13 Chơng I Trở về cơ bản: quá trình dòng chảy và mô hình hóa quá trình Nh những nhà khoa học, chúng ta bị hấp dẫn bởi khả năng xắp xếp những kiến thức một cách có trận tự để thể hiện rằng chúng ta hiểu đợc khoa học cũng nh các hiện tợng tơng hỗ phức tạp của nó. W. M. Kohler, 1969 1.1.Tại sao lại mô hình hoá? Nh đã nhấn mạnh ở lời nói đầu, có nhiều nguyên nhân khác nhau dẫn tới câu hỏi: tại sao chúng ta cần mô hình hoá quá trình ma-dòng chảy trong thủy văn. Nguyên nhân chính là do giới hạn của các kỹ thuật đo đạc thủy văn. Chúng ta không có khả năng đo mọi thứ mà chúng ta muốn biết về hệ thống thủy văn. Trong thực tế chúng ta chỉ có một khuôn khổ giới hạn các kỹ thuật đo và phạm vi giới hạn bởi không gian và thời gian. Do đó chúng ta phải ngoại suy từ các biến đã đo đạc này đến các lu vực không có đo đạc (ở đó việc đo đạc không có khả năng) và vào tơng lai (việc đo đạc không thực hiện đợc) để kiểm soát ảnh hởng của các biến đổi thuỷ văn trong tơng lai. Các mô hình có dạng khác nhau cung cấp một phơng tiện ngoại suy định lợng hoặc dự báo có ích khi ra quyết định. Có rất nhiều mô hình ma-dòng chảy thuần tuý dành cho mục đích nghiên cứu nh một phơng tiện hiểu biết chính thức hoá về hệ thống thủy văn. Thể hiện những hiểu biết nh thế là một bớc quan trọng để phát triển một lĩnh vực khoa học. Nói chung, chúng ta học đợc nhiều điều khi mô hình hoặc lý thuyết cho thấy mâu thuẫn với số liệu tin cậy thì phải tìm kiếm những thay đổi nhận thức mà mô hình dựa vào đó. Dù sao, mục đích cơ bản của dự báo bằng cách sử dụng mô hình phải là để cải tiến các quyết định về dự báo thủy văn và cả trong quy hoạch tài nguyên nớc phòng chống lũ, giảm nhẹ ô nhiễm hoặc cấp phép dùng nớc. Với sự tăng của nhu cầu nớc trên thế giới và hoàn thiện các quyết định trong hoàn cảnh thay đổi thời tiết từ năm này sang năm khác yêu cầu phải cải tiến mô hình. Đó chính là những gì mà cuốn sách muốn đề cập. Mô hình ma-dòng chảy có thể suy ra trong khuôn khổ giải thích thuần tuý, căn cứ trên các quan trắc đầu vào và đầu ra trên một lu vực. Lu vực đợc coi nh một hộp đen mà không có một tham chiếu nào vào quá trình bên trong kiểm tra sự biến đổi ma thành dòng chảy. Một số mô hình phát triển theo hớng này đợc mô tả trong chơng 4, ở đó đã chỉ ra rằng có khả năng để giải thích bản chất vật lý của kết quả mô hình căn cứ trên sự hiểu biết phản ứng tự nhiên của lu vực. Sự hiểu biết này là điểm 14 khởi đầu cho bất kỳ mô hình ma-dòng chảy nào. Dĩ nhiên, có nhiều tài liệu thủy văn mô tả các quá trình thủy văn với mức độ rất khác nhau về giải thích toán học và số phơng trình, nhiều mô tả toán học thờng không chỉ ra các điều đơn giản hoá quan trọng đợc làm khi phân tích chúng. Họ giới thiệu các phơng trình nh thể chúng có ứng dụng ở mọi nơi. Dù sao, chỉ cần rắc một dung dịch nhuộm đỏ lên bề mặt đất và sau đó đào lên để xem liệu thuốc nhuộm đã biến đổi màu đất thế nào để thấy rõ giới hạn của lý thuyết thủy văn (hình 1.1). Bất kỳ lúc nào nghiên cứu chi tiết hớng dòng chảy cũng đa đến một lĩnh vực mà chúng ta thấy rất phức tạp. Chúng ta có thể nhận thấy sự phức tạp đó hoàn toàn dễ dàng, nhng thực hiện việc mô tả toán học thích hợp để dự báo chúng là rất khó khăn và thờng kéo theo sự đơn giản hoá và gần đúng. Chơng mở đầu này liên quan đến mô hình quan niệm của phản ứng lu vực nh là giai đoạn đầu của quá trình mô hình hoá. Sự phức tạp này là một nguyên nhân của vấn đề tại sao không có sự nhất trí chung về chiến lợc mô hình hoá quá trình ma- dòng chảy. Nhng sự lựa chọn sự đa dạng và xấp xỉ sẽ đợc thảo luận trong các chơng sau. Hình 1.1. Nhuộm bằng thuốc nhuộm trong các khu vực profile đất khác nhau ở Thụy Sĩ sau khi thấm 40mm nớc (sau mùa đông 1944). Tái lập từ Nghiên cứu tài nguyên nớc, xuất bản của Hội địa vật lý Mỹ. 1.2. Sử dụng cuốn sách này nh thế nào? Điều rõ ràng đã nói ở đầu chơng, đây không chỉ là cuốn sách về lý thuyết khác nhau về mô hình ma-dòng chảy hiện giờ đang đợc dùng. Ngời đọc có thể tìm thấy một số phơng trình liên quan đợc sử dụng trong nội dung chính của cuốn sách. ở đây đa ra một