.
Hệ số địa lý tổng cộng A phản ánh sự kết hợp của các yếu tố hình thành và tác động đến dòng chảy Để xác định A, cần có tài liệu quan trắc y.
Từ (1.1) logarit hoá hai vế ta có: lny = ln A - nln (F+1)
Từ (1.1) theo số liệu dựng quan hệ lny =f[ln (F+1)]
Từ giá trị lnA trên H.1.1 xác định A, n = tgα, thay vào công thức (1.1) ta có công thức kinh nghiệm xác định y với tham số A
Để xác định lớp dòng chảy y từ số liệu mưa x, ta sử dụng công thức y = A1 * x + b, trong đó A1 là hệ số địa lý tổng hợp phản ánh mối quan hệ giữa mưa và lớp dòng chảy, và b là lớp dòng chảy khi chưa có mưa.
Có thể xác định các tham số địa lý cần thiết thông qua hệ số địa lý tổng hợp, dựa trên việc nhận diện mối quan hệ giữa các yếu tố và phân tích bản chất của hiện tượng hoặc quá trình mà các yếu tố này ảnh hưởng đến.
Phương pháp bản đồ và nội suy địa lý dựa trên giả thuyết rằng các đặc trưng của dòng chảy và yếu tố cảnh quan địa lý biến đổi dần dần theo lãnh thổ, đồng thời tuân theo quy luật địa đới.
Nội dung của phương pháp như sau:
Theo sơ đồ H.1.3, các giá trị y1, y2, y3, y4 đại diện cho các đường đồng mức lớp dòng chảy trên lưu vực Khoảng cách L và Ly có thể được xác định bằng cách đo trực tiếp trên bản đồ Việc xác định giá trị dòng chảy y tại điểm cụ thể là cần thiết.
Y trên đường đồng mức giả sử B y Theo phương pháp nội suy tuyến tính địa lý ta có:
Biến đổi công thức (1.3) ta nhận được:
Các giá trị vế phải của (1.4) đã được xác định do đó y tính được dễ dàng
Phương pháp tương tự thủy văn dựa trên việc lựa chọn các lưu vực có đặc điểm tương đồng, với lý thuyết rằng dòng chảy của chúng sẽ giống nhau do ảnh hưởng của khí hậu và điều kiện địa lý tự nhiên Khi các lưu vực có cảnh quan địa lý tương tự, dòng chảy của chúng cũng sẽ có sự tương đồng.
Để xác định các đặc trưng dòng chảy của lưu vực, chúng ta cần phân tích mức độ quan hệ giữa hai lưu vực nhằm tính toán số hiệu chỉnh Phương pháp này thường được áp dụng khi mở rộng các chuỗi số liệu, và chi tiết về phương pháp sẽ được trình bày trong chương 4.
Hình 1.2 Quan hệ y = f (x) α lny ln[(F+1)] lnA
Hình 1.1 Quan hệ ln y = f [ln ( F +1)]
Các phương pháp thống kê đóng vai trò quan trọng trong các bài toán tính toán thủy văn, xuất hiện trong nhiều ứng dụng cụ thể Toán thống kê không chỉ hiện diện trong mọi lĩnh vực tính toán mà còn là công cụ thiết yếu trong việc xử lý dữ liệu - thông tin đầu vào quan trọng nhất cho các bài toán thủy văn Do đó, môn học "Xác suất thống kê trong thủy văn" đã được tách riêng để nhấn mạnh tầm quan trọng của nó Trong các bài toán cụ thể ở các chương sau, chúng ta sẽ tiếp tục gặp các phép toán thống kê trong quá trình giải quyết.
Trong tính toán thủy văn, việc kiểm tra tính đồng nhất và tính phù hợp của số liệu là rất quan trọng, được thực hiện thông qua việc phân tích các chỉ tiêu dựa trên ý nghĩa vật lý của hiện tượng Các yếu tố như dạng đường cong phân bố của chuỗi và các tham số đặc trưng của nó, cùng với các hàm mô tả quá trình dòng chảy như hàm tương quan, hàm cấu trúc và hàm phổ, đều được áp dụng Ngay cả khi sử dụng mô hình, việc xác định các tham số và thành phần vẫn thường xuyên dựa vào các giải pháp từ lý thuyết xác suất thống kê Phương pháp thống kê đóng vai trò quan trọng trong thủy văn học và tính toán thủy văn.
SỰ HÌNH THÀNH DÒNG CHẢY
KHÁI NIỆM VỀ CHẾ ĐỘ NƯỚC LỤC ĐỊA
Chế độ nước hay chế độ thủy văn là khái niệm tổng hợp tất cả các đặc điểm về sự thay đổi trạng thái nước theo thời gian Chế độ thủy văn thể hiện sự dao động của các đặc trưng nước trong nhiều năm, theo mùa và trong từng ngày đêm.
1) Mực nước (chế độ mực nước);
2) Lượng nước (chế độ dòng chảy);
3) Nhiệt độ của nước (chế độ nhiệt);
4) Lượng nước và chất rắn do dòng nước cuốn theo (chế độ phù sa);
5) Thành phần và nồng độ chất hòa tan (chế độ hoá học của nước);
6) Sự thay đổi lòng sông (chế độ diễn biến lòng sông);
7) Hiện tượng băng giá (chế độ băng)
Chế độ nước được định nghĩa là sự thống nhất của các dao động mực nước và lượng nước theo thời gian, bao gồm cả chế độ sóng và chế độ lưu tốc.
Tùy thuộc vào mức độ ảnh hưởng của công trình thủy lợi, có thể phân chia thành chế độ thủy văn đã điều tiết và chế độ thủy văn tự nhiên Ngoài ra, dựa trên loại đối tượng nước, người ta còn phân biệt các chế độ nước như chế độ nước sông, chế độ nước hồ, chế độ nước ngầm và chế độ nước đầm lầy.
Dòng chảy sông ngòi đóng vai trò quan trọng trong đời sống, ảnh hưởng đến tưới tiêu đồng ruộng, trữ lượng tài nguyên nước, quy mô nhà máy thủy điện và hệ thống giao thông thủy.
ĐƠN VỊ ĐO DÒNG CHẢY
Trong nghiên cứu dòng chảy thủy văn, có bảy đơn vị đo đạc cơ bản được sử dụng để phân tích dòng chảy của sông ngòi.
