Bài giảng Thủy văn công trình

Nhiệm vụ của môn học là cung cấp những kiến thức cơ bản về sự hình thành dòng chảy sông ngòi, các phương pháp tính toán các đặc trưng thủy văn thiết kế phục vụ công tác quy hoạch, thiết

TRƯỜNG ĐẠI HỌC LÂM NGHIỆP - 2017

TS PHẠM VĂN TỈNH (Chủ biên) ThS PHẠM MINH VIỆT, ThS LÊ THỊ HUỆ

KS ĐẶNG THỊ HỒNG

THñY V¡N C¤NG TR×NH

TS PHẠM VĂN TỈNH (Chủ biên) THS PHẠM MINH VIỆT, THS LÊ THỊ HUỆ, KS ĐẶNG THỊ HỒNG

BÀI GIẢNG THỦY VĂN CÔNG TRÌNH

TRƯỜNG ĐẠI HỌC LÂM NGHIỆP - 2017

LỜI NÓI ĐẦU

Thuỷ văn công trình là môn học cơ sở ngành quan trọng đối với sinh viên các ngành học liên quan đến tài nguyên nước nói chung và đối với sinh viên ngành Kỹ thuật công trình xây dựng - Trường Đại học Lâm nghiệp nói riêng Nhiệm vụ của môn học là cung cấp những kiến thức cơ bản về sự hình thành dòng chảy sông ngòi, các phương pháp tính toán các đặc trưng thủy văn thiết kế phục vụ công tác quy hoạch, thiết kế, thi công, quản lý và vận hành hệ thống công trình thủy lợi - thủy điện, giao thông và các công trình xây dựng khác

Bài giảng “Thuỷ văn công trình” được biên soạn dựa trên các tài liệu tham

khảo trong và ngoài nước liên quan đến lĩnh vực thủy văn - tài nguyên nước và tiếp cận những phương pháp tính toán hiện đại trên thế giới trong lĩnh vực tính toán thuỷ văn Nội dung bài giảng gồm hai phần chính:

(1) Thủy văn đại cương: gồm các chương từ Mở đầu đến chương 4 Phần này chủ yếu trình bày những kiến thức cơ bản của thủy văn và các phương pháp tính toán các yếu tố dòng chảy

(2) Thủy văn công trình: từ chương 5 đến chương 7 Nội dung các chương này nhằm ứng dụng các phương pháp tính toán thủy văn phục vụ công tác quy hoạch, thiết kế và thi công các công trình thủy lợi, thủy điện, giao thông, xây dựng dân dụng và công nghiệp, cấp thoát nước

Nhóm tác giả xin trân trọng cảm ơn Bộ môn Kỹ thuật công trình, Hội đồng khoa học khoa Cơ điện và Công trình - Trường Đại học Lâm nghiệp, các nhà khoa học đã có ý kiến phản biện cho nội dung bài giảng

Mặc dù nhóm tác giả đã cố gắng chọn lọc những nội dung cơ bản, các phương pháp tính toán hiện đại, thực tế đang được áp dụng trong tính toán thủy văn phục vụ xây dựng các công trình có liên quan đến nước nhưng chắc chắn không tránh khỏi những sai sót và khiếm khuyết, rất mong nhận được sự góp ý của các thầy, cô đồng nghiệp và các em sinh viên để cuốn bài giảng được hoàn thiện hơn trong lần xuất bản sau Các ý kiến đóng góp xin gửi về Bộ môn Kỹ thuật công trình - Khoa Cơ điện và Công trình - Trường Đại học Lâm nghiệp

Chương 1

MỞ ĐẦU

1.1 Đối tượng nghiên cứu của môn học

1.1.1 Đối tượng nghiên cứu

Thủy văn là một nhánh của khoa học trái đất, nghiên cứu về các dạng tồn tại, vòng tuần hoàn và phân bổ của tài nguyên nước trong tự nhiên Thủy văn công trình là một bộ phận trong khoa học thủy văn, nghiên cứu nguồn nước và dòng chảy, điều tra, đo đạc, thu thập, phân tích xử lý số liệu và cung cấp các phương pháp tính toán nguồn nước - dòng chảy để phục vụ công tác quy hoạch, thiết kế, xây dựng, quản lý, khai thác vận hành các công trình giao thông, thủy lợi, thủy điện, xây dựng, các công trình chính trị sông, gia cố và bảo vệ bờ và các công trình có liên quan đến nước khác

Nước trong tự nhiên là một loại tài nguyên thiên nhiên quý giá và có hạn Nước chi phối mọi hoạt động dân sinh kinh tế của con người, là yếu tố quyết định đến sự tồn tại và phát triển môi trường sống Các nền văn minh sớm nhất của loài người được phát triển dọc theo các con sông có nguồn nước ổn định và phong phú như: nền văn minh Ai Cập bên dòng sông Nile, nền văn minh Lưỡng

Hà gắn với hai dòng sông Euphrates và Tigris, nền văn minh Ấn Độ phát triển dọc theo sông Ấn và sông Hằng, nền văn minh Trung Quốc được hình thành trên lưu vực sông Trường Giang và Hoàng Hà Ở Việt Nam, nền văn minh sông Hồng là nền văn minh lúa nước lâu đời, có văn hóa đặc sắc hình thành và phát triển trên lưu vực sông Hồng Ngày nay, nước được sử dụng rộng rãi trong sản xuất nông nghiệp, công nghiệp, thủy điện, giao thông vận tải, chăn nuôi, thuỷ sản Ở những vùng sa mạc và bán sa mạc, nước còn có chức năng xã hội,

sự thiếu hụt nguồn nước là nhân tố hạn chế đến sự phát triển kinh tế và xã hội Bởi vậy, tài nguyên nước được coi là một loại hàng hoá đặc biệt

Trên hành tinh chúng ta, nước tồn tại dưới ba dạng cơ bản như: dạng lỏng, dạng rắn và hơi nước Nước trên trái đất phân bố ở các đại dương, biển, sông, suối, ao, hồ, đầm lầy, nước ngầm, trong không khí, băng tuyết và các dạng liên kết khác Theo số liệu ước tính của UNESCO (1978), tổng lượng nước trên trái đất khoảng 1.385.984.610 km3.Trong đó, nước mặn tồn tại trong các biển và đại

dương xấp xỉ 1.344.405.000 km3 (chiếm 97%) Nước ngọt trên trái đất chiếm tỷ lệ rất nhỏ chỉ vào khoảng 3% Nước ngọt tồn tại ở dạng: nước ngầm, nước mặt, dạng băng tuyết và các dạng khác Lượng nước ở dạng băng, tuyết chiếm tỷ lệ cao nhất (xấp xỉ 68,7%), nước ngọt ở các tầng ngầm dưới đất chiếm tỷ lệ vào khoảng 30,1%, trong khi đó nước trong hệ thống sông suối chỉ chiếm khoảng 0,006%

tổng lượng nước ngọt trên trái đất, một tỷ lệ rất nhỏ (bảng 1.1 và hình 1.1)

Bảng 1.1 Ước lượng nước trên trái đất

(10 6 Km 2 )

Thể tích (Km 3 )

Tổng lượng nước (%)

Tổng lượng nước ngọt (%)

Hình 1.1 Phân bố nguồn nước trên trái đất

Sự phân bố tài nguyên nước rất không đều theo không gian Trên trái đất có vùng có lượng mưa khá phong phú, nhưng lại có những vùng khô hạn Các vùng nhiều mưa (lượng mưa > 2000 mm trong năm) trên thế giới phân bố như sau: vùng Nam Mỹ (trừ vùng giáp Thái Bình Dương); vùng núi Anpơ, Nauy ở châu Âu; vùng Tây Phi; Philipin, Nhật Bản, Malayxia, Campuchia, Việt Nam ở châu Á

Đồng thời tài nguyên nước phân bố cũng rất không đều theo thời gian Trong thời gian một năm, có thời kỳ nhiều nước (mùa mưa) và có thời kỳ ít nước (mùa khô) Sự phân bố nguồn nước theo thời gian phụ thuộc chủ yếu vào yếu tố địa lý

1.1.2 Chu trình thủy văn

Các dạng tài nguyên nước (nước mặt, nước ngầm, nước trên đại dương, nước trong khí quyển) thay đổi theo không gian và thời gian và nằm trong chu trình tuần hoàn nước toàn cầu (hình 1.2) Khoảng không gian của chu trình đó gọi là thuỷ quyển

Nước bốc hơi từ các đại dương và lục địa trở thành một bộ phận của khí quyển Hơi nước được vận chuyển vào bầu không khí, bốc lên cao cho đến khi chúng ngưng kết và rơi trở lại mặt đất hoặc mặt biển Lượng nước rơi xuống mặt đất một phần bị giữ lại bởi cây cối, chảy tràn trên mặt đất thành dòng chảy trên sườn dốc, thấm xuống đất, chảy trong đất thành dòng chảy sát mặt đất và chảy vào các dòng sông thành dòng chảy mặt Phần lớn lượng nước bị giữ lại bởi thảm phủ thực vật và dòng chảy mặt sẽ quay trở lại bầu khí quyển qua con đường bốc hơi và thoát hơi thực vật Lượng nước ngấm trong đất có thể thấm

sâu hơn xuống những lớp đất bên dưới để cấp nước cho các tầng nước ngầm và sau đó xuất lộ thành các dòng suối hoặc chảy dần vào sông ngòi thành dòng chảy mặt và cuối cùng đổ ra biển hoặc bốc hơi vào khí quyển