số phát triển lý thuyết, đợc in trong các hộp cuối các chơng có thể bỏ qua ở lần đọc đầu tiên. Phần lý thuyết cũng đợc tìm thấy trong nhiều tài liệu tham khảo đa vào nhng cần lựa chọn. ở đây chứa đựng nhiều hơn một cuốn sách về các quan niệm trong các tiếp cận 15 mô hình hoá khác nhau và phân tích giới hạn của các phần mềm đang đợc ứng dụng rộng rãi hiện nay trong dự báo thủy văn. Sự biểu thị các mô hình nh những phần mềm đang trở thành phức tạp hơn, liên kết với hệ thông tin địa lý và hiển thị ấn tợng của đồ thị 3 chiều. Sự hiển thị nh thế dễ dàng bị thuyết phục bởi vì nghĩ rằng đầu ra của mô hình là sự mô phỏng tốt một phản ứng thực của lu vực, đặc biệt nếu một số ít số liệu có khả năng kiểm tra các dự báo. Dù sao với hầu hết các mô hình có sẵn hiện nay, điều này là không cần thiết, mà là cần thiết đánh giá các mô hình dự báo. Hy vọng rằng ngời đọc sẽ đọc đợc ở cuốn sách này những quan niệm và kỹ thuật cần thiết để đánh giá các xấp xỉ mô hình hoá khác nhau, cả phần mềm sẵn có và các mô phỏng của mô hình trong áp dụng thực tế. Có 4 phần mềm có sẵn đi kèm trong cuốn sách này đó là: TFM, TOPMODEL, DTM Analysis và GLUE, chúng đợc trình bày trong chơng 4,6,7. Hai ví dụ đầu tiên của các dạng khác nhau của mô hình có giả thiết riêng về phản ứng của hệ thống thủy văn. Một trong các mục đích của cuốn sách là giúp ngời đọc xác định các mô hình không chỉ trong thuật ngữ mô hình có thể tái tạo lại bất kỳ số liệu cho kiểm tra, mà còn định ra các giả thiết. Nh vậy các mô hình hiện hữu đi kèm với một danh sách các giả thiết. Ngời đọc đợc khuyến khích làm một danh sách tơng tự, bất kỳ khi nào họ gặp lần đầu. Phần mềm GLUE là một ớc lợng sự bất định có thể gặp ở bất kỳ mô hình thủy văn nào (chơng 7). Phiên bản cuối cùng của phần mềm này đợc viết cho Window P.C , có thể tải trên Internet (phụ lục A). Một danh sách trang Web liên kết với các trang khác liên quan với các gói mô hình ma-dòng chảy khác cũng có thể tải từ trang web này. ở cuối mỗi chơng có một đoạn nhắc lại những điểm chính xuất hiện từ nội dung các chơng đã cung cấp. Đó là một giải pháp tốt để ngời đọc tóm tắt trớc khi đọc đầy đủ và kỹ các chơng. Một phần giải thích thuật ngữ sử dụng trong mô hình thủy văn đợc cung cấp trong phụ lục B. Các thuật ngữ này đợc hiển thị rõ khi chúng xuất hiện lần đầu tiên trong văn bản. 1.3. Quá trình mô hình hoá Hầu hết các cuốn sách về mô hình hoá đều bắt đầu với việc chọn một mô hình để sử dụng cho thực hành. ở đây chúng ta sẽ bắt đầu từ một giai đoạn đơn giản hơn trong quá trình mô hình hoá: mô hình quan niệm của quá trình ma-dòng chảy trên lu vực (hình 1.2). Mô hình giác quan là sự tóm tắt cảm nhận của chúng ta về phản ứng của lu vực với các điều kiện ma khác nhau hoặc nói cách khác, là các nhận thức của bạn về phản ứng đó. Mỗi mô hình giác quan là riêng biệt, nó phụ thuộc vào sự đào tạo mà nhà thủy văn đã có, các sách và bài báo họ đã đọc, bộ số liệu họ đã phân tích, lĩnh vực thực tế họ đã có kinh nghiệm trong các môi trờng khác nhau. Nh vậy có thể nói rằng mô hình giác quan của các nhà thủy văn sẽ khác nhau. Đánh giá một mô hình quan niệm (hình 1.2) cho một lu vực thực tế là rất quan trọng, bởi vì phải ghi nhớ rằng tất cả các mô tả toán học có thể dùng cho dự báo chắc chắn là một sự đơn giản hoá của một mô hình quan niệm, trong một số trờng hợp là đơn giản quá mức, nhng có thể đủ để dự báo chính xác. Việc này có nguyên nhân của 16 nó. Mô hình giác quan không bị gò ép bởi lý thuyết toán học. Nó xuất hiện đầu tiên trong đầu của mỗi nhà thủy văn và không cần thiết phải viết ra. Chúng ta có thể nắm đợc sự phức tạp của quá trình dòng chảy theo một con đờng hoàn toàn định tính (ví dụ xem thí nghiệm hình dung dòng chảy của Flury (1994, hình 1.1)), rằng có thể có các ý tởng rất khác nhau để mô tả một ngôn ngữ toán học. Dù sao mô tả toán học là, theo truyền thống, giai đoạn đầu trong việc hình thành một mô hình dự báo định lợng. Mô tả toán học này sẽ đợc gọi là mô hình giác quan của quá trình hay quá trình đợc xem xét. ở điểm này, các giả thiết và những thừa nhận