1 L ư u l ượ ng n ướ c: Ký hiệu là Q là lượng nước chảy qua một mặt cắt của một con sông nào đó trong đơn vị thời gian là 1 giây Đơn vị lưu lượng (m 3 /s) Ngoài lưu lượng tức thời trên ta còn dùng lưu lượng bình quân ngày, 10 ngày, tháng, năm và nhiều năm
2 T ổ ng l ượ ng dòng ch ả y : Ký hiệu là W(m 3 ) là lượng nước đi qua một mặt cắt nào đó trong thời đoạn ΔT đơn vị là m 3 hay km 3
Quan hệ giữa tổng lượng W và lưu lượng Q là:
3 Mô đ un dòng ch ả y: Ký hiệu là q, hoặc M là lượng nước có khả năng sinh sản ra trên một đơn vị diện tích lưu vực là 1 km 2 trong một đơn vị thời gian Đơn vị của nó là m 3 /skm 2 hay l/skm 2
Giữa môđun lưu lượng q (hoặc M) và lưu lượng Q có quan hệ như sau:
Trong đó, Q đại diện cho lưu lượng nước, và F là diện tích lưu vực đến mặt cắt khống chế Tương tự như lưu lượng, mô đun cũng được phân chia thành mô đun tức thời và mô đun trung bình theo thời đoạn.
4 L ớ p dòng ch ả y: Ký hiệu là y là chiều cao của lớp nước có khả năng sinh sản ra được trong khi mưa trải đều ra trên bề mặt diện tích lưu vực Đơn vị của lớp dòng chảy có cùng đơn vị với mưa là (mm) Giữa tổng lượng, mô đun dòng chảy q và lớp dòng chảy y có quan hệ với nhau:
F qT mm QT km F m mm W y = ( )= ) ( 10
Trong quá trình tính toán, thời hạn thường được lấy là năm, dẫn đến mối quan hệ giữa mô đun q và lớp dòng chảy y với thời hạn là năm như sau: q m n mm y( / ¨ )1,5 hoặc q(l/skm²) = 0,0317y Tính hợp lý của công thức này có thể được chứng minh bằng cách xem xét chiều cao lớp dòng chảy y mm/năm và diện tích lưu vực F - km², từ đó tổng lượng dòng chảy W từ diện tích này sẽ được tính bằng công thức: W = F * y.
Lượng nước chảy trong một năm tương đương với 31,5 triệu giây Nếu môđun được tính bằng q (l/s.km²), thì có thể áp dụng đẳng thức: F = (m/n) * (q * 10/10).
Từ đây ta nhận ra biểu thức (2.4) và (2.5) đúng cho thời đoạn tính là 1 năm Đối với thời đoạn bất kỳ ta có: y = q.N (2.7) hoặc
N q= y (2.8) ở đây N là số giây tính theo đơn vị triệu trong thời đoạn cho biết Đối với 1 tháng 30 ngày, N = 2,59 và tháng 31 ngày N = 2,68 v.v
5 Dòng ch ả y chu ẩ n : Ký hiệu Q 0 (m 3 /s), và W 0 (m 3 ), M 0 (1/skm 2 ), y 0 (mm) Trị số dòng chảy dao động từ năm này đến năm khác Chỉ khi thời gian tính lưu lượng trung bình đủ dài, đặc trưng dòng chảy trung bình này mới ổn định Ta gọi nó là dòng chảy trung bình nhiều năm hoặc dòng chảy chuẩn Dòng chảy chuẩn có thể biểu thị bằng lưu lượng Q 0 (m 3 /s),tổng lượng W 0 (m 3 /s), mô đun M 0 (l/skm 2 ) hoặc y 0 (mm)
6 H ệ s ố mô đ un: ký hiệu là K là một hệ số không thứ nguyên K là tỷ số giữa lưu lượng dòng chảy của một năm nào đó so với chuẩn dòng chảy Q 0
7 H ệ s ố dòng ch ả y : ký hiệu là η là tỷ số chiều cao lớp dòng chảy y trong thời đoạn nào đó trên lượng mưa rơi tương ứng x với thời đoạn đó trên lưu vực ta xét:
= y η (2.11) η là một số không thứ nguyên và luôn bé hơn 1 viết theo dạng số thập phân 0 ≤η≤ 1.
CÁC ĐẶC TRƯNG CỦA LƯU VỰC
2.3.1 Các đặc trưng của mạng lưới địa lý thủy văn
1 Chiều dài sông L là khoảng cách từ nguồn đến cửa sông được đo bằng km Thường độ dài sông được xác định trực tiếp trên bản đồ địa hình bằng dụng cụ đo đường cong Thông thường phải đo hai lần, nếu chênh lệch số đo không vượt quá 2% thì nhận giá trị trung bình của hai lần đo làm giá trị chiều dài sông theo công thức:
L = MKa với M - giá trị trung bình số đo, K - hệ số hiệu chỉnh uốn khúc, a - hệ số chuyển đổi tỷ lệ bản đồ, L - chiều dài thực tế của sông
2 Hệ số uốn khúc sông đặc trưng cho mức độ uốn khúc (H.2.1) và được thiết lập qua tỷ số giữa độ dài sông thực tế L và đường thẳng nối giữa nguồn và cửa sông l
Mật độ mạng lưới sông được định nghĩa là tổng chiều dài sông trên mỗi ki lô mét vuông của một lãnh thổ Hệ số mật độ này được tính toán thông qua một công thức cụ thể.
= ρ (2.12) với ρ - mật độ lưới sông km/km 2 ; ∑ l - tổng độ dài lòng sông trong lưu vực km; F - diện tích lưu vực km 2
Hệ số mật độ lưới sông phản ánh sự phát triển của dòng chảy mặt trên lãnh thổ Việc xác định hệ số này trên bản đồ với tỷ lệ lớn sẽ giúp nâng cao độ chính xác trong phân tích.