Hình 1.2 Vòng tuần hoàn nước và cân bằng nước toàn cầu

với 100 đơn vị mưa trên lục địa

(Tương ứng với 100 đơn vị mưa trên lục địa có 38 đơn vị chảy dòng chảy mặt ra biển; 1 đơn vị chảy ngầm ra biển; 61 đơn vị bốc hơi từ lục địa; tương ứng có 424 đơn vị bốc hơi từ đại dương và 385 đơn vị mưa xuống đại dương)

1.1.3 Các thuộc tính và đặc trưng biểu thị nguồn nước

Nước có hai thuộc tính cơ bản là có lợi và gây hại Nước là động lực cho các hoạt động phát triển kinh tế xã hội của con người, song nó cũng gây ra những hiểm họa ghê gớm cho con người Những trận lũ lớn, lũ quét, bão có thể gây ra thiệt hại cực kỳ nghiêm trọng về người và tài sản, có thể tàn phá các vùng dân cư, phá hủy cân bằng sinh thái ở những vùng mà nó đi qua

Một trong những đặc thù quan trọng nữa của nguồn nước đó là có trữ lượng hàng năm không phải là vô tận, sự biến đổi của nó không vượt qua một giới hạn nào đó và không phụ thuộc vào mong muốn của con người

Tài nguyên nước được đánh giá bởi ba đặc trưng quan trọng: lượng, chất lượng và động thái của nó:

 Lượng nước: Tổng lượng nước sinh ra trong một khoảng thời gian một

năm hoặc một thời kỳ nào đó trong năm Nó biểu thị mức độ phong phú của tài nguyên nước trên một vùng lãnh thổ

hoà tan và không hoà tan trong nước (có lợi hoặc có hại theo tiêu chuẩn sử dụng của đối tượng sử dụng nước)

 Động thái của nước được đánh giá bởi sự thay đổi của các đặc trưng dòng chảy theo thời gian, sự trao đổi nước giữa các khu vực chứa nước, sự vận chuyển và quy luật chuyển động của nước trong sông, sự chuyển động của nước ngầm, các quá trình trao đổi chất hoà tan, truyền mặn

Nguồn nước trên trái đất là rất lớn nhưng chỉ nước ngọt mới là yêu cầu cơ bản cho hoạt động dân sinh kinh tế của con người Khi sự phát triển dân sinh kinh tế còn ở mức thấp, nước chỉ mới được coi là môi trường cần thiết cho sự sống của con người Trong quá trình phát triển, càng ngày càng có sự mất cân đối giữa nhu cầu dùng nước và nguồn nước Các hoạt động kinh tế - xã hội của con người càng phát triển, nguồn nước ngày càng có nguy cơ bị cạn kiêt, suy thoái Khi đó nước được coi là một loại tài nguyên quý cần được bảo vệ và quản

lý Các luật về nước ra đời và cùng với nó ở mỗi quốc gia đều có một tổ chức để quản lý nghiêm ngặt loại tài nguyên này

Trong quy hoạch sử dụng khai thác nguồn nước, tài nguyên nước được kiểm kê đánh giá theo các đặc trưng trên

1.2 Nội dung và nhiệm vụ của môn học thủy văn công trình

Khoa học thủy văn được chia ra nhiều chuyên ngành chuyên sâu theo phạm

vi nghiên cứu và ứng dụng như: Khí tượng học, Thủy văn đất liền, Thủy văn biển và đại dương, Địa chất thủy văn, Thủy văn nông nghiệp, Thủy văn công trình

Để thuận tiện cho việc hệ thống kiến thức và ứng dụng vào phạm vi nghiên cứu, nội dung môn học Thủy văn công trình được chia thành hai phần chính:

 Thủy văn đại cương: Cung cấp những kiến thức cơ bản về tổng quan tài nguyên nước, đặc điểm các yếu tố khí tượng thủy văn, quá trình mưa và sự hình thành dòng chảy trên lưu vực và tính quy luật của dòng chảy sông ngòi, các phương pháp đo đạc, tính toán và thu thập tài liệu khí tượng thủy văn

thức của thủy văn đại cương và các phương pháp tính toán hiện đại để tính toán các đặc trưng thủy văn phục vụ công tác quy hoạch, thiết kế và thi công các

công trình có liên quan đến nước như: công trình giao thông, thủy lợi, thủy điện, xây dựng dân dụng và công nghiệp Các đặc trưng thủy văn cần phải xác định làm cơ sở quy hoạch và thiết kế công trình gọi là các đặc trưng thủy văn thiết kế Nhiệm vụ và yêu cầu tính toán các đặc trưng thủy văn thiết kế tùy thuộc nhiệm

vụ quy hoạch và thiết kế công trình

1.3 Đặc điểm của hiện tượng thủy văn và phương pháp nghiên cứu

1.3.1 Đặc điểm của hiện tượng thủy văn

Các hiện tượng thủy văn là kết quả sự tác động của nhiều nhân tố tự nhiên Dòng chảy sinh ra trên mặt đất phụ thuộc vào mưa, điều kiện địa hình địa chất, thảm phủ thực vật, thổ nhưỡng, độ nhám bề mặt lưu vực Đó là một quá trình

tự nhiên với đầy đủ tính chất vật lý của nó, biểu hiện phạm trù nguyên nhân và hậu quả Nếu biểu diễn một cách hình thức quan hệ của dòng chảy sông ngòi với nhân tố tự nhiên tác động lên nó dưới dạng:

Trong đó:

X là tập hợp các yếu tố khí tượng, khí hậu tham gia vào sự hình thành dòng

chảy sông ngòi, được biểu thị dưới dạng vectơ như sau:

X = (x 1 , x 2 , , x i , , x n ) (1.2)

với x 1 , x 2 , , x i , , x n là các đặc trưng khí tượng, khí hậu như: mưa, bốc hơi, gió, nhiệt độ, áp suất không khí

Z là tập hợp các đặc trưng mặt đệm tác động lên sự hình thành dòng chảy

sông ngòi, được biểu thị dưới dạng vectơ như sau:

Z = (z 1 , z 2 , , z i , , z m ) (1.3)

với z 1 , z 2 , , z i , , z m là các đặc trưng mặt đệm như: diện tích lưu vực, độ dốc lưu vực, điều kiện địa hình, địa chất, lớp phủ thực vật

Nhóm các yếu tố khí tượng, khí hậu X biến động lớn theo thời gian, thường

gọi là nhóm biến đổi nhanh Sự biến đổi của các yếu tố trong này vừa mang tính chu kỳ, vừa mang tính ngẫu nhiên Tính chu kỳ phản ảnh quy luật thay đổi của xu thế bình quân theo thời gian, tính ngẫu nhiên thể hiện ở sự xuất hiện một giá trị cụ thể tại thời điểm nào đó của chu kỳ và sự lệch của nó so với giá trị bình quân

Nhóm các nhân tố mặt đệm Z biến đổi chậm theo thời gian, thường gọi là

nhóm biến đổi chậm Tổ hợp của hai nhóm nhân tố tham gia vào các quá trình dòng chảy theo quan hệ (1.1) quyết định tính chất của hiện tượng thủy văn, do

đó hiện tượng thủy văn vừa mang tính tất định, vừa mang tính ngẫu nhiên

 Tính chất tất định của hiện tượng thủy văn thể hiện ở các mặt sau:

- Sự thay đổi có chu kỳ của các xu thế bình quân theo thời gian: chu kỳ một năm (mùa lũ, mùa kiệt); chu kỳ nhiều năm (nhóm năm ít nước, nhóm năm nhiều nước, nhóm năm có lượng nước trung bình)

- Tính quy luật biểu thị mối quan hệ vật lý của các nhân tố ảnh hưởng (X,

Z) đến các đặc trưng dòng chảy Y Mối quan hệ giữa các đặc trưng dòng chảy và

các nhân tố ảnh hưởng trong nhiều trường hợp có thể biểu diễn bằng mô hình toán học dưới dạng các biểu thức toán học hoặc đồ thị

- Sự biến đổi có quy luật theo không gian do bị chi phối bởi tính địa đới của các hiện tượng khí hậu, khí tượng tổ hợp với những hình thế mặt đệm tương đối ổn định của từng khu vực trên lãnh thổ Nhờ đó, có thể tiến hành xây dựng các bản đồ phân vùng hoặc các bản đồ đẳng trị các yếu tố khí tượng, thủy văn

 Tính ngẫu nhiên:

Tính ngẫu nhiên của hiện tượng thủy văn phụ thuộc chủ yếu vào sự biến đổi ngẫu nhiên của nhóm nhân tố khí hậu, khí tượng do đó các hiện tượng thủy văn không lặp lại y nguyên về độ lớn cũng như về thời gian

1.3.2 Phương pháp nghiên cứu

Sự phát triển của các phương pháp tính toán thủy văn có quan hệ với những tiến bộ khoa học khác như toán học ứng dụng, phương pháp tính và công cụ tính toán, đặc biệt là sự phát triển của máy tính điện tử Cùng với đó, hiện nay, quan điểm hệ thống với sự ứng dụng lý thuyết phân tích hệ thống đã được áp dụng rộng rãi trong tính toán thủy văn Bởi vì sự hình thành và phát triển của hiện tượng thủy văn nằm trong mối quan hệ tương tác giữa nó với những tác động của con người ngày càng sâu vào trạng thái tự nhiên của nguồn nước

Các phương pháp nghiên cứu và tính toán thủy văn có thể chia làm các phương pháp sau:

1.3.2.1 Phương pháp phân tích nguyên nhân hình thành

Phương pháp phân tích nguyên nhân hình thành là phương pháp được xây dựng dựa vào tính tất định của hiện tượng thủy văn Phương pháp phân tích nguyên nhân hình thành có thể chia thành các loại như sau:

(1) Phương pháp phân tích căn nguyên

Trên cơ sở phân tích các nhân tố ảnh hưởng đến sự hình thành các quá trình dòng chảy theo biểu thức (1.1), người ta thiết lập các mối quan hệ toán học giữa các đặc trưng thủy văn với các đặc trưng biểu thị nhân tố ảnh hưởng; hoặc bằng

các biểu thức toán học, hoặc bằng các đồ thị, cao hơn nữa là các mô hình toán và

mô hình mô phỏng hệ thống Các mô hình mô phỏng hệ thống hiện nay được sử dụng rộng rãi trong tính toán thủy văn công trình

(2) Phương pháp tổng hợp địa lý

Hiện tượng thủy văn mang tính địa đới, tính khu vực và biến đổi nhịp nhàng theo không gian Bởi vậy, có thể xây dựng các bản đồ phân vùng, bản đồ đẳng trị các đặc trưng hoặc các tham số thủy văn Bằng các bản đồ này có thể nội suy, ngoại suy các đặc trưng cần xác định trong tính toán các yếu tố thủy văn

(3) Phương pháp lưu vực tương tự

Phương pháp lưu vực tương tự được sử dụng rộng rãi trong tính toán thủy văn trong trường hợp tại khu vực cần nghiên cứu, tính toán không có tài liệu đo đạc thủy văn

Nguyên lý cơ bản của phương pháp này là: Các tham số và đặc trưng thủy văn của lưu vực không có tài liệu quan trắc được suy ra từ lưu vực khác, có tài liệu đo đạc thủy văn và có điều kiện hình thành dòng chảy tương tự như lưu vực cần phải tính toán Lưu vực có đủ tài liệu thủy văn, có thể sử dụng cho lưu vực cần nghiên cứu, tính toán gọi là lưu vực tương tự Hai lưu vực được gọi là tương

tự nếu như các điều kiện về mặt đệm, khí tượng, khí hậu tương tự nhau và tác động của các nhân tố đó đến tham số hoặc đặc trưng thủy văn đang xem xét là cũng tương tự nhau

Gọi Y A là tham số hoặc đặc trưng thủy văn cần tính toán đối với lưu vực A,

Y B là tham số hoặc đặc trưng thủy văn cùng loại đối với lưu vực B

Y B = f 2 (X 2 , Z 2 )

Hai lưu vực được coi là tương tự nếu như mỗi phần tử tương ứng của X 1 có

giá trị xấp xỉ với X 2 và cũng như vậy đối với Z 1 và Z 2

Trong trường hợp như vậy, Y A có thể suy ra từ Y B theo biểu thức (1.4) như sau:

Trong đó K là hằng số, được sử dụng như một hệ số hiệu chỉnh

1.3.2.2 Phương pháp thống kê xác suất

Hiện tượng thủy văn mang tính ngẫu nhiên, do đó có thể coi các đại lượng đặc trưng là các đại lượng ngẫu nhiên và có thể áp dụng lý thuyết thống kê xác

suất để từ đó xác định các đặc trưng thủy văn thiết kế theo một tần suất thiết kế

đã được quy định theo quy phạm tùy theo cấp công trình

1.3.2.3 Phương pháp viễn thám (Remote Sensing)

Trong thời gian gần đây phương pháp viễn thám được sử dụng nhiều trong các lĩnh vực khoa học, kỹ thuật trong đó có khoa học về trái đất Viễn thám là kỹ thuật và phương pháp thu nhận và phân tích thông tin từ một khoảng cách nhất định mà không tiếp xúc trực tiếp với đối tượng nghiên cứu Các thông tin thu nhận là kết quả của việc giải mã hoặc đo đạc những biến đổi mà đối tượng tác động đến môi trường xung quanh như trường điện từ, trường âm thanh hoặc hấp dẫn Tuy vậy kỹ thuật viễn thám thường được hiểu từ góc độ của kỹ thuật điện tử, bao trùm mọi giải phổ của sóng điện từ; từ sóng radio tần số thấp

đến sóng siêu cao tần, sóng hồng ngoại, sóng nhìn thấy, tia cực tím, tia X và tia

Gama Một số ứng dụng kỹ thuật viễn thám trong lĩnh vực thuỷ văn như sau:

- Nghiên cứu tổng hợp lượng dòng chảy;

- Nghiên cứu đặc trưng hình thái lưu vực sông;

- Nghiên cứu cân bằng nước lưu vực;

- Tính toán dòng chảy bùn cát

1.3.2.4 Công nghệ hệ thông tin địa lý (Geographic Infomation System - GIS)

Hệ thông tin địa lý (GIS) có thể được định nghĩa như là “một hệ thống các phần cứng, phần mềm, các quá trình để lưu trữ, quản lý, thao tác, phân tích, mô hình hoá, thể hiện và hiển thị các dữ liệu địa lý nhằm mục đích giải quyết các vấn đề phức tạp liên quan đến quy hoạch và quản lý tài nguyên”

GIS có chức năng quản lý dữ liệu thông tin thuộc dạng bản đồ, được chia thành các lớp, cho phép chồng chập lên nhau để có một bức tranh mới về vùng nghiên cứu, tính toán trên các thông tin có tính địa lý như: chiều dài, chu vi, diện tích, mật độ sông suối… Việc truy xuất thông tin theo không gian hay thời gian thực hiện trên GIS rất dễ dàng, tiện lợi Phép chồng chập các lớp thông tin cho phép mở rộng khả năng phân vùng theo điều kiện và kiểm tra tính đúng đắn giữa các bản đồ

Trong thực tế có thể phải sử dụng kết hợp các phương pháp trên đây Mục đích cuối cùng của tính toán thủy văn là xác định các đặc trưng thiết kế tương ứng với tần suất đã quy định Các đặc trưng đó có thể xác định trực tiếp bằng

phương pháp thống kê xác suất, hoặc xác định gián tiếp theo phương pháp phân tích nguyên nhân hình thành kết hợp với phương pháp viễn thám hoặc GIS

1.4 Sơ lược về lịch sử phát triển của thủy văn học

1.4.1 Lịch sử phát triển của thủy văn học trên thế giới

Thủy văn học có nguồn gốc lịch sử từ thời cổ xa xưa và có thể phân quá trình phát triển thành một số giai đoạn

1.4.1.1 Thời kỳ cổ đại

Từ khoảng 4000 năm trước người Ai Cập đã tiến hành quan trắc mực nước sông Nile để phòng chống lũ Các vùng thị trấn Lưỡng Hà (vùng nằm giữa hai con sông Tigris và Euphrates, bao gồm lãnh thổ Iraq, Kuwait, Đông Syria, Đông Nam Thổ Nhĩ Kỳ, và Tây Nam Iran) đã được bảo vệ khỏi lũ lụt bằng các tường đất cao Các ống dẫn nước được Hy Lạp và La Mã xây dựng ở thời kỳ này Người Sri Lanka cổ đã sử dụng thủy văn học để xây dựng các công trình tưới tiêu của Sri Lanka cổ đại Ở châu Á, người Trung quốc đã biết ghi chép quan trắc về mưa, mưa tuyết, tuyết và gió trên các quẻ âm dương ngay từ năm 1200 trước công nguyên và xây dựng các công trình dẫn nước, kiểm soát lũ lụt

1.4.1.2 Giai đoạn trước thế kỷ 18

Ngay trước thế kỷ thứ nhất trước Công nguyên, Marcus Vitruvius, một kỹ

sư, kiến trúc sư người Ý đã mô tả lý thuyết về chu trình thủy văn, trong đó mưa rơi xuống vùng núi sẽ thấm xuống bề mặt trái đất và tạo ra các dòng chảy tới các vùng đất thấp

Trong giai đoạn này, việc quan trắc chủ yếu là tài liệu mực nước và việc phân tích số liệu chủ yếu mang tính chất định tính, chưa có tính hệ thống Đến thời kỳ Phục hưng, Leonardo da Vinci và Bernard Palissy đã đưa ra khái niệm chu trình nước và chế tạo được máy đo lưu tốc và xác định lưu lượng dòng chảy trong các sông suối vào thế kỷ 15

trên sông Seine bằng cách đo lượng mưa, dòng chảy mặt và diện tích lưu vực Marriotte kết hợp các phép đo về vận tốc và mặt cắt ngang sông để thu được dòng xả của sông Seine

- Ở Mỹ, Humphrey và Abbott đã tiến hành quan trắc và phân tích chế độ thủy lực trên sông Missisippi

- Ở Ý, Montanari đã nghiên cứu về chế độ thủy văn của sông Tiber

- Ở Áo, vào cuối thế kỷ 19 đã có công trình nghiên cứu của Penk về cân bằng nước và chế độ dòng chảy của sông Danube

- Ở Nga, vào những năm 1865 - 1900 đã xây dựng hàng loạt các trạm quan trắc thủy văn để nghiên cứu diễn biến sông ngòi, phục vụ cho giao thông vận tải Các công trình quan trọng là “vấn đề chuyển động nước trong sông và sự hình thành dòng chảy sông ngòi” của J S Leliaski (1983) và “cơ cấu dòng sông” của

V M Loochin (1897)

- Trên cơ sở tài liệu thu thập được, cuối thế kỷ 19, A J Vaiaykop đã nêu nhận xét nổi tiếng “Sông ngòi là sản phẩm của khí hậu” để nêu mối quan hệ khí hậu và dòng chảy sông ngòi