để mô tả đơn giản một quá trình cần đợc làm rõ ràng. Ví dụ, nhiều mô hình đã căn cứ trên việc sử dụng mô tả dòng chảy trong đất bằng quy luật Darcy, cho rằng dòng chảy tỷ lệ với gradient của thế năng thủy lực (xem hộp 5.1). Các đo đạc chỉ ra rằng, thế năng thủy lực trong đất kết cấu có thể biến đổi đáng kể trên một khoảng cách nhỏ, sao cho nếu luật Darcy đợc áp dụng ở phạm vi profile đất hoặc lớn hơn thì nó đợc thừa nhận ngầm rằng một số gradient trung bình có thể dùng đặc trng cho dòng chảy và ảnh hởng của dòng chảy u tiên qua lỗ hổng lớn trong đất có thể bỏ qua (một ví dụ của các quan trắc trong hình 1.1) Hình 1.2. Một sơ đồ phác thảo của các bớc khác nhau trong quá trình mô hình hoá Đáng lu ý là trong nhiều bài báo và các hớng dẫn sử dụng mô hình, các phơng trình trong đó mô hình dựa vào có thể chấp nhận các giả thiết không rõ ràng. Thông thờng, không khó khăn để liệt kê ra các giả thiết, một số kiến thức nền cho các phơng trình. Đây sẽ là điểm khởi đầu cho việc xác định mối quan hệ của các mô hình thực tế với mô hình quan niệm. Lập một danh sách tất cả các giả thiết của mô hình là một công việc có lợi mà chúng ta tiếp tục trong các giới thiệu về các cách tiếp cận mô hình. 17 Mô hình quan niệm có thể phức tạp nhiều hay ít, từ việc dùng phơng trình cân bằng nớc đơn giản cho các thành phần miêu tả lợng trữ trên lu vực đến các phơng trình phi tuyến đạo hàm riêng. Một số phơng trình có thể đợc biến đổi dễ dàng trực tiếp thành chơng trình cho ngời sử dụng máy tính số. Dù sao nếu phơng trình không giải đợc bằng giải tích khi đa vào một số điều kiện biên cho một hệ thống thực (nó thờng là trờng hợp các phơng trình đạo hàm riêng trong một số mô hình thủy văn), thì một bổ sung gần đúng bằng cách sử dụng kỹ thuật phân tích số để xác định mô hình thủ tục trong dạng chạy đợc trên máy tính là cần thiết. Một ví dụ là sự thay thế vi phân trong phơng trình gốc bằng sai phân hữu hạn hoặc thể tích hữu hạn. Một thận trọng đáng kể cần đợc làm ở điểm này: chuyển đổi từ các phơng trình của mô hình quan niệm sang mã của mô hình thủ tục đã thêm vào sai số có ý nghĩa liên quan đến cách giải gần đúng của các phơng trình gốc. Bởi vì các mô hình đó có tính phi tuyến cao, ớc tính sai số có thể là khó khăn trong các điều kiện mô hình đợc sử dụng. Với mô hình thủ tục, chúng ta có mã chạy trong máy tính. Trớc khi chúng ta có thể áp dụng mã để dự báo số trị cho một lu vực cụ thể, điều cần thiết là phải qua giai đoạn hiệu chỉnh thông số. Tất cả các mô hình sử dụng trong thủy văn có các phơng trình chứa các đầu vào và các biến trạng thái khác nhau. Có các biến xác định hình học lu vực nh là hằng số trong suốt thời gian mô phỏng thực tế. Lại có biến xác định điều kiện biên thay đổi trong khi mô phỏng, chẳng hạn nh ma ở các vị trí khác nhau tại các bớc thời gian tính toán. Có biến trạng thái nh lợng trữ nớc hoặc độ sâu thay đổi trong thời gian mô phỏng nh là kết quả của tính toán mô hình. Có giá trị ban đầu của biến trạng thái xác định trạng thái của lu vực khi bắt đầu mô phỏng. Cuối cùng có các thông số mô hình xác định các đặc tính của lu vực hoặc lợng dòng chảy. Các thông số mô hình có thể bao hàm nh độ rỗng và độ dẫn thủy lực của các mức đất nằm ngang khác nhau trong mô hình phân bố không gian hoặc thời gian lu giữ trung bình trong các vùng bão hoà cho mô hình sử dụng biến trạng thái ở quy mô lu vực. Chúng thờng đợc coi là không đổi suốt thời kỳ mô phỏng (mặc dù một số thông số nh dung tích trữ giao nhau của lớp phủ thực vật có thể phụ thuộc mạnh vào thời gian và là quan trọng cho một số ứng dụng). Trong tất cả các trờng hợp, thậm chí chúng đợc coi là không đổi theo thời gian, cũng không dễ dàng xác định giá trị của các thông số cho một lu vực cụ thể. Thực vậy phơng pháp chung nhất để hiệu chỉnh các thông số là sử dụng kỹ thuật hiệu chỉnh giá trị các thông số để thu đợc sự phù hợp nhất giữa mô hình tính toán và quan trắc cho một phản ứng lu vực cụ thể (xem phần 1.8 và chơng 7). Ngay sau khi các thông số đợc xác định có thể tiến hành mô phỏng và tính toán số trị các phản