2.3.2 Các đặc trưng hình thái của lưu vực
Hình 2.2 Xác định độ dài lưu vực a) theo đường thẳng; b) theo trung tuyến
1 Diện tích lưu vực F(km 2 ) là một phần bề mặt trái đất kể cả chiều sâu lớp phủ thổ nhưỡng mà từ đó nước chảy vào đối tượng nghiên cứu Diện tích lưu vực được xác định qua bản đồ địa hình tỷ lệ trung bình với máy đo diện tích hoặc phương pháp kẻ ô Có thể phân biệt diện tích lưu vực mặt và diện tích lưu vực ngầm Thông thường hai diện tích này không trùng nhau, song do sự khó xác định chính xác diện tích lưu vực ngầm nên khi tính toán thường chỉ dùng diện tích lưu vực mặt và thuật ngữ diện tích lưu vực là chung cho cả hai khái niệm trên
2 Chiều dài lưu vực L(km) là khoảng cách xác định theo đường thẳng từ cửa sông đến điểm xa nhất trên đường phân thủy so với cửa trong trường hợp hình dạng lưu vực cân đối.(H.2.2a)
Trong trường hợp lưu vực dạng hình cong, chiều dài lưu vực đo theo đường trung tuyến dẫn qua trung tâm lưu vực (H.2.2b)
3 Độ rộng trung bình lưu vực B tb (km) xác định bằng cách chia diện tích F cho chiều dài lưu vực L:
4 Độ rộng lớn nhất của lưu vực B max là khoảng cách đường vuông góc lớn nhất với độ dài lưu vực
5 Hệ số đối xứng lưu vực a đặc trưng cho độ phân bố không đồng đều của diện tích phía trái (F tr ) và phải (F ph ) của lưu vực (so với dòng sông chính) và được tính toán theo công thức:
6 Hệ số giãn lưu vực δ đặc trưng cho tỷ số độ dài sông và độ rộng trung bình lưu vực và được xác định theo công thức:
7 Hệ số hình dạng lưu vực là đại lượng nghịch đảo của độ giãn đặc trưng bởi tỷ số của độ rộng B và độ dài sông L hoặc là diện tích F với bình phương chiều dài:
8 Hệ số phát triển đường phân thủy m đặc trưng cho sự lồi lõm hình dạng lưu vực và được tính như tỷ số chiều dài đường thủy phân S(km) với đường tròn S 1 có diện tích bằng diện tích lưu vực F có nghĩa là:
= π (2.17) m ≥ 1, m càng lớn thì hình dạng của lưu vực càng khác xa đường tròn
Hình 2.3 Đồ thị tăng trưởng diện tích lưu vực
9 Đồ thị tăng trưởng diện tích lưu vực là đồ thị mô tả sự tăng dần của diện tích lưu vực từ nguồn đến cửa sông Trục hoành là chiều dài sông từ nguồn đến cửa, trục tung là các phần diện tích giữa các phụ lưu Những thay đổi đột ngột trên đồ thị tương ứng với diện tích các sông nhánh Đồ thị được thực hiện cho cả bờ trái lẫn bờ phải của sông chính.(H.2.3)
2.3.3 Các yếu tố mặt đệm
Các yếu tố mặt đệm là các thành phần của môi trường địa lý tự nhiên, phản ánh đặc thù của lưu vực Chúng bao gồm địa hình, điều kiện địa chất thổ nhưỡng, mức độ phủ rừng và độ đầm lầy.
1 Độ cao trung bình của lưu vực sông ngòi H tb được tính theo công thức:
Để tính toán độ cao trung bình của lưu vực (H tb), ta sử dụng công thức H tb = (f 1 * H 1 + f 2 * H 2 + + f n * H n) / F, trong đó f 1, f 2, , f n là diện tích các thành phần lưu vực nằm giữa các đường đồng mức (đơn vị km²) và H 1, H 2, , H n là độ cao trung bình giữa các đường đẳng thời F đại diện cho tổng diện tích của lưu vực.
2 Chiều dài trung bình của sườn dốc lưu vực sông l (km) được xác định: ρ 2
Công thức tính toán dòng chảy trong lưu vực được thể hiện qua biểu thức L l F (2.19), trong đó L là chiều dài lưu vực, F là diện tích lưu vực, và ρ là mật độ lưới sông tính theo km/km² Do dòng chảy thường không bắt đầu từ đường thủy phân mà cách đó một khoảng nhất định, nên công thức tính toán phổ biến được sử dụng là ρ = 25.
3 Độ dốc sông trên một đoạn nào đó có thể được xác định theo mặt cắt dọc của sông Công thức thường được áp dụng: l
I là độ dốc, H 1 , H 2 là cao độ điểm đầu và điểm cuối của đoạn sông, m; l là chiều dài đoạn sông, km
4 Độ dốc trung bình của lưu vực I tb được tính theo công thức:
Để tính toán độ cao địa hình (h) giữa hai đường đồng mức kề nhau, ta sử dụng công thức 2 (2.21) Độ dài của các đường đồng mức trong giới hạn lưu vực được ký hiệu là l0, l1, l2, , ln-1, tính bằng km Diện tích của lưu vực được ký hiệu là F và đo bằng km2.
5 Hệ số ao hồ đặc trưng cho diện tích ao hồ và các thủy vực khác trên lưu vực tính bằng phần trăm diện tích của nó so với toàn bộ lưu vực: h % a, h a, 100
∑ f δ = (2.22) với ∑ f a, h - tổng diện tích mặt hồ ao và các thủy vực khác, km 2 ; F- diện tích lưu vực, km 2
6 Hệ số đầm lầy là tỷ số giữa diện tích đầm lầy và diện tích lưu vực tính bằng % dl % dl 100
= f δ (2.23) với f dl là diện tích đầm lầy, km 2
7 Hệ số rừng là tỷ số giữa diện tích rừng có trên lưu vực và diện tích lưu vực được tính bằng % r % r 100
= f δ (2.24) với f r - diện tích rừng trên lưu vực, km 2
8 Nhân tố địa mạo dòng chảy Φ đặc trưng cho độ cong và độ giãn địa hình trên lưu vực và được xác định theo công thức:
= l Φ (2.25) với l - chiều dài sườn dốc, m; I - độ dốc sườn; % 0 ; Hệ số này do A N Befanhi đề xuất
9 Hệ số hình thái thủy văn là tỷ số giữa tổng chiều dài hệ thống sông ∑ l với lưu lượng trung bình nhiều năm Q 0 ở trạm khống chế của hệ thống:
BẢN CHẤT VẬT LÝ CỦA DÒNG CHẢY
Dòng chảy nước từ mưa cho đến khi thoát ra biển là một quá trình liên tục, trong đó mọi dạng tồn tại của nước đều tuân theo các quy luật nhất định Quá trình này phải thỏa mãn phương trình liên tục và phương trình chuyển động, đồng thời luôn tuân theo nguyên tắc cân bằng vật chất và năng lượng.
Trong lĩnh vực mô tả dòng chảy, nhiều lý thuyết đã được phát triển, nổi bật nhất là công trình của nhà bác học Nga M.A Velicanov, cùng với những đóng góp của G.P Kalinhin, A.N Befanhi, và các nhà nghiên cứu khác như G.A Alexayev, S.N Kriski, M Ph Menkel, A.V Ogievski, B.V Poliacov, Xocolovski D.L và P.A Urưvaiev Trong giáo trình này, chúng tôi sẽ tóm tắt một số nét cơ bản về quá trình hình thành dòng chảy theo lý thuyết dòng chảy sườn dốc của A.N Befanhi, do không thể trình bày hết tất cả các công trình nghiên cứu có liên quan.