- Đầu thế kỷ 20, ở châu Âu đã công bố các công thức kinh nghiệm trong nghiên cứu, tính toán thủy văn của Sraibơ, Penk, Kenlơ; ở Nga có các công thức của N Dolgov, I Langơ, D J Koserin Ở Mỹ, Niuel đã lập ra đường đẳng trị dòng chảy thuộc lãnh thổ Hoa kỳ Các phương pháp chủ yếu dùng trong giai đoạn này là phương pháp nghiên cứu tổng hợp địa lý

Việc áp dụng các kết quả nghiên cứu thủy văn cho tính toán thiết kế các công trình thủy lợi còn nhiều hạn chế Cho đến năm 1925 - 1930 ở Nga D.J Koserin mới bắt đầu tổng hợp một cách hệ thống các tài liệu thủy văn và đưa ra một số phương pháp tính toán thủy văn phục vụ cho công tác thiết kế công trình Đến những năm từ 1930 - 1960, thủy văn học đã phát triển mạnh mẽ thành một môn khoa học độc lập Nhiều nhà khoa học ở các nước Nga, Mỹ, các nước châu Âu, Ấn Độ, Trung Quốc, Nhật Bản đã đề xuất các phương pháp tính toán hợp lý các đặc trưng thủy văn để dùng trong quy hoạch, thiết kế, thi công xây dựng các công trình thủy lợi, giao thông Phương pháp thống kê xác suất đã được ứng dụng trong thủy văn do D L Chokolopski đề nghị, sau đó được các

nhà khoa học N S Kritski và M F Menken; G.N Alexayev; G G Svaritze phát triển Các mô hình tính toán được thiết lập và ứng dụng trong tính toán thủy văn, phân tích diễn biến lòng sông và công tác dự báo

1.4.1.4 Giai đoạn từ 1960 đến nay

Đây là giai đoạn phát triển hiện đại của thủy văn học Nhờ sự phát triển mạnh mẽ của máy tính điện tử và phương pháp tính, việc ứng dụng các mô hình toán học trong thủy văn được khai thác một cách triệt để Sự phức tạp của hiện tượng thủy văn được giải quyết và ứng dụng một cách có hiệu quả trong thực tế sản xuất

Xuất phát từ quan điểm hệ thống, các phương pháp tính toán thủy văn hiện đại cũng phát triển mạnh Các phương pháp đó được xây dựng trong mối quan

hệ tương tác giữa dòng chảy và các biện pháp công trình, các yêu cầu về nước của con người Từ đó, các mô hình mô phỏng hệ thống đối với hệ thống nguồn nước phức tạp Lý thuyết phân tích hệ thống được áp dụng để phân tích và tính toán các đặc trưng thủy văn trong quy hoạch và thiết kế hệ thống nguồn nước

Xu thế hiện đại của việc xây dựng các mô hình hệ thống là sự kết hợp giữa mô hình thủy văn, thủy lực, mô hình quản lý chất lượng nước

Sự phát triển của phương pháp tính, các thiết bị quan trắc cũng được hiện đại hoá Các thiết bị tự động trong đo đạc, kỹ thuật viễn thám được ứng dụng rộng rãi

1.4.2 Một số nét về lịch sử phát triển của thủy văn học Việt nam

Ở nước ta, trước thế kỷ 20 không thấy có những tư liệu nghiên cứu về thủy văn học Tuy nhiên, những quan trắc và phân tích định tính có thể đã có từ lâu

Từ 3000 năm về trước, từ đời Lã Vọng đã có bài ca về con nước rất có tác động đối với sản xuất nông nghiệp và ngư nghiệp Không thể không có những quan trắc dù chỉ là rất thô sơ và những phân tích về thủy triều khi Ngô Quyền ở thế kỷ thứ 10 đã sử dụng quy luật thủy triều để đánh quân Nam Hán trên sông Bạch Đằng Các hệ thống đê điều đã được hình thành từ nhiều thế kỷ nay Các sông đào như sông Đuống, sông Luộc, kênh nhà Lê không thể thực hiện được nếu

không có quan trắc và phân tích quy luật dòng chảy sông ngòi

Tuy nhiên, chỉ đến đầu thế kỷ 20, khi người Pháp cai trị nước ta, hệ thống quan trắc khí tượng thủy văn mới được hình thành và có tài liệu ghi chép lại Tài liệu sớm nhất được quan trắc vào năm 1902 Từ năm 1910 đến năm 1954

hệ thống quan trắc được mở rộng trên các hệ thống sông lớn và chủ yếu là đo mực nước

Từ năm 1959 cho đến nay, hệ thống các trạm đo đạc thủy văn đã được mở rộng trên một quy mô lớn và hệ thống tổ chức quan trắc được coi là có hệ thống

và đầy đủ nhất

Cùng với sự phát triển của hệ thống các trạm quan trắc, đội ngũ cán bộ nghiên cứu thủy văn được đào tạo và lớn mạnh, các cơ quan quản lý và nghiên cứu được hình thành Hiện nay, đội ngũ cán bộ khoa học kỹ thuật ngành thủy văn Việt Nam đã lớn mạnh và có khả năng tiếp cận được với những tiến độ khoa học kỹ thuật thủy văn, thủy lợi trên thế giới

Chương 2 DÒNG CHẢY SÔNG NGÒI

2.1 Hệ thống sông ngòi - Lưu vực sông

2.1.1 Hệ thống sông ngòi

Nước mưa rơi xuống đất, một phần bị tổn thất do bốc hơi, đọng vào các chỗ trũng và ngấm xuống đất, một phần dưới tác dụng của trọng lực, chảy dọc theo sườn dốc, tập trung tạo thành các lạch nước, rồi sau đó tạo thành các khe suối và chảy xuôi về hạ lưu tạo thành sông Các sông, suối hợp lưu với nhau tạo thành hệ thống sông ngòi Có thể nói sông ngòi, trước hết, là sản phẩm của khí hậu

Trong một hệ thống sông ngòi thường chia ra sông chính và các sông nhánh Sông chính trực tiếp chảy ra biển hoặc vào các hồ lớn trong nội địa Các sông đổ vào sông chính gọi là sông nhánh cấp I, các sông đổ vào sông nhánh cấp

I gọi là sông nhánh cấp II, cứ như thế mà suy ra các sông nhánh cấp tiếp theo Tên của hệ thống sông thường lấy theo tên của sông chính, ví dụ như hệ thống sông Hồng gồm sông Hồng và các sông nhánh là: sông Đà, sông Thao, sông Lô

- Gâm ; hệ thống sông Thái bình gồm sông Thái bình, sông Cầu, sông Thương, sông Lục Nam; hệ thông sông Mã gồm sông Mã, sông Chu, sông Âm, sông Bưởi; hệ thống sông Mê Kông gồm sông Tiền, sông Hậu, sông Tông Lê Sáp, biển Hồ… Sự phân bố của các sông nhánh dọc theo sông chính ảnh hưởng quyết định sự hình thành dòng chảy trên hệ thống sông

Theo hình dạng hệ thống sông có thể phân ra các loại: Sông nhánh phân bố theo hình nan quạt, trong đó các cửa sông nhánh lớn ở gần nhau (hình 2.1a), sông dạng hình lông chim có các sông nhánh phân bố tương đối đều đặn dọc theo sông chính (hình 2.1b), sông nhánh phân bố theo hình cành cây (hình 2.1c), sông nhánh phân bố song song (hình 2.1d) Nói chung, hệ thống sông lớn thường có sự phân bố các sông nhánh dạng hỗn hợp giữa hai hoặc ba hình thức trên Chẳng hạn như hệ thống sông Hồng có sự phân bố sông nhánh dạng song song, nhưng trên các sông nhánh lại có kiểu phân bố dạng cành cây, nan quạt hoặc lông chim

* Theo đặc điểm địa hình, địa chất và vị trí mà một con sông có thể phân chia thành 3 đoạn có tính chất khác nhau: thượng lưu, trung lưu và hạ lưu sông

- Thượng lưu: Thường nằm ở vùng núi, lòng sông hẹp, độ dốc lòng sông lớn, dòng nước chảy xiết do đó đáy sông dễ bị xói và hạ thấp dần độ cao

- Trung lưu: Ở đoạn sông này độ dốc lòng sông nhỏ hơn vùng thượng lưu, sông rộng hơn Lòng sông thường không xảy ra hiện tượng bồi và xói, phù sa từ vùng thượng lưu về được vận chuyển xuống hạ lưu

- Hạ lưu: Lòng sông mở rộng, độ dốc đáy sông tương đối nhỏ, vận tốc dòng

Hình 2.1a Sông hình nan quạt Hình 2.1b Sông hình lông

chim

Hình 2.1c Sông hình cành cây

Hình 2.1d Sông hình song song

chảy nhỏ do đó thường xảy ra hiện tượng bồi lắng

Hình 2.2 Phân chia sông theo chiều dài sông

* Theo hình dạng trên bình đồ có thể chia thành sông thẳng, sông quanh co

2.1.2 Lưu vực sông và các đặc trưng hình thái

2.1.2.1 Lưu vực sông và tuyến khống chế

Lưu vực của một con sông (gọi tắt lưu vực sông) là phần mặt đất mà nước

trên đó sẽ chảy ra sông (kể cả nước mặt và nước ngầm) Nói cách khác, lưu vực sông là khu vực tập trung nước của con sông

Nước trên lưu vực chảy theo hệ thống sông suối tập trung vào lòng chính, mặt cắt sông tại đó nước trên lưu vực chảy qua nó để tập trung về hạ lưu gọi là

tuyến khống chế, còn gọi mặt cắt cửa ra (mặt cắt khống chế) của lưu vực Tại

mặt cắt cửa ra, nếu tiến hành đo đạc các yếu tố thủy văn sẽ thu được lượng dòng chảy của lưu vực sông