ứng thu đợc. Giai đoạn tiếp theo là kiểm chứng và đánh giá các tính toán này. Đánh giá này cũng có thể đa ra trong khuôn khổ số trị, tính toán một hay nhiều chỉ số đặc tính của mô hình liên hệ với các quan trắc sẵn có về phản ứng của dòng chảy. Thờng không khó khăn để tìm một mô hình có thể chấp nhận đợc, thực tế nếu có thể hiệu chỉnh thông số mô hình bằng cách so sánh với lu lợng quan trắc, 18 thì hầu hết cấu trúc mô hình có số thông số đủ cho phép phản ứng phù hợp với số liệu. Vấn đề là ở chỗ có nhiều tổ hợp khác nhau của cấu trúc mô hình và bộ thông số cũng đa đến sự phù hợp với số liệu. Nh vậy trong các số hạng lu lợng riêng lẻ phân biệt sự khác nhau của các mô hình tin cậy và do đó để đánh giá một mô hình cá biệt sẽ khó khăn. Điều này đợc thảo luận chi tiết hơn trong chơng 7 ở phần xác định sự bất định của mô hình dự báo. Mặt khác lu lợng dự báo cũng nh các dự báo bất kỳ các phản ứng bên trong lu vực có thể đánh giá liên quan đến mô hình giác quan ban đầu của lu vực. ở đây việc tìm một mô hình đợc chấp nhận toàn bộ gặp khó khăn nhiều hơn. Sự khác biệt có thể đa đến xem xét lại giá trị các thông số, xem xét lại mô hình giác quan, hoặc trong một số trờng hợp, xem xét lại mô hình giác quan của lu vực nh là sự hiểu biết thu đợc từ sự cố gắng mô phỏng quá trình thủy văn. Phần cuối của chơng này liên quan đến các giai đoạn khác nhau trong quá trình mô hình hoá. Phần 1.4 đa ra một ví dụ mô hình quan niệm của đáp ứng lu vực với ma. Phần 1.5 thảo luận những thông tin bổ sung có thể thu đợc từ việc xem xét kỹ thông tin địa hoá học. Phần 1.6 đa ra các yêu cầu hàm số của sản sinh dòng chảy và diễn toán dòng chảy. Phần 1.7 đa ra một định nghĩa của mô hình quan niệm, hiệu chỉnh và kiểm định mô hình đợc thảo luận trong phần 1.8. 1.4. Các mô hình quan niệm của thủy văn lu vực Có nhiều quá trình phác thảo phản ứng lu vực ở trong các tài liệu đã xuất bản. Hầu hết chúng dành cho quá trình phản ứng của lu vực ở mức độ chi tiết nhiều hay ít. Công trình đợc biên soạn bởi Kirkby (1978), Anderson và Burt (1990) trong các chơng khác nhau phản ánh sự quan tâm thực tế khác nhau của các nhà thủy văn. Hệ thống thủy văn là một tổng hợp phức tạp mà mỗi nhà thủy văn sẽ có mô hình ấn tợng và quan niệm của riêng mình, coi cái gì là quan trọng nhất trong quá trình ma-dòng chảy. Vì vậy các nhà thủy văn khác nhau có thể không cần đồng ý về cái gì là quan trọng nhất hay cách tốt nhất mô tả chúng. Có thể thống nhất về các chủ đề chung, nh đợc nhắc đến trong các bài báo thủy văn, nhng sự hiểu biết của chúng ta về các phản ứng thủy văn vẫn còn đang mở rộng và cụ thể phụ thuộc vào các thí nghiệm, dạng các thí nghiệm mà các nhà thủy văn tiến hành. Quá trình khác nhau có thể bị chi phối trong các môi trờng khác nhau và các lu vực khác nhau với các đặc trng địa hình, lớp phủ và địa chất khác nhau. Một trong những vấn đề đợc hớng tới để có một hiểu biết tổng hợp về hệ thống thủy văn là hầu hết dòng chảy nằm dới đất hoặc đá. Khả năng đo đạc và đánh giá quá trình dòng chảy sát mặt là rất giới hạn. Hầu hết kỹ thuật đo đạc nhắc đến chỉ có thể ở phạm vi trung bình của máy đo. Khi đặc tính của dòng chảy biến đổi nhanh theo không gian (và thời gian), quy mô nhỏ của tự nhiên để đo đạc có thể chỉ đa đến một bức tranh rất riêng của dòng chảy tự nhiên. Nh vậy chắc chắn rằng sự không hiểu biết về tự nhiên của quá trình dòng sát mặt đa đến hạn chế các kỹ thuật đo đạc hiện nay. Cần phải suy luận về quá trình dòng chảy từ những đo đạc có thể. Các suy luận nh thế thêm vào những thông tin cho mô hình quan niệm của phản ứng thủy văn, 19 nhng chúng chỉ là suy diễn Một phơng pháp thu đợc sự hiểu biết tơng lai là xem xét một phần của hệ thống ở mức độ chi tiết hơn. Nhiều nghiên cứu đã phân tích quá trình dòng chảy trong sờn dốc hoặc bãi nhỏ thực tế hoặc cột đất nguyên vẹn mang trở lại phòng thí nghiệm. Ngời ta đã tìm thấy trong nhiều nghiên cứu rằng, điều tra chi tiết sẽ phát hiện sự phức tạp và đa dạng hơn trong các đờng đi của dòng chảy. Sự thật là thêm vào các dạng khác nhau của thông tin, nh sử