Chương Dòng chảy mặt 7.1 Giới thiệu chung Dòng chảy mặt hay dòng chảy sông ngòi dòng chảy chuyển động trọng lực nước lòng dẫn với kích thước thay đổi từ dòng chảy có quy mô nhỏ tới dòng chảy có quy mô lớn (Amazon, Congo, Yangtze) Cũng dòng chảy sông ngòi, dòng chảy mặt đặc trưng lưu lượng dòng chảy sông, lượng m­a sinh thủ cđa l­u vùc ë møc chung chung mối quan hệ dòng chảy sông ngòi giáng thủy biểu thị dạng vòng tuần hoàn liên tục nước thông qua chu trình thủy văn Chúng ta thừa nhận trường hợp đơn giản thường xem lưu vực bề mặt lưu vực nước ngầm trùng dòng sông tiếp nhận nước từ thân lưu vực Bởi vậy, xem lưu vực hệ thống đầu vào giáng thủy chuyển hoá chúng thành đầu bay dòng chảy sông ngòi Kể thay đổi lượng trữ hệ thống, đầu vào phải cân với đầu Trừ vùng khô hạn lớn, tất vùng, đầu từ hệ thống lưu vực liên tục, đầu vào giáng thủy gián đoạn thường rời rạc hóa theo thời gian cách phổ biến Như kết quả, đường trình dòng chảy hàng năm gồm có thời kỳ ngắn lưu lượng bị tăng lên cách đột ngột liên quan đến mưa tuyết tan hỗn hợp hai có thời gian dài Trong thời kỳ nước rút dòng chảy sông ngòi đại diện cho dòng chảy nuớc ngầm từ nước dự trữ nguồn nước ngầm bề mặt lưu vực đường trình dòng chảy lấy dạng hàm số mũ đường cong nước rút điển hình (xem Hình 7.14) Những đơn vị đo dòng chảy mặt Dòng chảy mặt thông thường biểu thị lưu lượng nước thể tích đơn vị thời gian Lưu lượng nước có đơn vị mét khối giây (m3s-1) mô đun dòng chảy có đơn vị mét khối giây kilômet vuông (m3s-1km-2) Hai số đo đơn vị thường sử dụng Dòng chảy biểu thị độ sâu tương đương đơn vị đo diện tích lưu vực, tức millimeters ngày tháng năm Đây đơn vị đặc biệt tiện lợi để so sánh tốc độ tổng lượng giáng thuỷ dòng chảy giáng thuỷ gần không thay đổi cách biểu thị Những biểu diễn dòng chảy khác tìm thấy nghiên cứu bao gồm hàng triệu Galông ngày (m.g.d.) đặc biệt nghiên cứu thuỷ lợi Mỹ hay dùng đơn vị feet, tức thể tích cđa líp vá n­íc mµ bao phđ mét mÉu Anh tới độ sâu feet 216 7.2 Dòng chảy nhanh dòng chảy ngưng trệ Phản ứng trực tiếp tức thời lưu vực tượng mưa rơi phần lượng mưa tạo thành tuyến đường có dòng chảy chuyển động nhanh lòng dẫn (tức dòng chảy xiết); tương ứng sau phần khác trận mưa tạo thành tuyến đường có dòng chảy chuyển động chậm dòng chảy ngưng trệ thường xuyên xem dòng chảy sở Hai thành phần dòng chảy hiển nhiên dòng sông với tất kích thước khác Tuy nhiên, hệ thống sông lớn hiệu ứng trễ, bên bên lòng dẫn phức tạp Những đóng góp dòng chảy cho dòng sông từ nhiều dòng sông nhánh làm phức tạp Việc giải thích phản ứng lưu vực thông qua trình dòng chảy dòng sông giáng thuỷ phức tạp Do nhiều thảo luận ban đầu trình dòng chảy chương nhằm giải thích phản ứng lưu vực giáng thuỷ qua dòng sông suối thượng nguồn lưu vực nhỏ hệ thống lưu vực sông tương đối đơn giản Hình 7.1 Biểu đồ lượng mưa dòng chảy trận b·o ë Tennessee, USA (theo biĨu ®å gèc cđa Ramser, 1927) Trong trường hợp phản ứng lưu vực với giáng thuỷ thường nhanh nh­ng hiÕm gièng Tøc lµ tØ lƯ giáng thuỷ tạo thành dòng chảy xuất cách nhanh chóng đường trình dòng chảy khác trận lũ Hình 7.1 đồ thị từ báo Ramser (1927) Ramser đà nhấn mạnh phản ứng lưu vực mưa tính biến thiên dòng chảy lưu vực nhỏ Lượng mưa dòng chảy phác họa hình 7.1 có quy mô đà xác định số phần trăm lượng mưa tạo nên dòng chảy xiết dạng đường trình dòng chảy Số phần trăm giáng thủy tạo thành dòng thay đổi theo đặc trưng giáng thuỷ điều kiện lưu vực xác định trung bình toàn cầu 36% toàn giáng thuỷ rơi vùng 217 đất sau chảy tới đại dương Trong số lượng phần trăm dòng chảy xiết chiếm khoảng 11% dòng ngưng trệ tính toán chiếm 25% lại giáng thuỷ 7.3 Các nguồn thành phần dòng chảy Sự phản ứng khác lưu vực giáng thuỷ tạo thành dòng chảy dòng chảy thay đổi theo không gian theo thời gian Hai loại dòng chảy mặt ngầm giáng thuỷ tạo nên chuyển động phía lòng