2.1.2.2 Đường phân nước của lưu vực sông

Đường phân nước của lưu vực sông là đường nối các điểm cao nhất xung

quanh lưu vực và ngăn cách nó với các lưu vực khác ở bên cạnh, nước ở hai phía của đường này sẽ chảy về các lưu vực sông khác nhau

Muốn xác định đường phân lưu phải căn cứ vào bản đồ địa hình có vẽ các đường đồng mức cao độ (xem hình 2.4)

Hình 2.4 Đường phân nước của lưu vực

Có hai loại đường phân nước: đường phân nước mặt và đường phân nước

ngầm Đường phân nước mặt là đường nối các điểm địa hình cao nhất trên mặt

đất xung quanh lưu vực, nước mưa rơi xuống hai phía của nó sẽ chảy tràn theo sườn dốc tập trung cho hai lưu vực khác nhau (Đường đứt đoạn trên hình 2.4) Đường phân nước ngầm phân chia sự tập trung nước ngầm giữa các lưu vực Thường thì đường phân nước mặt và đường phân nước ngầm của một lưu vực không trùng nhau (hình 2.5)

Trong thực tế việc xác định đường phân nước ngầm là rất khó khăn, bởi vậy thường lấy đường phân nước mặt làm đường phân nước của lưu vực sông và gọi tắt là đường phân lưu

Hình 2.5 Đường phân nước mặt và nước ngầm của một lưu vực

2.1.2.3 Các đặc trưng hình thái của lưu vực sông

a) Diện tích lưu vực

Diện tích khu vực được khống chế bởi đường phân lưu gọi là diện tích lưu

vực sông, thường ký hiệu là F và đơn vị dùng là km2 Sau khi định được đường phân lưu, diện tích lưu vực xác định được bằng máy đo diện tích hoặc bằng một

số phương pháp khác, chẳng hạn như đếm ô vuông trên bản đồ có tỷ lệ định sẵn, các phần mềm

Để xác định chính xác diện tích lưu vực, cần sử dụng các bản đồ có tỷ lệ thích hợp Thường trong thực tế, người ta sử dụng các loại bản đồ tỷ lệ 1/2000, 1/10000, 1/25000, 1/50000…

b) Chiều dài sông và chiều dài lưu vực

- Chiều dài sông (thường ký hiệu L s) là chiều dài đường nước chảy trên dòng chính tính từ nguồn đến mặt cắt cửa ra của lưu vực

- Chiều dài lưu vực L lv là chiều dài đường gấp khúc nối từ cửa ra qua các điểm giữa của các đoạn thẳng cắt ngang lưu vực (vuông góc với trục sông chính) cho đến điểm xa nhất của lưu vực Trong thực tế, thường lấy chiều dài sông làm

chiều dài lưu vực Đơn vị đo chiều dài sông L s và chiều dài lưu vực L lv thường tính bằng km

c) Chiều rộng bình quân của lưu vực

Chiều rộng bình quân của lưu vực B (đơn vị tính là km) bằng tỷ số giữa diện tích lưu vực và chiều dài lưu vực

lv L

F

Sông

Đường phân nước mặt

Đường phân nước ngầm

Tầng không thấm

d) Độ cao bình quân lưu vực

Độ cao bình quân của lưu vực H tb (đơn vị m) có thể tính theo công thức:

F)

n 1

i fi (

n 1

i H 1 i H

Ở đây: H i - Cao trình của đường đẳng cao thứ i

f i - Diện tích bộ phận của lưu vực nằm giữa hai đường đẳng cao liên

tiếp thứ i và i -1;

F - Diện tích toàn bộ lưu vực;

n - Số mảnh diện tích bộ phận giữa các đường đẳng cao (đồng mức

về cao độ) của lưu vực

e) Độ dốc lòng sông và độ dốc bình quân của lưu vực

- Độ dốc trung bình của con sông tính theo lòng sông chính có thể dùng công thức sau:

Z

Z i-1 ,Z i : Cao độ của hai đường đẳng cao liền kề đã trừ đi cao độ tại vị trí tính toán (điểm cuối cùng của đoạn sông tính toán) Zo;

l i: Khoảng cách tính theo lòng sông giữa hai đường đẳng cao liền kề

- Độ dốc bình quân lưu vực có thể tính theo công thức:

F)

n 1

(

i Δh

n 1

il 1 il lv

Ở đây: h i : Chênh lệch cao độ giữa hai đường đẳng cao;

l i : Chiều dài của đường đẳng cao thứ i trong phạm vi lưu vực

f) Mật độ lưới sông

Mật độ lưới sông D (đơn vị km/km2) là tỷ số giữa tổng chiều dài của tất cả các sông suối trên lưu vực (L) chia cho diện tích lưu vực của nó (F)

g) Mặt cắt sông

Mặt cắt sông gồm có: mặt cắt ngang và mặt cắt dọc

- Mặt cắt ngang của sông tại một vị trí trên sông là mặt cắt vuông góc với

hướng nước chảy tại vị trí đó Mặt cắt ngang thay đổi theo tình hình mực nước

Bộ phận mặt cắt có nước chảy thường xuyên (về mùa kiệt) gọi là lòng sông, phần mặt cắt ngang chỉ ngập lụt về mùa lũ được gọi là bãi sông Mặt cắt ngang sông có cả lòng sông và bãi sông chỉ có nước chảy qua về mùa lũ được coi là mặt cắt lớn (hình 2.6a)

- Mặt cắt dọc sông là mặt cắt qua trục lòng sông (đường nối các điểm thấp nhất của các mặt cắt ngang dọc theo con sông) Muốn xác định mặt cắt dọc của một con sông, ta đo cao trình các điểm sâu nhất của lòng sông tại những nơi địa hình thay đổi rõ rệt Sau đó lấy chiều dài sông làm hoành độ và cao trình của các điểm tương ứng làm tung độ rồi nối các điểm đó trên hệ tọa độ vuông góc ta được biểu đồ mặt cắt dọc sông (hình 2.6b)

Biểu đồ mặt cắt dọc cho biết tình hình phân bố độ dốc lòng sông và chênh lệch mực nước giữa các vị trí trên sông Mặt cắt dọc sông là căn cứ chủ yếu để nghiên cứu đặc tính của dòng nước và ước tính năng lượng tiềm tàng của sông

lv 2 lv

B L

B

L L

- Hệ số phát triển đường phân nước K c của lưu vực

Hệ số K c được tính theo công thức:

F

P 282 0

c 

Trong đó: P - Chu vi đường phân nước của lưu vực (km);

F - Diện tích của lưu vực (km2)

- Hệ số uốn khúc của dòng sông K u được tính theo công thức:

Trong đó: L s- Chiều dài sông chính (km);

L n - Khoảng cách từ nguồn đến cửa ra của lưu vực theo đường thẳng (km)

- Hệ số không đối xứng của lưu vực K p có thể được tính theo công thức:

F t ,F p - Phần diện tích thuộc phía trái và phía phải của sông chính (km2)

2.2 Các đặc trưng biểu thị dòng chảy sông ngòi

2.2.1 Sơ lược về sự hình thành dòng chảy sông ngòi

2.2.1.1 Khái niệm về dòng chảy sông ngòi

Thuật ngữ “dòng chảy” trong thuỷ văn được dùng để chỉ khả năng cung

cấp nước của một lưu vực sông nào đó trong một khoảng thời gian nhất định Theo nguồn gốc của dòng chảy, người ta chia ra dòng chảy mặt và dòng chảy ngầm Dòng chảy mặt hình thành trên bề mặt lưu vực sinh ra do mưa hoặc tuyết tan và tập trung về tuyến cửa ra Dòng chảy ngầm do nước dưới đất cung cấp Dòng chảy mặt chỉ hình thành trong thời gian có mưa, còn dòng chảy ngầm hình thành cả trong thời kỳ có mưa và suốt thời kỳ không mưa Khái niệm về dòng chảy thường gắn liền với khoảng thời gian tính toán lượng dòng chảy: dòng

chảy năm, dòng chảy lũ (mùa lũ, trận lũ ), dòng chảy kiệt (mùa kiệt, tháng kiệt, ngày kiệt )

2.2.1.2 Sự hình thành dòng chảy sông ngòi

Dòng chảy sông ngòi ở nước ta đều do mưa trên lưu vực tạo thành Khi mưa rơi xuống bề mặt lưu vực một phần tạo thành dòng chảy mặt, phần còn lại ngấm xuống đất tạo thành dòng chảy ngầm Một phần đáng kể dòng chảy ngầm

là nguồn cung cấp nuớc cho cho hệ thống sông trong thời gian không có mưa Các quá trình sản sinh dòng chảy trên lưu vực do mưa có thể mô tả khái quát trên hình 2.7

a) Tổn thất ban đầu

Xảy ra ở giai đoạn đầu của một trận mưa Mưa rơi xuống bề mặt lưu vực trong giai đoạn này chưa thể sản sinh dòng chảy Lượng mưa bị tổn thất hoàn toàn do điền vào những chỗ trũng trên lưu vực, bị giữ lại trên lá cây và thấm xuống đất Cường độ mưa trong giai đoạn này nhỏ hơn cường độ thấm tiềm năng của đất

b) Quá trình tổn thất do bốc hơi

Hiện tượng bốc hơi xảy ra trong suốt thời gian hình thành dòng chảy bao gồm: bốc hơi qua lá và bốc hơi của lượng nước bị giữ lại trên lá cây; bốc hơi mặt nước; bốc hơi từ mặt đất