dụng các dấu hiệu môi trờng hoặc nhân tạo. Hình 1.1 đa ra một ví dụ tốt về điều này (xem phần 1.5). Nh thế sự phức tạp có thể là một phần của mô hình. Nh đã lu ý ở trên, không nhất thiết mô hình quan niệm thể hiện nhiều hơn một bộ dấu hiệu định tính, nhng sự phức tạp chắc chắn gây khó khăn cho việc chọn các giả thiết để chuyển từ mô hình quan niệm đến một hệ phơng trình xác định mô hình quan niệm. Các chọn lựa phải làm để đơn giản hóa việc mô tả và nh đã thấy, các lựa chọn nh thế thờng không có một nền tảng tốt trong thực tế thủy văn. Tóm lại, có một mô hình quan niệm của một nhà thủy văn học. Nó căn cứ trên một bộ phác thảo của Beven (1991.a) với một số nhìn nhận dựa trên thí nghiệm bổ sung. Trong thời kỳ giữa các trận ma, lợng trữ trong đất đã giảm dần dần (hình 1.3). Hình 1.3. Một miêu tả của các quá trình chứa trong một mô hình quan niệm của thủy văn sờn dốc. Nếu có một dòng chảy ngầm thì mực nớc và gradient sẽ giảm từ từ. Lợng trữ thờng cao hơn và nớc ngầm sẽ tiếp cận bề mặt trong vùng ven sông đáy thung lũng, một phần vì dòng chảy xuôi dốc, đặc biệt nơi có sự hội tụ dòng chảy trong các chỗ 20 trũng sờn dốc. Lợng trữ trong vùng ven sông cũng có thể đợc duy trì bởi dòng chảy trở lại từ các lớp sâu hơn (Huff 1982, Genereux 1993), nhng cũng vì các lớp đất có khuynh hớng sâu hơn trong đáy thung lũng (Piriol,1997). Tổn thất của nớc bởi bốc hơi sẽ có hiệu quả lớn hơn hay nhỏ hơn trong profile của lợng trữ phụ thuộc vào ma, khí hậu, dạng lớp phủ và độ sâu của rễ cây. Rất nhiều thực vật có thể hút nớc từ độ sâu đáng kể với rễ xuyên tới hàng chục mét vào trong đất, khe đá và đờng dẫn của rễ cũng hoạt động nh một đờng đi cho nớc thấm (Cây Jawatt của Tây Australia). Thực vật loại háo nớc (nh cây gỗ Cotton ở miền Tây Mỹ) sẽ hút nớc trực tiếp từ phần thấp của dòng chảy ngầm. Sự bốc hơi và quá trình tiêu thoát nớc là quan trọng trong việc kiểm soát các điều kiện trớc khi ma. Các điều kiện trớc cũng nh thể tích và cờng độ ma (hoặc tuyết) là quan trọng trong việc điều tiết các quá trình lu vực phản ứng với lợng ma và tỷ lệ của thể tích đầu vào xuất hiện trong dòng sông nh là một phần của thủy đồ (hình 1.13 b). Trừ khi dòng chảy là tạm thời, thờng có một phản ứng từ lợng ma trực tiếp vào kênh và vùng ven sông. Mặc dù chiếm diện tích nhỏ của lu vực (khoảng 1-3%) vùng này có thể là một đóng góp quan trọng vào thủy đồ của lu vực và ma với hệ số dòng chảy thấp. Thậm chí trong dòng chảy tạm thời, dòng chảy mặt thờng bắt đầu trớc tiên trong lòng dẫn nhỏ. Quy mô lới sông nói chung sẽ mở rộng các vùng đầu nguồn khi mực tiếp diễn ma và trong suốt mùa ma sẽ lớn hơn mùa khô (xem Hewlet,1974). Các đầu vào ma và tuyết không đều theo không gian, nhng có thể chỉ ra sự biến đổi nhanh về cờng độ và thể tích trên một khoảng cách tơng đối ngắn, đặc biệt trong các điều kiện đối lu (Newson 1980, Smith 1996, Goodrich 1997). Sự thay đổi ở mực nớc ngầm sau khi cấu trúc ma bị ảnh hởng bởi lớp phủ có thể lớn hơn. Một phần lợng ma có thể rơi trực tiếp vào đất nh là xuyên trực tiếp. Một phần lợng ma khác sẽ bị giữ lại và bốc hơi từ lớp phủ vào không khí. Lợng bốc hơi của nớc bị giữ lại có thể xảy ra thậm chí suốt con lũ, đặc biệt từ lớp phủ nhám, trong điều kiện gió, khi không khí không bão hòa nớc. Sự khác nhau đến 30% giữa ma tới và ma xuyên xuống đã đo đợc ở lu vực Địa Trung Hải ngay cả khi ma lớn (Lloren, 1997). Lợng ma còn lại sẽ chảy nhỏ giọt từ lớp phủ thực vật nh xuyên qua hoặc chảy xuống các nhánh, thân và nh là dòng chảy từ thân cây. Quá trình sau có thể là quan trọng đối với một số thực vật vì 10% hoặc nhiều hơn lợng ma tới lại có thể chảy vào đất nh dòng chảy nhánh, kết quả trong sự tập trung cục bộ của nớc ở cờng độ cao hơn nhiều lợng ma tới. Một số thực vật nh ngô có cấu trúc để chuyển nớc xuống gốc theo cách này. Cờng độ tuyết sẽ biến đổi theo cao trình và làm ảnh hởng đến nhiệt độ không khí và bức xạ đi vào lớp tuyết. Lợng nớc tơng đơng của khối tuyết có thể biến đổi đột ngột theo không gian, tính đến hiệu quả của gió thổi trong suốt thời gian tuyết rơi và sau khi