dẫn dòng chảy Hình 7.2 cho thấy giáng thuỷ đến chảy đến lòng dẫn dòng số loại dòng chảy: dòng chảy mặt giáng thuỷ trực tiếp dòng chảy bề mặt lưu vực; dòng chảy mặt tầng nông (dòng sát mặt) dòng chảy mặt đất, dòng chảy tầng sâu (dòng nước ngầm) Những tích trữ tuyết tan chảy tuyết tạo nên số bốn loại dòng chảy Hình 7.2 Hướng chảy nguồn cung cấp cho dòng chảy sông: Qp giáng thủy trực tiếp xuống mặt nước, Q0 dòng chảy tràn mặt, Qt dòng chảy sát mặt Qg dòng chảy ngầm Những loại dòng chảy nghiên cứu cách rộng rÃi tương đối rõ ràng Nếu nghiên cứu dòng chảy mặt dòng chảy trực tiếp đà dẫn đến không đầy đủ không rõ ràng Hình 7.3 cung cấp mô hình hình thành dòng chảy thích hợp, logic từ mưa lưu vực Điều cho thấy dòng chảy bề mặt phận dòng chảy tổng cộng chảy đến cửa lưu vực qua dòng chảy tràn mặt lòng dẫn Dòng chảy tổng cộng bao gồm dòng chảy sát mặt, dòng chảy bề mặt đất dòng chảy ngầm Dòng chảy mặt tổng dòng chảy sát mặt dòng chảy ngầm thường toàn dòng nước đến sông suối dòng chảy đà bÃo hòa qua tầng đất đáy bờ lòng dẫn Dòng chảy nhanh, hay dòng chảy trực tiếp, tổng giáng thuỷ tạo thành, dòng chảy xiết mặt dòng chảy sát mặt nhanh thành phần dòng chảy quan trọng đóng góp dòng chảy thời gian thời kỳ lũ phần lớn trận lũ Ta thấy dòng chảy nhanh dòng chảy mặt định nghĩa tương đương Dòng chảy sở hay dòng chảy ngưng trệ thành phần dòng chảy trì liên tục chí qua thời kỳ thời tiết khô hạn Nó thường xem tổng dòng chảy ngầm dòng chảy sát mặt ngưng trệ, số nhà thủy văn học không thích gộp toàn dòng sát mặt với dòng chảy ngầm minh họa đường nét đứt Hình 7.3 Một lần dòng chảy sở dòng nước ngầm, theo 218 định nghĩa trên, tương đương Thùc vËy, mét sè l­u vùc nói dèc, dòng chảy sở bao gồm gần trọn vẹn dòng chảy tầng không bÃo hòa từ mặt cắt đất (xem 'Vai trò dòng chảy sát mặt' phần sau chương này) Hình 7.3 Biểu đồ biểu diễn trình dòng chảy Tầm quan trọng tương đối nguồn dòng chảy sở thay đổi theo không gian phụ thuộc vào đặc trưng lưu vực, loại ®Êt vµ ngn vµ mËt ®é líp phđ thùc vËt phụ thuộc vào điều kiện giáng thuỷ Ngoài ra, tầm quan trọng thành phần dòng chảy riêng lẻ khác thay đổi theo thời gian, ví dụ năm mùa thay đổi đáng kể thời gian trận lũ riêng lẻ chuỗi trận mưa gây lũ liên tục, biến đổi khả thấm, mực nước ngầm, diện tích tầng nước mặt 7.3.1 Sự giáng thuỷ lòng dẫn (Qp) Đóng góp giáng thuỷ rơi trực tiếp bề mặt nước thường nhỏ đơn giản hệ thống lòng dẫn thường xuyên quanh năm chiếm phần nhỏ diện tích lưu vực, giá trị giáng thuỷ lòng dẫn nhỏ thành phần biểu đồ trình dòng chảy Khi hƯ thèng lßng dÉn cã kÝch th­íc réng lín hơn, lưu vực có diện tích lớn hồ đầm lầy lớn trường hợp giá trị Qp có xu hướng tăng lên Ngoài ra, Q p tăng cách đáng kể thời gian trận lũ kéo dài chuỗi nối tiếp đợt giáng thuỷ liên tục lúc mạng lưới lòng dẫn mở réng (Xem mơc 7.4.2) L­ỵng Qp cã 219 thĨ chiÕm 60% toàn dòng chảy số lưu vực nhỏ (Ví dụ Rawitz người khác năm 1970) 7.3.2 Dòng chảy tràn mặt (Qo) Dòng chảy tràn mặt dòng chảy qua bề mặt đất tới lòng dẫn sông suối khác Dòng chảy gần chảy tầng dòng chảy rối Dòng chảy thông thường dòng chảy nối dòng chảy nhỏ khe suối phụ nhỏ Một nguyên nhân hình thành Qo khả nước để xâm nhập vào lớp đất kết cường độ mưa cao vượt khả thấm thấp Những điều kiện lý tưởng tìm thấy tượng sản sinh dòng chảy mặt sườn dốc từ độ dốc vừa phải đến dốc đứng vùng đất bán khô hạn khô hạn đây, lớp phủ thực vật thưa thớt không tồn tại, đất bị phơi bày bề mặt hạt mưa tác động làm biến đổi vỏ trái đất Như hậu mà thực tế cho thấy vùng bị tàn phá bề mặt dòng chảy xuất dạng dòng chảy tràn bề mặt (Abrahams người khác năm 1994) Những điều kiện khác đất kỵ nước, đất khô đất có cỏ thấm yếu tố quan trọng hình thành dòng chảy mặt Q0 ảnh hưởng KHáC có hại hoạt động nông nghiệp đến khả thấm, đóng băng bề mặt đất có tác động đến Q0 ë nh÷ng vïng Èm ­ít, líp phđ thùc vËt