Hình 2.7 Quá trình thay đổi cường độ mưa, tổn thất thấm ban đầu

và tổn thất thấm trong quá trình sản sinh dòng chảy của một trận mưa

0 10

c) Quá trình tổn thất do thấm

Tổn thất thấm xảy ra trong suốt thời gian mưa và cả sau khi mưa khi trên sườn dốc vẫn còn dòng chảy mặt Đường cong thấm biểu thị khả năng thấm trên bề mặt lưu vực và phụ thuộc vào loại đất và độ ẩm của đất Khi độ ẩm đất đạt trạng thái bão hòa thì cường độ thấm đạt giá trị ổn định gọi là cường độ thấm ổn định

d) Quá trình chảy tràn trên sườn dốc

Hiện tượng chảy tràn trên sườn dốc chỉ bắt đầu khi đã xuất hiện lượng mưa vượt thấm Khi nước mưa chảy thành từng lớp trên mặt sườn dốc của lưu vực gọi là chảy tràn trên sườn dốc Thời điểm bắt đầu xuất hiện hiện tượng chảy tràn trên sườn dốc ở mỗi nơi mỗi khác Những chỗ mặt đất ít ngấm nước (như mặt đường, núi đá ) và những nơi mặt đất dốc nhiều thì chảy tràn xuất hiện sớm hơn Sau đó, cường độ mưa mỗi lúc một tăng, phạm vi chảy tràn không ngừng phát triển và mở rộng đến toàn bộ diện tích có mưa trên lưu vực

Trong quá trình chảy tràn, nước không ngừng bị tổn thất vì ngấm và bốc hơi, nhưng đồng thời mưa vẫn rơi, bổ sung cho lớp nước chảy tràn Lớp nước chảy tràn dày hay mỏng, tốc độ chảy tràn mạnh hay yếu, hiện tượng chảy tràn duy trì lâu hay chóng, chủ yếu do tương quan so sánh giữa cường độ mưa và cường độ ngấm quyết định, còn lượng bốc hơi không đáng kể Nếu cường độ mưa lớn hơn cường độ ngấm nhiều, lượng mưa quá thấm sẽ lớn thì độ sâu lớp nước chảy tràn cao và tốc độ chảy tràn cũng lớn Ngược lại khi cường độ mưa nhỏ hơn cường độ ngấm, độ sâu lớp nước chảy tràn giảm dần, lúc này nếu không có nước ở nơi khác đến bổ sung, thì hiện tượng chảy tràn chấm dứt

e) Sự hình thành dòng chảy ngầm

Nước mưa thấm xuống đất được phân chia ra thành các thành phần sau:

- Một phần bị giữ lại ở tầng đất mặt rồi dần dần bốc hơi qua đất hoặc qua thực vật

- Một phần tạo thành dòng sát mặt và chảy vào hệ thống sông ngay trong thời gian đang có mưa và lũ Dòng chảy sát mặt sau khi xuất lộ tập trung nhanh vào hệ thống sông và tham gia vào sự hình thành lũ

- Một phần nước ngấm sâu xuống tầng đất bão hoà nước làm cho mực nước ngầm dâng lên Nước ngầm qua một thời gian khá dài dần dần thấm ngang qua các lớp đất chuyển động đến sông hình thành dòng chảy ngầm Đây

là thành phần chủ yếu của dòng chảy bổ sung cho hệ thống sông trong thời gian mùa kiệt

Sơ đồ hình thành dòng chảy mặt, dòng chảy sát mặt và dòng chảy ngầm

được mô tả trên hình 2.8

Hình 2.8 Sơ đồ sự hình thành dòng chảy mặt và dòng chảy ngầm

Những sông lớn thường có đáy sông thấp hơn nhiều so với mực nước ngầm nên nước ngầm thường xuyên cung cấp nước cho sông Bởi vậy, sau khi tạnh mưa rất lâu trong sông vẫn có lượng dòng chảy khá lớn, đặc biệt trong mùa khô, nước ngầm là nguồn bổ sung chủ yếu cho dòng chảy trong sông Những sông suối nhỏ, lòng sông nông, đáy sông thường cao hơn mực nước ngầm nên không được nước ngầm bổ sung thường xuyên Sau khi mưa tạnh một thời gian, nước sông cạn đi rất nhanh và nếu gặp nắng hạn thì sông hết nước

Hướng chảy tràn trên sườn dốc (hình 2.8) thường theo hướng độ dốc mặt đất lớn nhất Tốc độ chảy tràn lớn hay nhỏ tuỳ thuộc vào sự thay đổi của độ sâu lớp nước chảy tràn, vào độ dốc mặt đất và độ nhám của mặt dốc

f) Quá trình tập trung dòng chảy trong sông

Nước chảy tràn trên sườn dốc rồi đổ vào sông, sau đó lại tiếp tục chảy trong lòng sông đến cửa ra của lưu vực Giai đoạn chảy trong sông này gọi là quá trình tập trung dòng chảy trong sông Nói chung đoạn đường tập trung dòng chảy trong sông lớn hơn chiều dài chảy tràn trên sườn dốc rất nhiều, nó có thể dài tới hàng chục, hàng trăm thậm chí tới hàng nghìn km Quá trình tập trung dòng chảy ở sông bắt đầu từ lúc nước trên sườn dốc tập trung trong các khe lạch nhập vào trong sông cho tới lúc lượng nước cuối cùng dồn vào sông chảy hết qua mặt cắt cửa ra lưu vực

Về bản chất, quá trình tập trung dòng chảy trong sông là một quá trình thuỷ lực rất phức tạp Nó có liên quan mật thiết với hình dạng hình học (như hình

Sông Dòng chảy ngầm

dạng mặt cắt ngang của sông và sự thay đổi của nó dọc theo chiều dài sông, độ uốn khúc của sông ) và độ ngấm của lòng sông Các quá trình mưa, ngấm, chảy tràn trên sườn dốc và tập trung nước trong sông có thể diễn ra đồng thời, không phải quá trình này kết thúc thì quá trình kia mới xuất hiện Có thể trên cùng một lưu vực, một quá trình nào đó có nơi phát sinh sớm, có nơi phát sinh muộn, thậm chí có nơi không hình thành

2.2.2 Các đại lượng biểu thị dòng chảy sông ngòi

2.2.2.1 Lưu lượng nước

Q (m3/s): Là lượng nước chảy qua mặt cắt ngang nào đó của sông trong thời gian 1 giây

Lưu lượng nước tại một thời điểm t bất kỳ gọi là lưu lượng tức thời Q(t)

Quá trình thay đổi lưu lượng nước theo thời gian tại một tuyến mặt cắt nào đó

gọi là quá trình lưu lượng nước, ký hiệu Q ~ t Đồ thị của quá trình lưu lượng

nước được gọi là đường quá trình lưu lượng nước (xem hình 2.9)

Lưu lượng nước bình quân Q trong khoảng thời gian T là giá trị trung bình

của lưu lượng nước trong khoảng thời gian đó, được tính theo công thức 2.11:



0 Q(t)dt T

n 1

2.2.2.2 Tổng lượng dòng chảy W (m 3 )

Tổng lượng dòng chảy W (m3) là lượng nước chảy qua mặt cắt ngang sông

trong một khoảng thời gian T nào đó từ thơi điểm t 1 đến thời điểm t 2 (T = t 2 - t 1) Tổng lượng dòng chảy W được tính theo công thức sau:

Độ sâu dòng chảy Y (mm) còn gọi là lớp dòng chảy: Giả sử đem tổng

lượng nước chảy qua mặt cắt cửa ra của lưu vực trong một khoảng thời gian nào

đó trải đều trên toàn bộ diện tích lưu vực, ta được một lớp nước có chiều dày Y gọi là độ sâu dòng chảy (lớp dòng chảy) Công thức tính Y như sau:

F 10

W 10

F 10

T - Khoảng thời gian tính toán tính bằng giây

2.2.2.4 Mô đun dòng chảy M (l/s-km 2 )

Mô đun dòng chảy M (l/s-km2) là trị số lưu lượng trên một đơn vị diện tích lưu vực là 1 km2

F

Q 10

trong khoảng thời gian T nào đó Nếu thời gian T là thời đoạn năm ta có M là mô

dun dòng chảy năm

Từ các công thức trên có các dạng công thức biến đổi sau:

Độ sâu dòng chảy và mô đun dòng chảy loại trừ đặc trưng lưu vực trong công thức tính toán, là các đại lượng phản ánh mức độ phong phú của dòng chảy trên lưu vực Bởi vậy, các đại lượng này được sử dụng để so sánh mức độ phong phú của dòng chảy của các lưu vực khác nhau

2.2.2.4 Hệ số dòng chảy 

Hệ số dòng chảy  được tính bằng tỷ số giữa độ sâu dòng chảy Y và lượng

mưa tương ứng X sinh ra độ sâu dòng chảy đó

X

Y



 là hệ số không thứ nguyên Vì 0  Y  X nên 0  1 Hệ số  càng lớn,

tổn thất dòng chảy càng bé và ngược lại Hệ số này phản ánh mức độ tổn thất dòng chảy trên lưu vực

2.3 Phương trình cân bằng nước

Phương trình cân bằng nước là một công cụ được sử dụng để đánh giá động lực của quá trình hình thành dòng chảy và tính toán dòng chảy sông ngòi

Nguyên lý cân bằng nước được phát biểu như sau: “Hiệu số của lượng nước đến và lượng nước đi khỏi một khu vực trong thời đoạn tính toán bất kỳ bằng sự thay đổi trữ lượng nước chứa trong khu vực ấy, ở trong thời đoạn đó” Phương trình cân bằng nước là sự thể hiện toán học của nguyên lý cân bằng nước