Theo A N Befanhi quá trình chuyển động dòng chảy được tạo thành và phát triển qua ba giai đoạn:
1 Giai đoạn tạo dòng: từ lúc mưa rơi đến khi bắt đầu có dòng chảy xuất hiện
2 Giai đoạn dòng chảy sườn dốc: từ lúc bắt đầu có dòng chảy đến lúc kết thúc hoạt động của dòng chảy trên bề mặt sườn dốc của lưu vực Trên sườn dốc dòng chảy tồn tại dưới các dạng khác nhau, nhưng cùng chung một bản chất vật lý
3 Giai đoạn dòng chảy trong sông ngòi được xét từ lúc nước bắt đầu nhập vào sông và hệ thống sông, cũng tuân theo các qui luật của phương trình liên tục và phương trình cân bằng chuyển động
Các bước chứng minh vấn đề này sẽ lần lượt được xét qua các giai đoạn dòng chảy
Giai đoạn tạo dòng bắt đầu khi mưa rơi xuống lưu vực, khiến nước thấm vào lòng đất và tăng độ ẩm Để dòng chảy hình thành từ mưa, cần có một số điều kiện nhất định được thoả mãn.
Xét một đoạn sườn dốc có mưa rơi với cường độ a(t) và thấm với cường độ i(t) Xuất hiện 2 khả năng:
1 a (t) > i (t) → xuất hiện ngay dòng chảy Và có thể viết công thức tạo dòng như sau:
24 với a(t) là cường độ mưa rơi trong thời gian t, i(t) là cường độ thấm trong thời gian t, thì h(t) gọi là cường độ tạo dòng
2 a (t) ≤ i (t) → chưa xuất hiện dòng chảy, và mưa rơi xuống bao nhiêu thì thấm hết bấy nhiêu, sau một thời gian nào đó đủ để bão hòa nước trong tầng sâu đất đá thì bắt đầu xuất hiện dòng chảy mặt, tất cả lượng mưa rơi đều tạo thành dòng chảy và lúc đó a (t) = h (t)
Phương trình (2.31) là một dạng của phương trình liên tục
2.4.2 Giai đoạn dòng chảy sườn dốc
Sau giai đoạn tạo dòng, quá trình dòng chảy trên sườn dốc bắt đầu Dựa vào các điều kiện hình thành, có bốn dạng dòng chảy cơ bản được phân biệt.
Dòng chảy treo Ta xét một bài toán cụ thể:
Đoạn sườn dốc dx có mưa với cường độ a(t) và cường độ thấm của đất là i(t) trong khoảng thời gian dt Diện tích thiết diện ướt được ký hiệu là ω(t) Cường độ thấm tại tầng thứ hai là k(t) Lưu lượng nước nhập tại mặt cắt A-A là Q1, trong khi lưu lượng tại đầu ra B-B là Q2 Để duy trì dòng chảy treo, cần thỏa mãn điều kiện a(t) > i(t) và a(t) - i(t) = h(t) nhằm tạo ra dòng chảy mặt, đồng thời yêu cầu i(t) >> k(t) để nước không thấm xuống tầng sâu.
Phương trình cân bằng nước viết cho đoạn dx trong thời gian dt như sau: dt Q x dxdt dt Q
Mặt khác nguyên nhân làm thay đổi cán cân nước trong đoạn dx là do mưa tạo nên: dt Q t dxdt dxdt t h dt
∂ω là biến đổi thiết diện ướt trên đoạn dx trong thời gian dt
Hình 2.5 Sơ đồ cán cân nước trong giai đoạn dòng chảy trên sườn dốc
Phương trình (2.34) có dạng là phương trình liên tục
Dòng chảy tràn xảy ra trong các điều kiện đoạn sườn dốc, tương tự như dòng chảy treo Để đảm bảo có dòng chảy tràn, cần thỏa mãn điều kiện a(t) < i(t) nhằm tránh hiện tượng dòng chảy treo.
X(t) > δH; KJ ≈ 0 i(t) >> k (t) với X(t) - lượng nước mưa; δH- độ rỗng của đất trong tầng sâu H; KJ- vận tốc chảy theo phương nằm ngang trong đất
Dòng chảy trong trường hợp này chỉ xuất hiện khi đất chưa bão hòa nước (X(t) ≤ δH), lúc này không có dòng chảy sườn dốc và lượng nước mưa chỉ đủ để bão hòa đất với hệ số dòng chảy η = 0 Khi bắt đầu có dòng chảy, lượng mưa sẽ tương ứng với lượng dòng chảy sườn dốc, lúc này hệ số dòng chảy η đạt giá trị 1.
Phương trình dòng chảy viết cho giai đoạn này như sau: a ( t ) i ( t ) h ( t ) t x
Phương trình (2.35) cũng là phương trình liên tục
Dòng chảy trong lớp cuội sỏi xảy ra khi a(t) < i(t), không có dòng chảy treo với KJ ≠ 0 và k(t) ≈ 0, dẫn đến sự hình thành dòng chảy sát mặt đất, được gọi là dòng chảy trong hành lang cuội sỏi Nhiều nhà nghiên cứu đã chỉ ra rằng vận tốc dòng chảy trong hành lang cuội sỏi tương tự như dòng chảy bề mặt.
Phương trình dòng chảy trong lớp cuội sỏi có thể viết là: t KJ x
∂ , giả sử v ≈ const, mà Q = ωv ta có:
Công thức (2.36) cũng thể hiện là một phương trình liên tục
Dòng chảy trong lớp đất tơi xốp tồn tại với điều kiện: a(t) < i(t) để không tồn tại dòng chảy treo, KJ ≠
0 để tồn tại dòng theo phương nằm ngang, X(t) < δH để không có dòng chảy tràn Phương trình trong trường hợp này có thể viết như sau:
Phương trình (2.37) là phương trình liên tục
Như vậy cả bốn dạng dòng chảy trên sườn dốc từ các công thức (2.34, 2.35, 2.36, 2.37) đều thể hiện là một phương trình liên tục
2.4.3 Giai đoạn dòng chảy trong sông ngòi
Giai đoạn dòng chảy trong sông ngòi được xây dựng theo lý thuyết Befanhi gồm có hai pha chính:
Dòng chảy trong lòng sông cơ sở được định nghĩa là các lưu vực nhỏ, có thể được mô hình hóa như một hình chữ nhật với chiều dài đoạn sườn dốc là l, lưu lượng nhập là q, độ rộng là B và chiều dài lưu vực là L Công thức mô tả dòng chảy trên lưu vực cơ sở được thể hiện qua các yếu tố này.