dày quan trọng sản sinh dòng chảy mặt Q0 vùng có giá trị thấm cao đặc trưng quan trọng hầu hết bề mặt có thực vật bao phủ dòng chảy tràn bề mặt quan trắc được, kể vùng rừng mưa nhiệt đới (ví dụ Anderson Spencer, 1991) Tuy nhiên có nhiều vùng ẩm ướt lẫn bán ẩm ướt, nơi mà ảnh hưởng địa hình dốc tăng lên mặt nước ngầm tầng nông tới bề mặt đất thời gian mưa làm tăng lượng dòng chảy sát mặt Trong điều kiện khả thấm bề mặt giảm tới kết tạo bÃo hòa lớp đất tạo điều kiện thuận lợi cho sản sinh dòng chảy tràn (Qo(s)) (Xem mục 7.4.2) 7.3.3 Dòng chảy sát mặt (Qt) Nước thấm vào mặt đất sau di chuyển qua tầng đất sát mặt sau chuyển động phía lòng dẫn sông suối Lớp dòng chảy chưa bÃo hòa thông thường dòng chảy bÃo hoà tầng nông mực nước ngầm thường gọi dòng chảy sát mặt Những dạng khác dòng chảy sát mặt tìm thấy nghiên cứu bao gồm dòng chảy phối hợp dòng lũ sát mặt, dòng thấm lũ dòng chảy sở thứ cấp Dòng sát mặt dùng để tính dẫn thủy lực tầng đất bề mặt sang hướng ngang lớn đáng kể so với dẫn thủy lực thẳng đứng Sau đó, thời gian trận mưa kéo dài mưa lớn xảy sườn dèc, n­íc sÏ di chun theo h­íng ngang bªn trªn mặt cắt thẳng đứng nhanh chóng chuyển động theo phương thẳng đứng xuyên qua phần đất thấp Như tích lũy dòng chảy hình thành lớp dòng chảy bÃo hoà làm cho nước 'thoát' theo hướng ngang tức theo h­íng cđa tÝnh dÉn thđy lùc lín h¬n Khi nhiễu loạn nhân tạo, sức ép bề mặt mưa, lũ, địa hình dốc để sản sinh dòng chảy sát mặt thông thường tìm thấy Thậm chí trạng đất tương đối đồng tầng sâu, tính dẫn thđy lùc sÏ cã xu h­íng lín ë nh÷ng líp đất bề mặt lớp đất tầng sâu mặt cắt thẳng 220 đứng, thúc đẩy phát sinh dòng chảy sát mặt Vẫn điều kiện khác thuận tiện cho sản sinh dòng chảy sát mặt tồn bao gồm (i) đất thấm nước mỏng nằm đá gốc không thấm nước, (ii) trạng đất xếp thành tầng cách rõ ràng, (iii) tầng đất hình quạt tầng đất sét có hình quạt xuất lớp đất sát bề mặt Có thể có vài mức lưu lượng sát mặt Qt bên bề mặt, tương ứng với thay đổi cấu tạo tầng mối quan hệ lớp phủ mặt đất chịu ảnh hưởng thời tiết lớp đá gốc Ngoài ra, có nhiều chứng cho thấy nước sát mặt dịch chuyển xuống sườn dốc xuyên qua lỗ hổng vĩ mô khe nứt vĩ mô (xem đề mục 'Những lỗ hổng vỹ mô' mục 6.5.2) Các lỗ hổng vĩ mô liên quan đến hoạt động sinh học đất đóng vai trò quan trọng việc phát sinh dòng chảy (Bonell người khác năm 1984) xói mòn lưu vực (Jungerius, 1985) Như với chế khác hình thành dòng chảy sát mặt dẫn đến tốc độ chuyển động nước khác cho lòng dẫn sông suối khác Tương ứng, ta phân biệt cách rõ ràng dòng chảy sát mặt 'nhanh' dòng chảy 'ngưng trệ' (Xem Hình 7.3) Tuy nhiên, dòng chảy nhanh xuyên qua lỗ hổng vĩ mô thông với dòng chảy sát mặt đà nhà điều tra quan sát thấy đến nhanh tới lòng dẫn sông suối Dòng chảy sát mặt đà chiếm chỗ lỗ rỗng pit-tông' (xem 'Vai trò dòng chảy sát mặt' chương này) Một số dòng chảy sát mặt số vị trí không tháo nước trực tiếp vào lòng dẫn Những điểm bề mặt điểm nằm phân chia lưu vực sông suối Lượng nước tiếp tục sau chảy qua bề mặt đất tới sông suối Thành phần xem xét dòng chảy mặt, xem thêm vào cho dòng chảy tràn dòng chảy bề mặt, đà dẫn đường liền nét đậm hình 7.3 Vai trò Qt toàn dòng chảy bàn luận chi tiết phần chương Kết nghiên cứu qua chứng thí nghiệm đà dòng chảy sát mặt tính toán chiếm 85% tổng lượng dòng chảy (Hertzler, 1939) 7.3.4 Dòng chảy ngầm (Qg) Lương nước mưa khỏi từ bề mặt tương đối xiên dốc vùng đất lớp mặt, nơi mà dòng chảy mặt thống trị dòng sát mặt, hầu hết lượng mưa mà xâm nhập vào bề mặt lưu vực lọc qua lớp đất tới tầng nước ngầm nằm bên tầng đất sâu chuyển động đến lòng dẫn dòng xem dòng nước ngầm xuyên qua đới bÃo hòa Vì nước sâu di chuyển chậm chạp xuyên qua đất, chảy nước ngầm vào lòng dẫn sông ngòi cách khoảng thời gian vài ngày sau xảy giáng thuỷ vài tuần chí vài năm Dòng nước ngầm chảy sông cã xu thÕ rÊt cã quy