2.3.1 Phương trình cân bằng nước tổng quát

Ta lấy một khu vực bất kỳ trên mặt đất, thí dụ giới hạn của một lưu vực sông chẳng hạn Giả thiết có một mặt trụ thẳng đứng bao bọc quanh chu vi khu đất đó tới giới hạn tầng đất không thấm nước (hình 2.10) Xét trong một thời đoạn t bất kỳ ta có:

Phần nước đến bao gồm:

X: Lượng mưa bình quân rơi trên khu vực ta xét;

Z 1: Lượng nước ngưng tụ trên bề mặt khu vực;

Y 1: Lượng dòng chảy mặt chảy đến;

W 1: Lượng dòng chảy ngầm chảy đến;

U 1-: Lượng nước trữ trong khu vực đầu thời đoạn t

Phần nước đi bao gồm:

Z 2: Lượng nước bốc hơi trên bề mặt khu vực;

Y 2: Lượng dòng chảy mặt chảy đi;

W 2: Lượng dòng chảy ngầm chảy đi;

U 2: Lượng nước trữ trong khu vực cuối thời đoạn t

Hình 2.10 Sơ đồ các thành cân bằng nước của một khu vực giới hạn

Phương trình cân bằng nước tổng quát viết cho một khu vực trên trong một thời đoạn bất kỳ có dạng như sau:

X+ Z 1 + Y 1 + W 1 - (Z 2 + Y 2 + W 2 ) = U 2 - U 1 (2.20)

Trong đó: U = U 2 - U 1, biểu thị chênh lệch lượng nước trữ trong lưu vực đầu và cuối thời đoạn t có thể nhận giá trị âm, dương hoặc bằng không

Thời đoạn t có thể chọn giá trị bất kỳ, chẳng hạn nếu chọn t bằng một

năm ta có phương trình cân bằng nước viết cho thời đoạn một năm

2.3.2 Phương trình cân bằng nước của lưu vực sông viết cho thời đoạn bất kỳ

2.3.2.1 Đối với lưu vực kín

Lưu vực kín là lưu vực có đường phân chia nước mặt trùng với đường phân chia nước ngầm, khi đó không có nước mặt và nước ngầm từ lưu vực khác chảy

đến, tức là Y 1 = 0 và W 1 = 0 Đối với lưu vực kín, lượng nước chảy qua mặt cắt

cửa ra của lưu vực ký hiệu là Y chính là lượng dòng chảy ra khỏi lưu vực, tức là

Y = Y 2 + W 2 Đặt Z = Z 2 - Z 1 biểu thị hiệu số lượng bốc hơi trừ đi lượng ngưng

tụ trên lưu vực cũng là một thành phần nước ra khỏi lưu vực Từ phương trình 2.21 ta có phương trình cân bằng nước viết cho một lưu vực kín trong thời đoạn

t bất kỳ như sau:

X = Y + Z U (2.22)

2.3.2.2 Đối với lưu vực hở

Đối với lưu vực hở có sự trao đổi nước ngầm với lưu vực lân cận, sẽ có lượng dòng chảy ngầm từ lưu vực khác chảy vào hoặc ngược lại, khi đó phương trình cân bằng nước trong thời đoạn t bất kỳ có dạng (2.23):

X = Y + Z W U (2.23) Trong đó W = W 2 - W 1 và Y = Y 2; Giá trị W có thể nhận giá trị âm

hoặc dương

2.3.3 Phương trình cân bằng nước của lưu vực trong thời kỳ nhiều năm

Phương trình cân bằng nước dạng (2.22) và (2.23) được viết cho một thời đoạn t bất kỳ, có thể với t = 1 năm, 1 tháng, 1 ngày hoặc nhỏ hơn Bằng cách

lấy bình quân hai vế của phương trình cân bằng nước (2.22) và (2.23) cho thời

kỳ nhiều năm với thời đoạn tính toán bằng 1 năm ta được phương trình cân bằng nước viết cho thời kỳ nhiều năm

2.3.3.1 Đối với lưu vực kín

Đối với lưu vực kín, từ phương trình (2.22) xét trong n năm ta có:

n

) ΔU Z

(Y n

1

n 1

Z n

Y n

1

n 1

n 1

n 1

i Ui đạt giá trị xấp xỉ bằng 0 với n càng lớn, do có sự xen kẽ của những năm nhiều nước và ít nước (U i có các trị âm và dương xen

kẽ nhau), phương trình (2.25) trở thành (2.26):

Trong đó:  



n 1

nhiều năm của lượng mưa năm, lượng dòng chảy năm và lượng bốc hơi năm

Nếu n đủ lớn thì X 0 , Y 0 , Z 0 gọi là chuẩn mưa năm, chuẩn lớp dòng chảy năm, chuẩn bốc hơi năm

Phương trình (2.26) gọi là phương trình cân bằng nước của lưu vực kín trong thời kỳ nhiều năm

2.3.3.2 Đối với lưu vực hở

Từ phương trình (2.23) với cách làm tương tự nhận được phương trình cân bằng nước trong thời kỳ nhiều năm cho lưu vực hở (2.27) như sau:

bởi vì sự trao đổi nước ngầm giữa các lưu vực thường không cân bằng, phần lớn chỉ xảy ra theo một chiều

2.3.4 Phân tích các nhân tố ảnh hưởng đến dòng chảy sông ngòi thông qua phương trình cân bằng nước

Từ các phương trình cân bằng nước có thể rút ra sự phụ thuộc giữa dòng chảy sông ngòi với các thành phần hình thành của nó theo dạng tổng quát (2.28) như sau:

Rõ ràng, dòng chảy sông ngòi phụ thuộc vào nhiều nhân tố, mà sự phản ánh của nó thông qua các biến nằm ở vế phải phương trình (2.28) Các nhân tố

đó có thể chia làm hai nhóm: nhân tố khí hậu và nhân tố mặt đệm

Nhân tố khí hậu thể hiện qua hai đặc trưng chính là mưa (X) và bốc hơi (Z),

mà lượng và sự biến đổi của nó lại phụ thuộc vào các yếu tố khí hậu khác như nhiệt độ, độ ẩm, gió Ngoài ra mưa và bốc hơi còn phụ thuộc vào nhân tố mặt đệm như đặc điểm địa hình, lớp thảm phủ thực vật, các yếu tố thổ nhưỡng, địa chất, tình trạng canh tác và khai thác của con người Mặt khác, mặt đệm cũng ảnh hưởng trực tiếp đến chế độ nhiệt, gió, ẩm Bởi vậy, có thể nói mưa và bốc hơi là sự phản ánh tổng hợp những ảnh hưởng của nhân tố khí hậu và mặt đệm đến dòng chảy sông ngòi

Thành phần W chủ yếu phản ánh điều kiện địa chất của lưu vực ảnh

hưởng đến sự hình hành dòng chảy sông ngòi Đối với các lưu vực kín, thường

là các lưu vực không có hiện tượng kastơ, hoặc là các lưu vực lớn (có độ sâu cắt nước ngầm lớn) thì W = 0 Đối với các lưu vực nhỏ hoặc các lưu vực có hiện

tượng kastơ thuộc loại lưu vực hở sẽ có W  0

Thành phần U phản ánh mức độ điều tiết của lưu vực đến dòng chảy, tức

là khả năng trữ nước của lưu vực trong một thời đoạn nhất định và khả năng cung cấp lượng nước được trữ lại cho những thời đoạn tiếp theo Khả năng điều tiết của lưu vực phụ thuộc vào điều kiện địa chất, thổ nhưỡng, lớp phủ thực vật,

hồ, ao, đầm lầy và những tác động của con người Diện tích lưu vực càng lớn thì khả năng điều tiết càng lớn do những lý do sau:

- Do thời gian tập trung nước ở các vị trí khác nhau ra tuyến cửa ra có sự chênh lệch lớn;

- Do nước mặt và các tầng nước ngầm có thời gian tập trung nước không đồng đều;

- Do diện tích lưu vực lớn, độ cắt sâu của lòng sông lớn nên lượng trữ nước ngầm của lưu vực cũng lớn

Trong mọi trường hợp, lớp phủ thực vật luôn làm giảm tổng lượng dòng chảy Một phần đáng kể lượng mưa rơi xuống bị đọng trên mặt lá, cành, thân cây và trở lại bầu khí quyển nhờ quá trình bốc hơi vật lý Mặt khác, bằng thân,

rễ, cành, lá mục, các hang hốc, ao, hồ có khả năng trữ nước và làm chậm sự vận chuyển của nước mặt ra tuyến cửa ra, chuyển nước mặt thành nước ngầm Một phần trong số này lại được thực vật hút và thoát hơi trở lại khí quyển Chính

vì vậy, không chỉ lượng dòng chảy bị thay đổi mà còn làm thay đổi đặc tính dòng chảy như tính biến động, tỷ lệ bùn cát và chất lượng nước nói chung Còn điều kiện địa chất, thổ nhưỡng sẽ ảnh hưởng đến tương tác giữa nước mặt và nước ngầm Các hoạt động kinh tế của con người như làm hồ nhân tạo, phá rừng, tập quán và phương thức canh tác có thể làm tăng hoặc giảm khả năng điều tiết dòng chảy của lưu vực