∂ (2.38) hoặc là với v ≈ constthì (2.38) có thể viết:
Dòng chảy trong hệ thống sông ngòi được xem như một tập hợp các lòng sông cơ sở Mỗi lưu vực sông cơ sở có hai sườn dốc với chiều dài 2l, và phương trình vi phân l có dạng đặc trưng cho sự phân bố dòng chảy trong hệ thống này.
Gọi α là mật độ sông suối trên lưu vực, tức là:
B(x) là chiều rộng của lưu vực hệ thống sông Phương trình (2.4.2) cũng là phương trình liên tục Từ (2.31 -
Các phương trình mô tả sự hình thành và vận chuyển dòng chảy trong hệ thống sông ngòi đều có dạng phương trình liên tục, cho thấy bản chất vật lý của dòng chảy là một quá trình liên tục Giải pháp cho các phương trình này sẽ được thảo luận chi tiết trong chương 7.
CÔNG THỨC CĂN NGUYÊN CỦA DÒNG CHẢY
2.5.1 Khái niệm về đường cong chảy truyền
Lưu lượng nước tại một mặt cắt thể hiện đặc trưng dòng chảy của toàn bộ lưu vực Trong các bài toán dòng chảy cực đại, đường cong tập trung nước hay đường cong chảy truyền được sử dụng để nối các điểm trong bồn thu nước, từ đó nước chảy đến tuyến khống chế Đường cong chảy truyền là yếu tố quan trọng trong nhiều công thức tính toán dòng chảy cực đại và mô hình dự báo lũ, đồng thời được áp dụng rộng rãi trong mô hình hóa các quá trình thủy văn.
2.5.2 Thành lập công thức căn nguyên dòng chảy
Sử dụng đường cong chảy truyền để phân tích lưu vực, với sơ đồ phân bố các đường cong chảy truyền (H.2.6) Khi có mưa rơi trên lưu vực với các lượng nước gia nhập P1, P2, P3, ta có thể mô tả sơ đồ hình thành lưu lượng nước tại tuyến khống chế N.
Q 7 = P 3 f 5 Viết dưới dạng tổng quát ta có:
Công thức (2.43) được gọi là công thức căn nguyên dòng chảy, thể hiện quy luật tập trung nước từ lưu vực đến trạm khống chế Công thức này áp dụng trong điều kiện nước được cung cấp đồng đều trên toàn bộ lưu vực và trong mỗi đơn vị thời gian (ngày, giờ) với cường độ giống nhau.
Công thức căn nguyên dòng chảy là nền tảng cho nhiều mô hình tính toán thủy văn, bao gồm mô hình lũ tuyến tính và mô hình Nash Nó cũng đóng vai trò quan trọng trong các công thức tính toán dòng chảy cực đại, sẽ được đề cập trong các chương sau.
Hình 2.6 Lưu vực sông và sơ đồ đường cong chảy truyền
PHƯƠNG TRÌNH CÂN BẰNG NƯỚC
PHƯƠNG TRÌNH CÂN BẰNG NƯỚC DẠNG TỔNG QUÁT
Lưu vực nước có thể được hình dung như một mặt trụ thẳng đứng bao quanh, tiếp xúc với tầng không thấm nước Khi chọn một khoảng thời gian Δt, chúng ta có thể áp dụng nguyên lý cân bằng nước giữa các thành phần đến, trữ và đi để thiết lập phương trình cân bằng nước cho lưu vực đó.
Phần nước đến bao gồm:
X - lượng mưa bình quân trên lưu vực,
Z 1 - lượng nước ngưng tụ trên lưu vực,
Y 1 - lượng dòng chảy mặt đến,
W 1 - lượng dòng chảy ngầm đến,
U 1 - lượng nước trữ đầu thời đoạn Δt,
Phần nước đi gồm có:
Z 2 - lượng nước bốc hơi trên lưu vực,
Y 2 - lượng dòng chảy mặt chảy đi,
W 2 - lượng dòng chảy ngầm chảy đi,
U 2 - lượng nước trữ cuối thời đoạn Δt
Phương trình cân bằng nước tổng quát có dạng:
X + (Z 1 - Z 2) + (Y 1 - Y 2) + (W 1 - W 2) = ± ΔU (3.2) trong đó ± ΔU = U 2 - U 1 Để sử dụng phương trình (3.1) và (3.2) cần đưa tất cả thành phần của cán cân nước về cùng một đơn vị thứ nguyên.
PHƯƠNG TRÌNH CÂN BẰNG NƯỚC CHO MỘT LƯU VỰC SÔNG NGÒI
Các lưu vực sông được giới hạn bởi đường phân nước, nơi không có sự trao đổi dòng chảy Nước có thể thoát ra ngoài lưu vực qua cửa sông Trong tự nhiên, thu nước mặt và nước ngầm không hoàn toàn trùng nhau, nhưng thường được giả định là như vậy trong các tính toán Giả thiết này có thể chấp nhận được cho các lưu vực lớn, nhưng với các lưu vực nhỏ có hiện tượng karst, điều này có thể dẫn đến sai số lớn Do đó, cần thiết phải có phương trình cân bằng nước cho cả lưu vực kín và lưu vực hở.
3.2.1 Phương trình cân bằng nước cho lưu vực kín
Lưu vực kín là một khu vực mà đường phân chia nước mặt và nước ngầm trùng khớp, dẫn đến việc không có sự chảy nước từ các lưu vực khác Trong trường hợp này, Y1 và W1 đều bằng 0 Nước chỉ chảy ra qua cửa với lượng Y2 và W2, do đó tổng lượng nước chảy ra được tính bằng Y = Y2 + W2 Bên cạnh đó, hiệu lượng bốc hơi và ngưng tụ được xác định qua công thức Z = Z2 - Z1.
3.2.2 Phương trình cân bằng nước cho lưu vực hở Đối với lưu vực hở sẽ có lượng nước ngầm từ lưu vực khác chảy vào và ngược lại, khi đó phương trình cân bằng nước sẽ có dạng:
PHƯƠNG TRÌNH CÂN BẰNG NƯỚC LƯU VỰC CHO THỜI KỲ NHIỀU NĂM
Phương trình cân bằng nước (3.3) và (3.4) có thể được áp dụng cho các khoảng thời gian khác nhau như một năm, một tháng, hoặc một ngày Để xây dựng phương trình cân bằng nước cho thời kỳ nhiều năm, cần tính toán giá trị trung bình hàng năm của các phương trình này.