lt Nã thĨ hiƯn quy luật rút nước lưu vực làm cho dòng chảy từ kho chứa lưu vực biến đổi chậm lượng ẩm ướt đất lớp đá Tuy nhiên, số trường hợp định, nước ngầm thể phản ứng lại nhanh giáng thuỷ Thực vậy, chế 'chiếm chỗ pit-tông' (Bàn luận 'Vai trò dòng chảy sát mặt') thường dẫn đến đáp lại nhanh dòng chảy ngầm giáng thuỷ thời khoảng lũ riêng biệt, đặc biệt 221 thời gian mưa mà lũ lớn điều biểu diễn đường thẳng đánh dấu chấm ngang Hình 7.3 Hiện tượng xảy điều kiện đất tầng đất thịt ẩm ướt Tuy nhiên, bổ xung lượng ẩm ướt lớn thiếu hụt lớn tạo ra, đặc biệt thêi gian mïa hÌ cã thĨ dÉn ®Õn mét sù phản ứng chậm đáng kể dòng nước ngầm chảy sau giáng thuỷ đà xuất Nhìn chung, Qg đại diện cho thành phần dòng chảy dài hạn tổng lượng dòng chảy đặc biệt quan trọng thời gian có ảnh hưởng khô hạn dòng chảy mặt vắng mặt 7.4 Những biến đổi kiện Các yếu tố dòng chảy mặt, ngầm, sát mặt phản ứng với giáng thuỷ quy mô theo thời gian khác (ví dụ kiện trận mưa đơn, mưa mùa mưa hàng năm) Các thành phần dòng chảy xác định cách xác theo điều kiện địa lý tự nhiên Sự cân dòng chảy mặt nhanh dòng chảy ngầm yếu tố định quan trọng hình dạng đường trình dòng chảy Trên hình 7.2 7.3 xác nhận vai trò quan trọng hai thành phần dòng chảy mặt nhanh dòng chảy ngầm Những thí nghiệm ban đầu đà giải thích biến đổi dòng chảy theo thời gian, đặc biệt biến đổi dòng chảy qua biến đổi giáng thuỷ Đặc biệt biến đổi giáng thủy ảnh hưởng đến dòng chảy mặt đất Những nghiên cứu khác đà làm sáng tỏ nguồn gốc làm thay đổi dòng chảy tràn đà phụ thuộc vào dòng chảy sát mặt chí có liên quan đến dòng chảy ngầm Nhiều nhà thủy văn học đà đóng góp cho sù hiĨu biÕt cđa chóng ta hiƯn vỊ qu¸ trình dòng chảy đáng ý R.E.Horton J.D.Hewlett Họ người mở đường chủ yếu công việc họ đà chứng tỏ có ảnh hưởng mạnh đến phát triển sau Bởi sau bàn luận đóng góp riêng lẻ họ 7.4.1 Giả thuyết Horton Horton (1933) đà đề xuất giả thiết đơn giản, phân chia mưa rơi bề mặt đất phần biến đổi nhanh chóng thành dòng chảy tràn chảy tới lòng dẫn dòng sông phần khác dòng chảy sát mặt vào đất từ biến thành dòng nước ngầm chuyển động tới lòng dẫn sông ngòi có lượng nước bị bay tới khí Căn vào khả thấm bề mặt đất, tốc độ thấm định nghĩa sau: tốc độ thấm tốc độ cực đại mà mưa bị hút diện tích đất định điều kiện xác định' Hình 7.4 rằng, thời gian (t) trận mưa bÃo có cường độ mưa rơi (i) lớn tốc độ thấm (f) sức hút bề mặt đất xuất lượng giáng thuỷ có hiệu (Pe), chảy qua bề mặt đất dòng chảy tràn (Qo) Sẽ xảy trường hợp dòng chảy tràn cường độ trận mưa (i) thấp khả thấm (f) Sự thấm mặt diễn trước hết làm đầy ắp lỗ rỗng, khe nứt xem kho chứa nước đất đạt tới khả trữ ẩm đất bÃo hoà, sau thấm chuyển động tới tầng đất lọc sau chuyển động tới tầng chứa nước ngầm tạo thành dòng chảy ngầm (Qg) lượng (Qg) cuối tới lòng dẫn dòng sông ngòi Horton (1933) đà đề xuất khả thấm mặt (f) qua chu trình xác định rõ ràng cho thời kỳ mưa lũ (Xem thêm mục 6.4.2) Bắt đầu trận mưa giá trị cực đại thấm bề mặt xuất hiện, f giảm dần Đầu tiên giá trị f giảm nhanh sau giảm dần mô tả đường cong thấm Nguyên nhân tượng 222 kết ép (nén) bề mặt đất giọt mưa rơi, phồng lên hạt đất làm đóng kín vết rạn nứt sức đốt mặt trời khe hở khác bít kín khe hở làm ướt hạt mịn đất sét Sau giảm nhanh ban đầu, khả thấm trở nên ổn định giảm chậm phần lại trận mưa lũ bắt đầu khôi phục trạng thái ổn định sau kết thúc mưa lũ Ông đà xác nhận chu trình khả thấm hoạt động trình biến đổi tính chất vật lý đất làm hạn chế lớp mỏng bề mặt đất ảnh hưởng đến trình thấm Nhiều hoạt động thí nghiệm sau đà xác nhận hình dạng chung đường cong khả thấm, đà giảm nhanh khả thấm nhân tố tác động bên trạng đất, đặc biệt đường dẫn dòng dµi cđa viƯc läc n­íc qua trËn m­a, gradien độ ẩm ban đầu biến đổi tính dẫn thủy lực theo chiều sâu Hình 7.4 ảnh hưởng giáng thủy đến dòng chảy: lý thuyết Horton