Do mưa thường xảy ra trong một thời đoạn ngắn mà dòng chảy tập trung

về tuyến cửa ra sau một thời gian dài, bởi vậy sự thay đổi trữ lượng U so với

dòng chảy Y trong thời đoạn ngắn và dài cũng khác nhau Đối với thời đoạn

ngắn thì lượng trữ U chiếm tỷ trọng lớn so với Y, vì khi đó lượng mưa sinh ra

dòng chảy chưa tập trung hết ra tuyến cửa ra, còn đối với thời đoạn dài thì sẽ có

bức tranh ngược lại Nếu thời đoạn là một số năm thì ảnh hưởng của U sẽ

không còn nữa

Phân tích ảnh hưởng của các nhân tố mặt đệm và khí hậu đến dòng chảy sông ngòi đặc biệt có ý nghĩa khi lựa chọn phương pháp tính toán các đặc trưng thuỷ văn cho lưu vực ít và không có tài liệu quan trắc (được trình bày trong các chương sau)

2.4 Các nhân tố khí hậu, khí tượng

Chế độ thuỷ văn của một vùng phụ thuộc chủ yếu khí hậu, sau đó là địa hình, địa chất Các nhân tố khí hậu ảnh hưởng trực tiếp đến dòng chảy là mưa và bốc hơi Mưa là nguyên nhân sinh ra dòng chảy, bốc hơi làm giảm lượng dòng chảy Nhưng mưa và bốc hơi lại phụ thuộc vào nhiều yếu tố khí tượng khác như nhiệt độ, bức xạ, độ ẩm, áp suất không khí, gió Do vậy, trước khi phân tích mưa và bốc hơi cần đề cập một số khái niệm cơ bản về các yếu tố này

2.4.1 Nhiệt độ mặt đệm và không khí

Hầu hết các quá trình thời tiết như mây, mưa, gió, bão cũng như các yếu

tố khí tượng khác thay đổi đều trực tiếp hoặc gián tiếp có liên quan đến những thay đổi của nhiệt độ mà trước tiên là nhiệt độ của mặt đệm (mặt đất và mặt nước) Do quả đất chuyển động quanh mặt trời và tự quay quanh trục của nó làm cho khoảng cách từ mặt đất đến mặt trời luôn thay đổi, diện tích hấp thụ ánh sáng mặt trời giữa các nơi cũng khác nhau Ngoài ra mặt đất lại có nhiều màu sắc và độ gồ ghề khác nhau nên mức độ hấp thụ năng lượng mặt trời của mặt đệm thay đổi theo không gian và thời gian, do đó nhiệt độ mặt đệm cũng thay đổi theo

2.4.1.1 Nhiệt độ mặt đất

Do bức xạ mặt trời nên ban ngày nhiệt độ mặt đất tăng lên, ban đêm nó toả nhiệt nên nhiệt độ lại hạ xuống Biên độ thay đổi nhiệt độ của mặt đất tương đối lớn Nước ta biên độ thay đổi nhiệt độ trong ngày khoảng trên dưới 100C Nhiệt

độ cao nhất trong ngày xảy ra lúc 13  14 giờ, thấp nhất xuất hiện trước lúc mặt trời mọc 1  2 giờ

Đất dẫn nhiệt kém nên sự trao đổi nhiệt giữa mặt đất với tầng đất dưới rất

ít, dưới mặt đất 4m thay đổi nhiệt độ ít hơn trên mặt đất, ở độ sâu 15  20 m thì nhiệt độ hầu như không đổi Song dưới sâu hơn nữa thì nhiệt độ lại tăng theo chiều sâu do ảnh hưởng của nguồn nội nhiệt trong lòng quả đất

300 m

2.4.1.3 Nhiệt độ không khí

Nhiệt độ không khí trên mặt đất theo quy định là nhiệt độ đo ở chỗ không

có ánh sáng mặt trời trực tiếp chiếu vào, không khí lưu thông dễ dàng, không có gió và ở độ cao 2 m trên mặt đất

Không khí nóng lên hay lạnh đi không phải dưới ảnh hưởng trực tiếp của bức xạ mặt trời mà chủ yếu là nguồn nhiệt ở mặt đất, cho nên sự thay đổi của nhiệt độ không khí theo thời gian cũng có tính chu kỳ như nhiệt độ mặt đất, song biên độ thay đổi nhỏ hơn và thời gian xảy ra điểm cực đại và cực tiểu cũng chậm hơn Càng lên cao sự sai kém nói trên càng lớn Ở Việt Nam, phần lớn các nơi đều có nhiệt độ trung bình năm trên 200C, biên độ thay đổi của nhiệt độ không khí trong ngày từ 4  80C, trong năm khoảng 15  200C

Nhiệt độ không khí còn thay đổi theo độ cao, ở tầng đối lưu của khí quyển càng lên cao nhiệt độ hạ thấp đi Song độ giảm đó thường không cố định, biến đổi theo mùa và theo vùng

2.4.2 Áp suất không khí (Khí áp)

Không khí có trọng lượng và không ngừng chuyển động, do đó nó gây ra

áp suất tác dụng lên mặt đất và các vật trên mặt đất Theo quy ước, áp suất của không khí tĩnh ở một vị trí nào đó là trọng lượng của cột không khí thẳng đứng (tính đến giới hạn trên của khí quyển) có tiết diện bằng một đơn vị diện tích Đơn vị đo khí áp là mi-li-mét thuỷ ngân (viết tắt là mm Hg) hoặc milibar (viết tắt là mb), 1mb = 0,75 mmHg =100 N/m2

Càng lên cao áp suất không khí càng giảm Áp suất không khí luôn thay đổi theo không gian Nơi nhiệt độ cao, mật độ không khí giảm, do đó áp suất nhỏ Ngược lại, nơi nào có nhiệt độ thấp áp suất không khí lớn Tại một địa phương nào đó áp suất khí quyển cũng thay đổi theo thời tiết nóng lạnh

2.4.3 Độ ẩm không khí

Độ ẩm không khí là chỉ mật độ hơi nước có trong không khí Có nhiều đại

lượng biểu thị độ ẩm của không khí, dưới đây giới thiệu một số đại lượng thường dùng

2.4.3.1 Độ ẩm tuyệt đối

Độ ẩm tuyệt đối (hay còn gọi mật độ hơi nước, kí hiệu a) là lượng hơi

nước có trong một đơn vị thể tích không khí, đơn vị thường dùng là g/m3 hay g/cm3 Trong thực tế ít dùng độ ẩm tuyệt đối vì rất khó xác định lượng hơi nước trong không khí

Mật độ hơi nước có trong không khí càng lớn thì áp suất do hơi nước sinh

ra càng lớn Bởi vậy, trong thực tế người ta cũng dùng đặc trưng áp suất hơi nước để biểu thị độ ẩm của hơi nước

Áp suất hơi nước (kí hiệu e) là áp lực do hơi nước trong không khí gây ra

tác dụng lên một đơn vị diện tích Áp suất hơi nước là một phần của áp suất không khí nên cũng dùng đơn vị là mmHg hay mb

Ở một nhiệt độ t0 nào đó, áp suất hơi nước trong không khí có một giới hạn tối đa E tương ứng với trạng thái bão hòa hơi nước trong không khí, vượt quá giới hạn này hơi nước sẽ chuyển sang thể lỏng Người ta gọi E là áp suất hơi nước bão hoà của không khí ở nhiệt độ t0

2.4.3.2 Độ ẩm tương đối

Độ ẩm tương đối (R) là tỷ số giữa áp suất hơi nước thực tế (e) với áp suất

hơi nước bão hòa (E) trong cùng một nhiệt độ, thường tính theo %:

Độ ẩm tương đối cho ta biết mức độ bão hoà hơi nước trong không khí, khi

không khí chưa đạt đến trạng thái bão hoà thì R < 100(%) Giá trị của R càng

lớn thì không khí càng ẩm ướt Ở nước ta các tỉnh phía Bắc thường có độ ẩm tương đối rất lớn Theo tài liệu thống kê, độ ẩm tương đối trung bình nhiều năm tại Hà Nội là 85%, giá trị lớn nhất có thể trên 90% vào các tháng mưa phùn

Bảng 2.1 Độ ẩm tương đối R(%) của không khí bình quân tháng một số trạm

I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII

Lạng Sơn 78 81 84 83 81 82 84 83 84 80 78 78 82 Đình Lập 78 82 85 85 83 86 86 88 85 80 78 77 83

2.4.3.3 Độ thiếu hụt bão hoà

Độ thiếu hụt bão hoà (d) được tính bằng d = E - e, đơn vị cũng dùng là

mmHg hoặc mb Độ thiếu hụt bão hoà cũng là một đại lượng biểu thị mức độ bão hoà hơi nước trong không khí Độ thiếu hụt bão hoà lớn thì độ ẩm tương đối của không khí nhỏ và ngược lại

Trong ngày độ ẩm tuyệt đối lớn nhất xuất hiện vào lúc hoàng hôn hoặc 34 giờ chiều, nhỏ nhất vào lúc bình minh Độ ẩm tương đối thì biến thiên ngược lại

2.4.4 Gió

Gió là sự chuyển động của không khí theo chiều nằm ngang Gió là nhân tố ảnh hưởng nhiều nhất tới mưa và bốc hơi Gió vận chuyển hơi nước từ nơi này đến nơi khác làm tăng khả năng bốc hơi và làm thay đổi độ ẩm không khí, gây các nhiễu động và là nguyên nhân của mưa

Hai đặc trưng quan trọng của gió là tốc độ gió và hướng gió

Tốc độ gió tính theo đơn vị m/s và hiện nay được chia ra làm 17 cấp (bảng 2.3) Tốc độ gió được đo bằng các thiết bị đo như cột đo gió (còn được dùng để

đo hướng gió), máy đo gió kiểu cốc quay

Bảng 2.2 Hướng gió thịnh hành và tốc độ gió trung bình trong các tháng

tại Hà nội Tháng I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII Năm