lớp tuyết đợc hình thành do ảnh hởng của địa hình và lớp phủ thực vật. Nhiều lớp tuyết sâu hơn thờng tìm thấy trong chỗ khuất gió hoặc đỉnh núi, một đặc điểm đã đợc nhắc đến trong lu vực Rayuols Greek ở Pdero và một vài nơi khác (xem Bathurst và Cooley,1996, phần 5.3). Điều này cũng có thể ảnh hởng trở lại trong đó lớp tuyết sâu hơn có thể mang đến lợng nớc lớn hơn cho thực vật, làm cho nó phát triển nhanh hơn và trong trờng hợp của cây cối, lợng tuyết lớn hơn bị cuốn đi theo gió. 21 Ngay khi nớc ma hoặc tuyết chạm tới đất nó sẽ bắt đầu thấm vào mặt đất, loại trừ trong vùng đất không thấm hoặc trơ đá, trên vùng đất hoàn toàn đóng băng hoặc một số bề mặt nhân tạo ở đó dòng chảy bắt đầu hầu nh ngay lập tức. Cờng độ và lợng thấm sẽ bị giới hạn bởi mực nớc cục bộ, cờng độ xuyên qua hoặc thẩm thấu và khả năng thấm của đất. ở đâu mà cờng độ ma vợt quá khả năng thấm của đất thì dòng chảy tràn trên mặt sẽ hình thành. Đất có xu hớng không đồng nhất địa phơng trong các đặc tính của nó. Vì vậy, khả năng thấm và tỷ lệ dòng chảy tràn có thể khác nhau đáng kể từ vị trí này đến vị trí khác (Loague và Kyria Klidinh, 1997). Trong nhiều nơi trên bề mặt cây cỏ, ma sẽ ít khi vợt khả năng thấm của đất cho đến khi đất trở nên bão hoà ẩm. Ngoài ra ở nơi khả năng thấm vợt trội, vùng đất thấm là nhỏ nhất hoặc lợng nớc ban đầu là cao nhất sẽ bắt đầu và vì khả năng thấm có khuynh hớng giảm đi với sự ẩm ớt tăng lên, sẽ mở rộng đến vùng khả năng thấm cao hơn. Đất trống sẽ làm yếu đi sự hình thành dòng chảy vợt thấm vì năng lợng của hạt ma rơi có thế sắp xếp lại các hạt đất ở bề mặt và hình dạng vỏ bề mặt bịt kín một cách hiệu quả những lỗ hổng lớn hơn (Roinkeng 1990, Smith 1999). Cây cỏ hoặc lớp rác sẽ bảo vệ bề mặt và tạo ra kênh rễ có thể hoạt động nh đờng dẫn cho nớc thấm. Bề mặt trống của vật liệu đất phân tán đặc biệt để tạo thành lớp vỏ cứng và lớp vỏ nh thế, ngay khi hình thành, sẽ duy trì giữa các trận ma trừ khi bị phá vỡ bởi cây cỏ phát triển, bởi hoạt động tan băng, hoạt động của hệ động vật đất, trồng trọt hoặc xói mòn. Các nghiên cứu về sự che phủ đất đã chỉ ra rằng, trong một số trờng hợp, tỷ lệ thấm sau khi điền trũng có thể tăng theo thời gian nhiều hơn là mong đợi từ kết quả của độ sâu hố trũng đơn độc (Fox,1998). Điều này đã đa đến nguyên nhân phá vỡ hoặc xói mòn lớp vỏ. Trong môi trờng lạnh, cây cỏ có thể đóng vai trò quan trọng trong việc kiểm soát nhiệt độ lớp đất bị đông lạnh trớc và trong lúc tạo ra một khối tuyết bằng cách kiểm soát đồng thời cân bằng năng lợng cả ở bề mặt đất và phần bị cuốn trôi của lớp phủ tuyết, thậm chí, trong một số trờng hợp, xảy ra ở tháng muộn hơn (Stadler,1996). Đáng lu ý là một lớp đất cày bị đông lạnh là không thấm đợc. Điều này thờng hạ thấp một ít tiềm năng thấm trong lúc đông lạnh, nhng quá trình tan băng mùa cũng có thể đa đến phá vỡ lớp vỏ bề mặt và làm tăng khả năng thấm (Skhumm,1956). Hiệu quả của việc làm lạnh phụ thuộc vào lợng ẩm của đất và độ dài thời kỳ lạnh. Thậm chí ở đâu băng lan rộng, khả năng thấm có thể cao thêm. Từ lâu đã suy đoán rằng, trong thời gian bề mặt điền trũng đợc mở rộng, sự giữ lại không khí và áp suất hình thành bên trong đất có thể có một hiệu quả đáng kể đến tỷ lệ thấm. Điều này đã đợc chỉ ra trong phòng thí nghiệm (Wang,1995) và một số các nghiên cứu khác (Dixon và Linden, 1972). Cũng có thể suy nghĩ là các ảnh hởng của áp suất không khí có thể gây ra phản ứng trong mực nớc ngầm cục bộ (Linden và Dixon,1973) và lực nâng khi không khí thoát khỏi bề mặt có thể bắt đầu làm chuyển động các hạt đất. Sự ngăn cản của không khí sẽ tăng lên bởi sự có mặt của lớp phủ bề mặt và độ mịn của vật liệu, nhng hiệu quả của khí áp quan trọng sẽ xuất hiện do yêu cầu điền trũng trên diện tích quảng canh của bề mặt làm trơn. Trong cánh đồng có bề mặt không đều (nh đống cây cỏ) và sự có mặt của các lỗ rỗng lớn hy vọng có thể hạ thấp sự hình thành của không khí bị giữ bằng cách cho phép các con đờng cục bộ thoát khí đến bề mặt. Khi không có lớp phủ, cấu trúc lớp đất nằm dới và đặc biệt các lỗ rỗng của