Những điều kiện lý tưởng thuận lợi cho phát sinh 'dòng chảy tràn Horton' nơi đất trần trụi bị phơi bày cho tác động giọt mưa, vùng bán khô hạn khô hạn vùng đông nam Hoa Kỳ, nơi mà Horton thực khảo sát ông (Xem mục 7.3.2) Thậm chí đây, dòng chảy tràn phát sinh tỉ lệ nhỏ qua trận mưa Hơn nữa, xuất chảy tràn đà làm thay đổi ®é Èm ®Êt theo kh«ng gian mét l­u vùc dòng chảy tràn có xu hướng tập trung nơi có lớp phủ vỏ cứng đất Điều đà Zhu người khác (1997) tìm thấy rõ ràng vùng cao nguyên Loess Trung Quốc vµ ë vïng Sahel cđa Niger ë hai vïng nµy lớp phủ vỏ cứng bề mặt thấm thấp phát triển, chí đất pha cát sâu có trồng trọt Đó nguyên nhân làm tăng số lượng đáng kể dòng chảy tràn (Rockstrom Valentin, 1997) Trong phần sa mạc Negev, Israel, nơi mà có lớp phủ đất mặt đồng cỏ tồn suốt thời gian trận mưa, lượng nước thấm thường vài millimet xâm nhập qua vết rạn nứt vân vân Sau lớp vỏ bắt đầu có tượng nước chảy mặt giống hiệu ứng nước chảy bề mặt đường rải nhựa (Van der Molen, 1983) Tóm lại, tượng liên quan đến chu trình khả thấm mặt biến đổi ngắn hạn dòng chảy sau: Mưa cường độ cao xuất lớn cường độ thấm làm xuất dòng chảy tràn toàn thời gian trận mưa lũ, tượng xuất toàn giới hạn lưu vực Mưa cường độ trung bình không phát sinh dòng chảy tràn khả 223 thấm ban đầu giảm đạt đến giá trị ổn định Mưa cường độ thấp phát sinh dòng chảy tràn lưu vực Hơn khả thấm giảm bớt liên tục qua trận mưa lũ xuất nối tiếp gần Qua trận mưa rơi muộn liên tục chuỗi bÃo lũ việc sản sinh dòng chảy tràn nhiều hơn, dòng chảy lũ lớn hơn 7.4.2 Giả thuyết Hewlett Hewlett cho (Hewlett, 1961 A; Hewlett Hibbert, 1967) nhiều diện tích l­u vùc, thËm chÝ thêi gian gi¸ng thủ kÐo dài mÃnh liệt, tất giáng thuỷ thấm vào mặt đất (Hình 7.5 (a)) Sự thấm mặt dòng chảy sát mặt bên trạng đất gây nên tăng mặt nước ngầm làm bÃo hòa bề mặt nền, trước hết vùng mặt nước ngầm nông nằm liền kề lòng dẫn sông suối (Hình 7.5 (b)) sau lan đến dốc thung lũng thấp Trong vùng bÃo hòa bề mặt khả thấm nước vào đất tất giáng thuỷ rơi mặt đất Đối với cường độ mưa nào, giáng thuỷ giáng thủy hiệu (Pe) dòng chảy tràn Chúng ta gọi dòng chảy dòng chảy tràn bÃo hòa (Q0(s)), trái với dòng chảy tràn vượt thấm (Qo) đà Horton đưa Theo Hewlett, vùng đà bÃo hoà lưu vực hoạt động dòng chảy nguồn dòng chảy nhanh; tất vùng khác lưu vực hút mưa rơi trữ vận chuyển nước chuyển động nước đất Cũng cần ý vùng có nguồn cho dòng chảy chuyển động nhanh có kích thước biến đổi tăng lên với trình mưa Một trùng hợp thú vị mà dường đặc trưng cho tiến khoa học, ý tưởng tương tự cải tiến cách ®éc lËp ë Ph¸p bëi Cappus (1960) xt hiƯn ®ång thời với giả thuyết Hewlett Cappus đà có hỗ trợ cho Hewlett kết nghiên cứu mức độ phát triển nghiên cứu dạng chuyển động nước tầng mặt đất qua mặt cắt dốc thung lũng Điều sau khái quát hóa Toth (1962) mô hình đường trung tuyến ông (Xem Hình 5.14), hình cho thấy thấm vào đất lọc xuống phía phần dốc, chuyển động nước theo hướng ngang xuyên dốc chuyển động hướng lên gần chân dốc phản ánh dạng phổ biến áp suất nước lỗ hổng Trong trường hợp tăng áp suất theo chiều sâu dốc thấp làm thuận lợi cho bÃo hòa nhanh chóng lớp bề mặt Thậm chí với số lượng nước thêm vào mặt cắt đất không lớn làm tăng thấm vào tầng sát mặt tăng dòng chảy sát mặt tầng nông Khả đà dự đoán hai thập niên gần Vaidhianathan Singh (1942) sở vật lý sau mô tả chi tiết Gillham (1984) 224 Hình 7.5 ảnh hưởng giáng thủy đến dòng chảy: hướng chảy theo lý thuyết Hewlett giai đoạn đầu trận mưa; (b) hướng chảy giai đoạn sau trận mưa Những vùng nguồn không liên tục Mặc dầu Hewlett đà ngụ ý từ đầu vùng nguồn sát kề lòng dẫn thay đổi công việc sau lại chứng tỏ vùng bÃo hòa dòng chảy tràn xuất cách rộng rÃi bên vùng lưu vực, thường vị trí xa lòng dẫn dòng Hơn nữa, vùng không liên tục có kết nối thuỷ văn có hiệu với đáy thung lũng dốc thấp chúng đóng