Từ công thức (3.3) xét trong n năm ta có: n
Bởi công thức ∑ ± Δ U i đạt giá trị xấp xỉ bằng không do có sự xen kẽ giữa những năm nhiều nước và ít nước phương trình (3.6) trở thành dạng :
Giá trị bình quân nhiều năm của mưa, dòng chảy và bốc hơi được ký hiệu là X₀, Y₀, Z₀ Khi n đủ lớn, các giá trị này được coi là chuẩn cho mưa, dòng chảy và bốc hơi trong năm Đối với lưu vực hở, phương trình cân bằng nước có thể được thiết lập dựa trên các cách làm tương tự như trong (3.4), dẫn đến phương trình dạng (3.8).
Trong lưu vực hở, giá trị nhiều năm của ± Δ W không thể tiến tới 0 do sự trao đổi nước ngầm giữa các lưu vực thường không cân bằng và chủ yếu diễn ra theo một chiều.
PHÂN TÍCH CÁC NHÂN TỐ ẢNH HƯỞNG ĐẾN DÒNG CHẢY SÔNG NGÒI THÔNG QUA PHƯƠNG TRÌNH CÂN BẰNG NƯỚC
Từ phương trình cân bằng nước, có thể xác định mối quan hệ giữa dòng chảy sông ngòi và các thành phần cấu thành của nó.
Dòng chảy của sông ngòi chịu ảnh hưởng từ nhiều yếu tố, được thể hiện qua các biến trong phương trình (3.9) Những yếu tố này được phân thành hai nhóm chính: khí hậu và mặt đệm.
Nhân tố khí hậu được phản ánh qua đặc trưng mưa (X) và bốc hơi (Z), trong đó lượng mưa và chế độ bốc hơi phụ thuộc vào các yếu tố khí hậu như nhiệt độ, độ ẩm và gió Ngoài ra, mưa và bốc hơi còn bị ảnh hưởng bởi các yếu tố mặt đệm như địa hình, thảm thực vật, thổ nhưỡng, địa chất, cũng như tình trạng canh tác và khai thác của con người Các yếu tố mặt đệm này cũng tác động trực tiếp đến chế độ nhiệt, gió và độ ẩm Do đó, mưa và bốc hơi phản ánh tổng hợp ảnh hưởng của nhân tố khí hậu và mặt đệm đến dòng chảy của sông ngòi.
Thành phần ΔW là yếu tố quan trọng phản ánh điều kiện địa chất của lưu vực ảnh hưởng đến dòng chảy sông ngòi Ở các lưu vực kín, đặc biệt là những lưu vực không có hiện tượng karst hoặc các lưu vực lớn với độ sâu cắt nước ngầm lớn, giá trị ΔW thường bằng 0 Ngược lại, đối với các lưu vực nhỏ hoặc những lưu vực hở có hiện tượng karst, giá trị ΔW sẽ khác 0.
Thành phần ΔU thể hiện khả năng điều tiết của lưu vực đối với dòng chảy, phản ánh khả năng trữ nước và cung cấp nước trở lại trong thời gian tiếp theo Khả năng này phụ thuộc vào điều kiện địa chất, thổ nhưỡng, lớp phủ thực vật, diện tích lưu vực, hồ ao, đầm, và các tác động của con người Diện tích lưu vực lớn hơn giúp tăng cường khả năng điều tiết, nhờ vào thời gian tập trung nước khác nhau ở các vị trí, sự không đồng đều trong thời gian tập trung của nước mặt và các tầng nước ngầm, cũng như trữ lượng nước ngầm lớn do độ cắt sâu của lòng sông.
Rừng và ao hồ có vai trò quan trọng trong việc trữ nước và làm chậm dòng chảy ra cửa sông, trong khi điều kiện địa chất và thổ nhưỡng ảnh hưởng đến sự tương tác giữa nước mặt và nước ngầm Các hoạt động kinh tế như xây dựng hồ nhân tạo, khai thác rừng, cũng như phương thức canh tác có thể tác động tích cực hoặc tiêu cực đến khả năng điều tiết dòng chảy trong lưu vực.
Mưa thường xảy ra trong thời gian ngắn, dẫn đến dòng chảy tập trung về tuyến cửa ra sau một khoảng thời gian dài Sự thay đổi lượng trữ ΔU so với dòng chảy Y khác nhau giữa thời gian ngắn và dài Trong thời gian ngắn, trữ lượng ΔU chiếm tỷ trọng lớn so với Y do lượng mưa chưa kịp tập trung ra tuyến cửa Ngược lại, trong thời gian dài, ảnh hưởng của ΔU giảm dần, và nếu xét trong nhiều năm, tác động của ΔU gần như không còn.
Phân tích tác động của các yếu tố mặt đệm và khí hậu đến dòng chảy sông ngòi là rất quan trọng, đặc biệt khi lựa chọn phương pháp tính toán thủy văn cho những lưu vực thiếu hoặc không có tài liệu Những yếu tố này sẽ được trình bày chi tiết trong các chương tiếp theo của bài viết.
PHƯƠNG TRÌNH CÂN BẰNG NƯỚC AO HỒ, ĐẦM LẦY
3.5.1 Phương trình cân bằng nước cho ao hồ
Phương trình cân bằng nước hồ chứa có dòng chảy có thể thể hiện dưới dạng:
Phương trình cân bằng nước cho hồ chứa được biểu diễn như sau: X' + Y1 + W1 - Z' - Y2 - W2 = ΔU', trong đó X', Z', ΔU' đại diện cho lượng mưa, bốc hơi và thay đổi trữ lượng nước của hồ Các biến Y1 và W1 là lượng nước mặt và nước ngầm chảy vào hồ, trong khi Y2 và W2 là lượng nước mặt và nước ngầm chảy ra từ hồ Đối với trường hợp hồ chứa không có dòng chảy, Y2 và W2 sẽ bằng 0, dẫn đến phương trình cân bằng nước đơn giản hơn.
Trong việc thiết lập phương trình cân bằng nước cho hồ trong thời kỳ nhiều năm, ta có thể giả định rằng ΔU' ≈ 0 Đối với các hồ lớn, thành phần dòng ngầm thường không đáng kể so với dòng mặt Do đó, các phương trình (3.10) và (3.11) sẽ có dạng đơn giản hơn.
3.5.2 Phương trình cân bằng nước cho đầm lầy
Vị trí của đầm lầy trong lưu vực sông ngòi có tác động trực tiếp đến cán cân nước của nó, đặc biệt khi xem xét sự khác biệt giữa đầm lầy ở hạ lưu và thượng lưu.