đất sẽ 22 là sự điều khiển quan trọng cờng độ thấm. Vì lu lợng của dòng chảy tầng trong kênh hình trụ biến đổi theo luỹ thừa bậc bốn của bán kính, lỗ rỗng lớn hơn và sự rạn vỡ có thể đóng vai trò quan trọng trong việc điều khiển cờng độ thấm (Beven và German,1951). Dù sao sự rạn vỡ đất và một số lỗ rỗng lớn khác, nh các rãnh giun đất và kiến có thể chỉ mở rộng đến một độ sâu giới hạn sao cho ảnh hởng của nó đến thấm có thể bị giới hạn bởi khả năng trữ và thấm vào trong đất nền bao quanh cũng nh cờng độ dòng chảy cực đại tiềm năng. Một phác hoạ số liệu dòng chảy trong các lỗ giun của Ehlers (1975), vẫn còn diễn ra trong lỗ hổng của nó. Một số kênh rễ, giun và kiến có thể đạt tới độ sâu hàng mét dới bề mặt. Cây Jarratl ở miền Tây Australia một lần nữa là một ví dụ rõ rệt. Dòng chảy tràn cũng có thể xảy ra theo cơ chế vợt bão hoà. Diện tích của đất bão hoà có khuynh hớng xảy ra trớc hết ở nơi có độ hút ẩm đất nhỏ nhất. Đây là vùng đáy thung long, đặc biệt, các máng trũng thợng lu ở đó có sự hội tụ dòng chảy và giảm dần dần độ dốc vào lòng sông. Sự bão hoà cũng có thể xảy ra ở vùng đất mỏng nơi mà khả năng lợng trữ bị giới hạn hoặc sự thấm nhỏ và vùng độ dốc nhỏ, thờng giữ độ ẩm ớt suốt thời kỳ rút nớc. Vùng đất bão hoà có xu thế mở rộng với độ ẩm ớt tăng trong lúc ma, và giảm sau khi ma ngừng với cờng độ điều khiển bởi sự cung cấp nớc từ trên dốc. Đây là khái niệm diện tích đóng góp động lực. Bất kỳ dòng chảy bề mặt nào trong vùng bão hoà đều nh thế, có thể không phải tất cả trong lúc ma, nhng cũng có thể trong lúc có dòng chảy trở lại của nớc dới mặt và hiển nhiên là dới điều kiện bề mặt bão hoà, nh thế ma có thể thấm cục bộ vào đất (xem thí nghiệm vẽ lại của Henderson,1996). Theo con đờng này dòng chảy bề mặt có thể duy trì trong thời kỳ sau khi dừng ma, khi đó dòng chảy tràn đợc tạo ra bởi cơ chế bất kỳ, một lợng trữ điền trũng có thể cần thiết phải thoả mãn trớc khi có một dòng chảy xuôi dốc đủ chắc chắn. Thậm chí khi đó dòng chảy mặt sẽ có xu thế đi theo các con đờng riêng rẽ tạo thành suối nhỏ hơn là xảy ra nh một lớp dòng chảy bên trên bề mặt nguyên vẹn. Một khái niệm tơng tự có thể đợc đa ra trong vùng mà các phản ứng đợc điều khiển bằng dòng chảy sát mặt. Khi đó sự bão hoà bắt đầu tích luỹ ở nền của lớp đất phủ lên trên đá gốc không thấm, nó sẽ bắt đầu tạo thành dòng chảy xuôi dốc. Dù sao sự liên kết của bão hoà trong lớp sát mặt ban đầu là quan trọng. Nó cần thiết để thoả mãn một lợng trữ đá gốc ban đầu ở chỗ trũng trớc khi có một dòng chảy xuôi dốc phù hợp. Các đờng dẫn dòng chảy chủ yếu có thể bị cô lập ít nhất là lúc đầu, liên quan đến sự biến đổi hình dạng bề mặt đá (MeDonnew,1996). Một số lu vực với khả năng thấm cao và đất sâu vừa phải có thể có đáp ứng trội hơn bởi dòng chảy sát mặt. Đáng chú ý là độ sâu 1m đất với độ rỗng trung bình là 0,4 có khả năng trữ 400mm nớc. Nh vậy nếu khả năng thấm của đất không bị vợt, một lợng ma lớn hơn 100mm về nguyên tắc có thể bị hấp thụ bởi lớp đất 1m (bỏ qua hiệu quả của dòng chảy xuôi dốc), ngay cả nếu lợng trữ kỳ trớc bị thiếu, chỉ là 1/4 của độ rỗng. Một giả thiết chung (và rất tiện lợi) là đá gốc nằm dới lu vực nhỏ cao nguyên là không thấm nớc. Đây không phải là trờng hợp thờng thấy, thậm chí trong đá có ít hoặc không có thẩm thấu ban đầu trong khối đá lớn. Sự có mặt của dạng thấm thứ 2 [...]... vượt thấm (Betson ,19 6 4); (c) .Dòng chảy tràn vượt bão hoà (Cappuas 19 60, Dunne 19 7 0); (d) .Dòng chảy mưa sát mặt (Hursh 19 35, Hewlett 19 8 7); (e).Bão hoà mặt và xuyên qua (Weyman 19 7 0) Độc lập trong những năm 19 60, các nghiên cứu bên trong cục Tennessee Valley (lúc đó như một đại lý thủy văn chính ở miền Đông nước M ) phát hiện ra rằng rất khó dự báo dòng chảy ở nhiều lưu vực với giả thiết dòng chảy vượt... định bao nhiêu lượng mưa từ thành phần thuỷ đồ (thành phần sinh dòng chảy) và mặt khác xác định phân bố của dòng chảy này theo thời gian, hình thành dạng của thuỷ đồ (thành phần diễn toán dòng chảy) Hai thành phần này có thể xuất hiện trong nhiều tài liệu khác nhau và mức độ phức tạp khác nhau trong các mô hình khác nhau nhưng chúng thường xuất hiện trong bất kỳ mô hình mưa- dòng chảy nào, cùng với sự... của dòng sát mặt với mưa (Hursh và Brute, 19 4 1) Một giám đốc sau này của phòng thí nghiệm Coreeta, John Hewlett, cũng có ảnh hưởng trong việc đưa ra tầm quan trọng của dòng chảy sát mặt và được thừa nhận rộng rãi hơn trong những năm 19 60 (Hewlett và Hibbert 19 67, Hewlett 19 7 4) 23 Hình 1. 