góp dòng chảy nhanh cho lòng dẫn dòng Ngoài vùng có vỏ phủ cứng, vỏ bị ép (nén) vùng có thực vật bao phủ thưa thớt mỏng, vùng xói mòn (Tất thường xuyên kết can thiệp người), dòng chảy tràn vượt thấm xuất Những vùng nguồn không liên tục dòng chảy nhanh thường xuất nơi có quy tụ dòng chảy dẫn tới bÃo hoà bề mặt dòng chảy tràn bÃo hòa Ba vị trí tiêu biểu cho quy tụ dòng chảy thể Hình 7.6, là: (a) Những mặt dốc lõm xuống vùng phẳng nơi quy tụ dẫn tới vận tốc dòng mặt vượt khả truyền môi trường xốp dẫn tới xuất dòng chảy bề mặt đất vùng trung tâm chỗ lõm xuống; (b) Những chỗ dốc lõm xuống khu vực nơi giả thiết tính dẫn thủy lực 225 7.7.1 Dòng chảy lũ Các đỉnh lũ phát sinh lòng dẫn sông suối tạo nguyên nhân đa dạng (Xem Hình 7.23) Các nguyên nhân bao gồm dâng sóng bÃo cửa sông, vỡ đập nước đê, đất lở Tuy nhiên, đa số lũ lụt sông, kết trực tiếp gián tiếp từ nguyên nhân khí hậu học trận mưa lớn mức và/hoặc kéo dài mức vùng mùa đông lạnh, nơi mà tích lũy tuyết rơi, lũ lụt đáng kể thường xuất thời gian mùa băng tan vào mùa xuân đầu mùa hè, đặc biệt tốc độ tan băng cao Lũ lụt ảnh hưởng mưa rơi khối tuyết vừa tan phân rà Một nguyên nhân bổ sung lũ lụt vùng mùa đông lạnh sụp đổ đột ngột khối băng lớn hình thành thời gian vỡ dòng sông băng Hình 7.23 Các nguyên nhân lũ nhân tố tăng cường lũ Những nhân tố tăng cường lũ lụt Như phần thấp Hình 7.23 thể hiện, trận lũ bị thay đổi số nhân tố Những điều đem lại kết cải thiện tăng cường cường độ lũ lụt Với mục đích trình bày ngắn gọn, số nội dung cần xem xét thảo luận Ví dụ, lũ lụt sông tăng cường nhân tố có liên hệ với thân lưu vực với mạng lưới lưu vực lòng dẫn sông suối Hầu hết nhân tố hoạt động để tăng thêm thể tích dòng chảy nhanh để tăng tốc độ chuyển động Một số nhân tố hoạt động dị hướng độc lập Ví dụ, diện tích quan trọng cảm giác lưu vực lớn, lũ tạo từ kiện mưa toàn lưu vực lớn Tuy nhiên, phạm vi m­a cđa trËn m­a chØ bao trïm mét phÇn cđa lưu vực, suy giảm biểu đồ trình dòng chảy lũ kết Khi lũ di chuyển qua mạng lưới lòng dẫn tới cửa ra, lưu vực lớn đỉnh lũ lớn so với đỉnh lũ lưu vực nhỏ Lần nữa, dạng lưu vực dạng mạng lưới lưu vực kết hợp với ảnh hưởng kích thước hình dạng đỉnh lũ cửa lưu vực Hình 7.24 Một số mối quan hệ phức tạp nhất, nhân tố lưu vực khác nhau, có ảnh hưởng quan trọng ba biến thuỷ văn quan trọng, tức lượng trữ nước đất lớp mặt sâu ảnh hưởng thời gian tính toán lẫn cường ®é thÊm xt hiƯn cã lị lơt cïng víi giáng thuỷ, với lượng trữ sông thấp thường dẫn đến lũ nhanh cường suất mạnh Những giá 247 trị thấm cao cho phép thấm lượng nước mưa nhiều nhờ sức hút bề mặt đất giảm bớt lượng lũ lụt lưu vực Lượng thấm phụ thuộc vào phạm vi mưa tăng trưởng vùng dòng chảy tràn bÃo hoà vận chuyển nước mặt Khi giá trị thấm thấp làm tăng dòng chảy tràn vượt thấm dẫn tới tăng nhanh lưu lượng lòng dẫn (xem thêm mục 7.4) Những ảnh hưởng người Hoạt động người (ví dụ đô thị hóa, lâm nghiệp nông nghiệp) thường tác động nhân tố tăng cường lũ việc sửa đổi biến thuỷ văn lượng trữ nước, thấm vào đất, khả vận chuyển nước Hình 7.24 Mối quan thệ hình dạng lưu vực, tỉ lệ nhánh rẽ (Rb) hình dạng đường trình lũ (phỏng theo biểu đồ gốc Strahler, 1964) Phạm vi mà tới đặc trưng lũ lụt bị biến đổi đô thị hóa phụ thuộc nhiều vào tự nhiên bề mặt thành thị bị biến đổi, hệ thống thuỷ văn thành thị khí hậu Những bề mặt thành thị khả ngấm qua hầu hết bề mặt đất đà thay bê tông Như kết chúng vùng nguồn có hiệu cho dòng chảy nhanh biểu đồ trình lũ chúng có xu hướng có đỉnh lũ cao sớm (Hình 7.25) Điều phản ánh thể tích lớn dòng chảy nhanh chuyển động nhanh lũ ngang qua bề mặt thành thị Tương ứng, đô thị hoá có xu hướng làm tăng thể tích đỉnh lũ xuôi dòng Tuy nhiên, phần nhiều phụ thuộc vào khả thấm trái ngược vùng đô thị hóa bề mặt trước đô thị hoá Để thấy rõ điều kiện lũ lụt tăng lên nhiều đô thị hóa thông qua thấm