Phương trình cân bằng nước cho đầm lầy hạ lưu có dạng:
Phương trình ΔU" = X" + Y' 1 + Y" 1 + W 1 - Y 2 ± Y h - Z" (3.14) mô tả các yếu tố ảnh hưởng đến sự thay đổi năng lượng trong đầm lầy Trong đó, X'' đại diện cho lượng mưa trên đầm lầy; Y 1 là dòng nước mặt từ các con sông, suối chảy vào đầm lầy; Y 1 cũng thể hiện dòng nước mặt từ bề mặt lưu vực lân cận; W 1 chỉ dòng chảy ngầm đến đầm lầy; và Y 2 là dòng nước mặt thoát ra khỏi đầm lầy.
Y h - trao đổi nước theo chiều thẳng đứng; Z" - bốc hơi từ đầm lầy; ΔU" - sự thay đổi trữ lượng ẩm trong đầm lầy
Còn phương trình cân bằng nước đối với đầm lầy thượng lưu không có lượng nước gia nhập khu giữa nên có thể viết:
CÁN CÂN NƯỚC VIỆT NAM
3.6.1 Tài nguyên nước toàn lãnh thổ
Việt Nam hàng năm nhận trung bình 1900 mm mưa, tương đương với 634 tỷ m³ nước, trong đó 316 tỷ m³ (953 mm) hình thành dòng chảy sông ngòi, với hệ số dòng chảy là 0,50 Dòng chảy trong sông ngòi chiếm khoảng 34% tổng lượng nước, tương đương 107 tỷ m³ (324 mm), trong khi 66% còn lại là dòng chảy mặt, khoảng 629 mm (209 tỷ m³) Dự trữ ẩm trong đất đạt 426 tỷ m³, tương đương 67% lượng mưa (1285 mm) Việt Nam có nguồn tài nguyên nước phong phú, bên cạnh đó còn nhận thêm 132,8 tỷ m³ nước từ Trung Quốc, Lào và Campuchia mỗi năm Đặc biệt, hai đồng bằng Bắc Bộ và Cửu Long phụ thuộc vào nguồn nước này cho nông nghiệp trong mùa khô, nhưng cũng gặp khó khăn do ngập lụt trong mùa mưa.
Việt Nam xếp thứ 10 tại châu Á về mức đảm bảo nước tính theo đầu người, đạt 6000 m³/năm Mặc dù dòng chảy sông ngòi ở mức trung bình, nhưng mức đảm bảo nước ngầm lại thấp.
Việt Nam, với nghề trồng lúa nước lâu đời ở Đông Nam Á, hiện có 5 triệu ha đất nông nghiệp, trong đó 80% là lúa và màu Diện tích tưới nước đạt 2,9 triệu ha, sử dụng khoảng 37 tỷ m³ nước từ sông, tương đương 12% dòng chảy sông ngòi và 35% dòng chảy ngầm Theo tiêu chuẩn của FAO, chỉ nên sử dụng 1/3 lượng nước ngầm để bảo vệ môi trường và duy trì kinh tế kỹ thuật Do đó, việc giải quyết vấn đề nước ở Việt Nam cần gắn liền với việc phân phối hợp lý các nguồn nước, đặc biệt ở những vùng kinh tế gặp khó khăn.
3.6.2 Tài nguyên nước theo 7 vùng kinh tế nông nghiệp
Vùng đồi núi Bắc Bộ, theo Phạm Quang Hạnh, bao gồm toàn bộ khu vực từ vĩ tuyến 21 trở ra, với diện tích 98,2 nghìn km² và dân số 8 triệu người Đặc trưng của vùng này là sự đa dạng cảnh quan, từ rừng nửa rụng lá đến rừng kín thường xanh mưa ẩm nhiệt đới, với mùa khô hanh và ẩm Khu vực kinh tế Bắc Bộ có tài nguyên nước phong phú, với lượng dòng chảy toàn phần đạt 948 mm, bao gồm 93 tỷ m³ nước sông ngòi và 35 tỷ m³ nước ngầm Mỗi người dân có mức đảm bảo nước sông ngòi và nước ngầm lần lượt là 11,6 nghìn m³ và 4,4 nghìn m³ hàng năm Tuy nhiên, địa hình đồi núi làm hạn chế phát triển công nghiệp có tưới Do đó, nước trong đất và lớp phủ thực vật đóng vai trò quan trọng trong canh tác không tưới trong mùa khô Việc tổ chức xen kẽ cây trồng nông nghiệp và lâm nghiệp là tối ưu, và vùng này cũng là nơi nuôi dưỡng các sông đồng bằng Một trong những hồ chứa lớn, như Thác Bà trên sông Chảy, có dung tích 3,6 tỷ m³, cung cấp nguồn thủy điện quan trọng cho sự phát triển kinh tế ở đồng bằng và trung du Bắc Bộ.
Vùng đồng bằng Bắc Bộ, với diện tích 17,4 nghìn km² và dân số 11,8 triệu người, là khu vực đông dân nhất Việt Nam Diện tích trồng lúa chiếm 43% tổng diện tích, tương đương 751 nghìn ha, nhưng nguồn nước địa phương lại hạn chế Tổng dòng chảy sông ngòi đạt 762 mm, với dòng chảy ngầm 354 mm và dòng chảy trong đất 1179 mm, tương ứng với khối lượng năm 13 tỷ m³, 3 tỷ m³ và 20 tỷ m³ Để thực hiện hai vụ lúa trên 751 nghìn ha, mùa khô cần tới 9,6 tỷ m³ nước, chủ yếu từ nguồn nước ngầm Tuy nhiên, nguồn nước ngầm trong sông chỉ có 3 tỷ m³, dẫn đến việc cần 6,6 tỷ m³ nước từ nguồn nước ngầm ngoại lai, trong khi tổng nguồn nước ngầm ngoại lai là 40 tỷ m³ Trong mùa khô hạn, nước ngoại lai không chỉ phục vụ tưới tiêu mà còn cho sinh hoạt, công nghiệp và thủy điện, đồng thời chống xâm nhập mặn Ngược lại, vào mùa lũ, mạng lưới sông đồng bằng phải xử lý trên 75 tỷ m³ dòng chảy mặt ngoại lai trước khi đến Hà Nội, và trong trường hợp khẩn cấp, phải tháo nước qua đập Đáy, gây ngập phần phía Đông của đồng bằng.