4 Phân loại cơ chế quá trình phản ứng của sườn dốc với mưa (a) .Dòng chảy tràn vượt thấm (Horton 19 3 3); (b) .Dòng chảy. .. giữa mô hình tập trung và mô hình tính toán độ ẩm đất hiện (ESMA) của Oconnell (1 99 1) (xem phần 2. 4) và giữa mô hình phân bố với mô hình dựa trên vật lý hoặc dựa trên quá trình Ngay cả sự tương ứng này cũng là không chính xác dù sao một số mô hình phân bố sử dụng thành phần ESMA để đại diện cho các lưu vực con khác nhau hoặc một phần của cảnh quan như các đơn vị phản ứng thủy văn (xem phần 6. 2), trong... với các quá trình khác, ví dụ, mô hình Horton, trong đó dòng chảy được tạo thành bởi cơ chế vượt thấm tất cả trên sườn dốc (hình 4.4.a) Mô hình này được đặt tên Robert E.Horton (1 87 5 -1 94 5), một nhà thuỷ văn nổi tiếng người Mỹ ( ng có thể là nhà thuỷ văn hiện đại duy nhất mà có một thác nước mang tên mình), người đã làm việc vừa như một nhà khoa học thủy văn vừa như một nhà tư vấn Chắc ông không nghĩ... ràng một thành phần từ thành phần mưa Nói chung có thể chấp nhận rằng tạo thành dòng chảy là vấn đề khó khăn hơn Các thực nghiệm chứng tỏ rằng, sự phức tạp và phi tuyến của mô hình hóa quá trình tạo thành dòng chảy là lớn hơn quá trình diễn toán và rằng các mô hình tương đối đơn giản cho diễn toán có thể là đủ (xem thảo luận ở phần 2. 2) 1. 7 Vấn đề chọn một mô hình quan niệm Vấn đề chính của các nhà thuỷ... rằng dòng chảy nhanh thường là kết quả của dòng chảy tràn hoặc dòng chảy mặt trên sườn dốc của lưu vực 1. 6 sinh dòng chảy và diễn toán dòng chảy 27 Vấn đề được thảo luận ở 2 phần trước đã đụng chạm đến quá trình tạo thành dòng chảy mặt và sát mặt Sự tạo thành dòng chảy điều khiển bao nhiêu lượng nước đưa vào sông và dòng chảy hướng thẳng đến cửa ra lưu vực trong khuôn khổ thời gian của trận mưa và... quan trắc, ở trong đất với khả năng thấm cao Dòng chảy bề mặt có được từ cơ chế vượt bão hoà (hình 1. 4c), một dạng của phản ứng đã được nghiên cứu trước đó bởi Cappees (1 96 0) (nhưng công bố bằng tiếng Pháp và chỉ mới phát hiện gần đây) Hình 1. 5 Quá trình ưu thế của phản ứng sườn dốc với mưa (Dunne 19 7 8) Bốn khái quát hoá chính này là các tập hợp con của mô hình quan niệm chung hơn được phác hoạ trước... hoặc thông số mô hình Phần đông các mô hình dùng trong mô hình hoá mưa- dòng chảy được sử dụng theo con đường tất định, mặc dù sự khác biệt không thực sự rõ ràng, vì có mô hình được cộng thêm một mô hình ngẫu nhiên cho tính toán tất định và cũng có các mô hình sử dụng hàm phân bố xác suất của biến trạng thái nhưng tính toán theo con đường tất định Một nguyên tắc làm việc là nếu biến ra của mô hình được... tạp của mô hình quan niệm thành mô hình thủ tục áp dụng đến bây giờ, đã sử dụng một mô hình quan niệm trung gian để hình thành nguyên tắc mờ và làm mờ hoá các kết quả để chạy về bản chất như là lời giải tất định Như vậy có sự phân loại chung của mô hình mưa- dòng chảy: tập trung hoặc phân bố, tất định hoặc ngẫu nhiên Bên trong mỗi loại có thể tồn tại một loạt cấu trúc mô hình Khi lựa chọn các mô hình cho . (Horton 19 3 3); (b) .Dòng chảy tràn diện tích cục bộ vợt thấm (Betson ,19 6 4); (c) .Dòng chảy tràn vợt bão hoà (Cappuas 19 60, Dunne 19 7 0); (d) .Dòng chảy ma sát mặt (Hursh 19 35, Hewlett 19 8 7); (e).Bão. phần thuỷ đồ (thành phần sinh dòng chảy) và mặt khác xác định phân bố của dòng chảy này theo thời gian, hình thành dạng của thuỷ đồ (thành phần diễn toán dòng chảy) . Hai thành phần này có thể. tử trong mô hình phân bố. Có một sự tơng ứng chung giữa mô hình tập trung và mô hình tính toán độ ẩm đất hiện (ESMA) của Oconnell (1 99 1) (xem phần 2. 4) và giữa mô hình phân bố với mô hình dựa