ta lấy ví dụ vùng đô thị hoá có cát thấm cao vùng đô thị hoá vùng đất sét có tính thấm vào thấp Dòng chảy nhanh bổ sung sản sinh bề mặt thành thị theo tuyến đường định qua hệ thống nước lũ Anh Hệ thống tiêu nước cũ khả để đối phó với kiện lũ có cường độ cao Như kết quả, tải nước lũ tình trạng chung dẫn tíi lị lơt lan réng lµm ngËp thµnh 248 Hình 7.25 Đường trình lũ phản ánh mở rộng trình đô thị hóa (chỉ phần trăm lưu vực bị đô thị hóa) phía Tây Tokyo, Nhật Bản (phỏng theo biểu đồ gốc Yoshimoto Suetsugi, 1990 Được xuất cho phÐp cđa NXB IAHS) Nãi chung, ¶nh h­ëng cđa sù đô thị hóa mùa đông nhỏ mïa hÌ vµ ë vïng khÝ hËu Èm ­ít nhá vùng thời tiết khô hạn Đặc biệt giảm bít víi tÝnh m·nh liƯt cđa sù kiƯn s¶n sinh lị lơt theo nghÜa r»ng, sau trËn m­a lín vµ kéo dài, đặc trưng thấm bề mặt thành thị không thành thị bÃo hòa giống Vai trò lâm nghiệp việc biến đổi thủy văn lũ lụt lưu vực sông ngòi chủ đề gây bàn cÃi hiểu biết đề nghị tăng gấp đôi diện tích phđ rõng ë n­íc Anh PhÇn lín diƯn tÝch rõng tạo cộng đồng nên rừng có tên 'cộng đồng' trung tâm nước Anh (MAFF, 1994), trồng để hỗ trợ phát triển nông nghiệp riêng Liên minh Châu Âu Sự phá rừng đà xảy chân núi dÃy Himalayas gây ảnh hưởng đến lũ lụt Sự trồng nói chung nghĩ tới để giảm bớt dòng chảy đỉnh, tăng tạm thời lũ lụt tiên xây dựng đường rừng hệ thống cấp thoát trước trồng trọt Sự phá rừng tăng cường lũ lụt sông bởi: thể tích cấu trúc đất ảnh hưởng bất lợi; giảm bớt tốc độ thấm, thông qua hiệu ứng khối lượng rễ bị giảm bớt việc làm thuận tiện cho phát triển bê tông tạo dòng chảy mặt lớn; việc giảm lượng trữ nước mặt cắt đất bên mái che Tuy nhiên, ảnh hưởng thường 249 đáng kể thời gian trận lũ cường độ thấp thường xuyên ảnh h­ëng cđa chóng thêi gian b·o sinh lị m·nh liệt ngày tăng giảm bớt trận mưa lớn kéo dài và/hoặc tan chảy làm đầy lượng trữ sẵn có tạo điều kiện lan rộng bÃo hòa bề mặt thấm vào Tương ứng, ảnh hưởng chúng không đáng kể nơi giá trị lượng trữ ban đầu thấp, ví dụ đầm lầy dốc đứng với đất nông có sản sinh dòng chảy nhanh có phủ rừng hay không (Hewlett, 1982b) Hơn nữa, ảnh hưởng tới biểu đồ trình lũ thể tích bổ sung dòng chảy nhanh bị giảm bớt theo khoảng cách xuống hệ thống lòng dẫn Sự phá rừng thượng nguồn trở thành quan trọng mưa gây đỉnh lũ lại xuất hạ lưu Điều nhân tố quan trọng vùng mưa lớn chân núi Himalayan bán lục địa ấn Độ nơi mà việc chặt phá rừng đà tạo khoảng trống rừng cho nông nghiệp nguyên nhân thường xuyên tạo nên gia tăng lũ lụt cho hàng trăm kilômet hạ lưu sông Kiểm tra liệu thuỷ văn vài thập niên đà dẫn dắt Hofer (1993) đưa kết luận chứng lũ lụt đồng Gangetic tăng Sự phát triển đáng kể vùng đất nông nghiệp bị khai thác kiệt quệ, ví dụ Châu Âu , xuất sau năm 1939, đà phát sinh quan tâm tới ảnh hưởng hệ thống cấp thoát nông nghiệp thủy văn học lũ lụt Tuy nhiên, công việc ban đầu đoán nhận tính không tương xứng nhiều số liệu sẵn có quan trọng loại đất Bây thật rõ ràng (vÝ dơ Robinson, 1990; Robinson vµ Rycroft, 1999) r»ng hƯ thống thoát đất sét chặt, có đặc tính thiên bÃo hòa bề mặt kéo dài trạng thái không tiêu nước chúng, nói chung dẫn đến đỉnh lũ thấp đỉnh lũ trung bình hệ thống thoát nước đà cải thiện đáp lại cách 'hào nhoáng' tự nhiên việc giảm từ từ bÃo hòa bề mặt Trên đất có khả ngấm cao hơn, thiên bÃo hoà bề mặt hơn, ảnh hưởng hệ thống thoát thường làm tăng tốc độ mà nước theo dạng dòng chảy mặt, có xu hướng tăng thêm dòng chảy lũ Những dạng không gian lũ lụt Mặc dầu lũ lụt vị trí hệ thống sông suối hàm lũ phát sinh lưu vực thượng nguồn điểm Mối quan hệ cách hoạt động lũ lụt lưu vực thượng nguồn hoạt động lũ lụt toàn lưu vực sông thường phức tạp Biểu đồ trình lũ hạ lưu khác với biểu đồ trình lũ thượng lưu cho kiện Một phần hiệu ứng trễ pha lộ trình chuyển động lũ, phần thay đổi tự nhiên địa chất lưu vực, địa lý thuỷ văn học khí hậu từ thượng