Vùng kinh tế thứ ba, trải dài từ 21° đến 15° vĩ bắc, có diện tích 52.000 km² và dân số khoảng 7,4 triệu người Mặc dù diện tích đất nông nghiệp hạn chế, vùng này vẫn đứng thứ hai về độ giàu nước, với lớp dòng chảy sông phong phú.
Khu vực này có lượng mưa trung bình hàng năm là 1338 mm, với dòng chảy mặt đạt 424 mm và lượng trữ ẩm lên tới 1206 mm, tương ứng với khối lượng nước 69 tỷ m³, 22 tỷ m³ và 63 tỷ m³ Mức bảo đảm nước được tính theo đầu người là 9,3 nghìn m³ cho dòng chảy sông và 3 nghìn m³ cho dòng chảy ngầm Về mặt sinh thái, vùng này có mùa khô ngắn và cấu trúc nước tương tự như rừng kín thường xanh mưa ẩm nhiệt đới Mặc dù dòng chảy mặt cao với 914 mm, chiếm 63% tổng dòng chảy, nhưng nguy cơ lũ lụt được giảm thiểu do lũ thường xảy ra trong thời gian ngắn, dẫn đến ngập ít.
Vùng kinh tế thứ tư là vùng thuận lợi về tài nguyên nước với mức độ đảm bảo nước theo đầu người
Sông có dòng chảy lên tới 11,8 nghìn m³ và dòng chảy ngầm là 3,3 nghìn m³ Tổng khối lượng nước bao gồm 68 tỷ m³ từ dòng chảy sông, 19 tỷ m³ từ dòng chảy ngầm và 40 tỷ m³ nước trong đất, tương ứng với các lớp dòng chảy 1524 mm.
Vùng này có lượng mưa trung bình từ 424 mm đến 900 mm, bao gồm nhiều đồng bằng nhỏ được ngăn cách bởi các dãy núi Đất canh tác chủ yếu nằm trên các thềm phù sa cổ, với địa hình tiêu nước tốt và đất nhẹ, dẫn đến tình trạng nắng hạn và mưa lụt Để điều tiết nước, vùng này rất cần các hồ chứa nhỏ, và điều kiện địa lý cũng thuận lợi cho việc phát triển các hồ chứa này Đây là khu vực đầu tiên ở Việt Nam nhận nước từ hệ thống sông Đồng Nai qua thủy điện Đa Nhim Sự kết hợp giữa núi hùng vĩ, đồng lúa xanh và các hồ nước trong lành tạo nên vẻ đẹp khó tả cho vùng đồng bằng này.
Vùng kinh tế thứ năm nằm trên cao nguyên sườn Tây Trường Sơn, với cấu trúc cán cân nước tương tự như vùng kinh tế thứ nhất Lượng nước dòng chảy sông ngòi đạt 902 mm, nước ngầm 345 mm và nước trong đất 1502 mm, dẫn đến lượng nước tính theo đầu người cao do mật độ dân số thấp Đây là nguồn đầu của các sông đổ vào sông Mê Kông, với chế độ dòng chảy sông phức tạp, ảnh hưởng đến việc điều tiết nước, đặc biệt trong các dự án tưới Thủy lợi nhỏ tại đây có hiệu quả kinh tế cao, nhưng việc sử dụng nước từ đập thủy điện Đa Nhim vẫn chưa tối ưu do đất đai kém phì nhiêu và lực lượng lao động hạn chế Vùng này có địa hình cao nguyên bằng phẳng với lớp bazan khác nhau, nhưng tiềm năng đất đai chỉ phát huy khi mùa khô được điều tiết hiệu quả Các công trình thủy lợi và thủy điện theo dự án sông Mê Kông có thể xây dựng 34 công trình tối ưu về kinh tế kỹ thuật, với khả năng điều tiết 23 tỷ m³ nước, tưới cho 307.400 ha và sản xuất 3.679 megawat điện Tuy nhiên, diện tích tưới vẫn chỉ đạt 1/20 tổng diện tích vùng, trong khi các vùng đất bazan lại thiếu nguồn nước Hướng phát triển chính là xây dựng các hồ chứa nước.
34 chứa nhỏ kết hợp với thủy điện nhỏ dâng nước, xây dựng quy trình trồng trọt theo hướng nông lâm kết hợp, áp dụng các biện pháp tổ chức cây trồng nhằm giữ ẩm, chống bốc hơi và ứng phó với các hiện tượng khô hạn cực đoan.
Vùng kinh tế thứ sáu là vùng tương đối nghèo nước, hàng năm thu nhận 12 tỷ m 3 dòng chảy sông ngòi
Khu vực này có 6 tỷ m³ dòng chảy ngầm và 43 tỷ m³ nước trong đất, với địa hình thềm cổ và lớp bazan dày, tạo điều kiện thuận lợi cho việc phát triển cây cao su, cà phê và cây ăn quả Để tưới cho 646 nghìn ha đất nông nghiệp, cần tới 9 tỷ m³ nước, tương đương với 14.000 m³/ha, cho thấy sự cần thiết phải điều tiết và bảo vệ nguồn nước Hiện tại, công trình Dầu Tiếng trên sông Bé và Trị An trên sông Đồng Nai đang được xây dựng, hướng phát triển của khu vực này tương tự như vùng 5.
Vùng kinh tế thứ bảy, đồng bằng sông Mê Kông, sở hữu tiềm năng nông nghiệp lớn, chiếm 50% tổng diện tích đất nông nghiệp của cả nước Hiện tại, hơn 2,5 triệu ha đất chỉ được trồng một vụ trong mùa mưa Nguồn nước địa phương chỉ cung cấp 9 tỷ m³, trong đó 2 tỷ m³ là nước ngầm, trong khi lượng nước ngoại lai đạt 99,4 tỷ m³ từ sông ngòi và 33,4 tỷ m³ từ nước ngầm Để đáp ứng nhu cầu nước cho 2,5 triệu ha trong mùa khô, cần khoảng 35 tỷ m³, nhưng sông Mê Kông chỉ cung cấp được 10 tỷ m³, chỉ đáp ứng 1/3 nhu cầu, dẫn đến nguy cơ xâm nhập mặn và ô nhiễm nguồn nước nếu khai thác quá mức.
Chúng ta đã đánh giá tài nguyên nước của nhiều vùng kinh tế và nhận thấy các vấn đề liên quan đến nước ở mỗi khu vực Tuy nhiên, để hiểu rõ hơn về những khó khăn này, cần xem xét đặc điểm biến động của tài nguyên nước trong vùng nhiệt đới gió mùa, điều này sẽ được trình bày chi tiết trong chương 6.