nguồn đến cửa ra, phần ảnh hưởng quy mô khác Những ảnh hưởng quy mô lan truyền lũ quan trọng có quan hệ với điều kiện lưu vực lẫn đầu vào giáng thuỷ thường hạn chế khả khái quát hóa từ số liệu lũ lụt hữu để dự đoán biến cố phân phối lũ lụt lưu vực Sự việc mà lưu lượng đỉnh lũ có xu hướng tăng theo xuôi dòng đo đạc xác (tức m3s-1) giảm mô đun đỉnh lũ theo xuôi dòng (tức m3s1 km-2) Điều phần phản ánh không thích ứng quy mô lưu vực kiện giáng thuỷ Trong từ khác, lưu vực lớn thường có lưu lượng đơn vị riêng thấp lưu vực nhỏ phần diện tích sinh kiện giáng thuỷ sản sinh lũ nhỏ toàn diện tích lưu vực Trong lưu vực nhỏ kiện giáng thuỷ thường cịng réng b»ng diƯn tÝch cđa l­u vùc, ®ã 250 việc động viên lưu lượng lũ riêng cao Bởi vËy, nã kÌm theo lµ mét l­u vùc lín t thuộc vào kiện giáng thuỷ có tính vỹ mô Như trận bÃo nhiệt đới (Xem Bảng 3.1), cần phải phát sinh mô đun lưu lượng riêng cao so với mô đun lưu lượng riêng kiện giáng thuỷ quy mô trung gian vi mô Từ thảo luận trước trình dòng chảy lũ lụt, điều chờ đợi tiềm sản sinh lũ lụt lưu vực sông bán lưu vực khác rõ rệt Tuy nhiên có số chứng kích thước đỉnh tổng lượng lũ lụt sông có liên quan chặt chẽ tới quy mô lưu vực sông Điều minh họa theo tài liệu Anh hai số lũ sử dụng thường xuyên, mà vẽ Hình 7.26 Đầu tiên số tiềm lũ dạng đánh giá lũ lụt hàng năm trung bình (Hình 7.26(a)) số thứ hai định lũ lụt tr¶i qua thêi gian thêi kú cđa sè liƯu dòng chảy ghi nhận dạng lưu lượng đo đạc tức thời cao (hình 7.26 (b)) Đánh giá tốt lũ trung bình hàng năm (BESMAF) dÉn xt bëi viƯc më réng tµi liƯu kinh nghiệm lũ lụt ghi nhận tương quan với ghi lũ gần bên cạnh (NERC, 1975) Khi mở rộng trung bình số học lũ cực đại hàng năm đà sử dụng hoặc, thời kỳ ghi ngắn, số kỹ thuật khác tận dụng, ví dụ việc sử dụng chuỗi đỉnh qua ng­ìng cưa cđa l­u vùc Cho nh÷ng l­u vùc không đo đạc, phương trình đà phát triển liên hệ lũ lụt trung bình hàng năm với số đặc trưng lưu vực Dạng đường cong đẳng trị vẽ thông qua giá trị BESMAF đường dốc rõ ràng từ modun lưu lượng vượt 1.50 m3s-1km-2 phía bắc tây tới giá trị 0.25 m3s-1km-2 phía nam phía đông (Hình 7.26 (a)) Dù khác biểu diễn đồ, so sánh BESMAF với phân phối lưu lượng đo đạc tức thời cao nhất, tính trung bình cho vùng đo tỷ trọng nước (Hình 7.26 (b)), để lộ giống bật Trong hai trường hợp cần phải ý giá trị tương đối thấp dòng chảy lũ đơn vị diện tích qua phía đông nam nước Anh sai lệch theo nghĩa chúng, tới phạm vi đó, bù diện tích lớn lưu vực liên quan Lưu lượng đo đạc tức thời cao nhÊt cho s«ng Thames ë Kingston, vÝ dơ, xÊp xØ 1060 m3s-1, vượt cho Tees Broken Scar 710 m3s-1 cho Clyde Blairston 666 m3s-1 Báo cáo nghiên cứu lũ lụt (NERC,1975) đà tổng quát hoá mối quan hệ lũ trung bình hàng năm ( Q ) lũ thời kỳ mùa lũ cho trước (QT) vùng đà xác định Hình 7.27 Hệ số nhân giá trị lũ trung bình hàng năm nhân với để nhận QT cho thời kỳ trở lại đà chọn tập hợp Bảng 7.1 Như Hình 7.27 Bảng 7.1 sử dụng kết nối với giá trị xấp xỉ nhận lưu lượng lũ có thời kỳ lặp khác đà râ Sù ph©n tÝch kÕ tiÕp cđa sè liƯu Ch©u Âu (IH, 1987) xác nhận rằng, vùng có chế sản sinh lũ, mô hình Tank (bể nước) đường cong tần suất lũ trung bình dùng để tính toán so sánh ph¹m vi qc tÕ cịng nh­ néi bé qc gia (Hình 7.28) Sổ tay đánh giá lũ lụt, kế tục Báo cáo nghiên cứu lũ lụt nước Anh, chấp nhận cách tiếp cận phức tạp việc liên hệ thủy văn học lũ lụt với đặc trưng lưu vực Điều đạt phần lớn việc sử dụng tiêu độ dài tài liệu dòng chảy, mật độ sông suối gradien độ dốc xác định từ mô hình số hoá địa hình số 251 liệu đà phân ô số hoá sử dụng ngày tăng mà trước 7.8.2 Các dòng chảy kiệt Vấn đề dòng chảy cực hạn khác vấn đề dòng chảy thấp, dòng chảy kiệt cần có kỹ thuật biến đổi cân nước, phương pháp kỹ thuật cao giải Những dòng chảy thấp giảm bớt lượng nước sẵn có để cung cấp mà dẫn tới giảm chất lượng nước, liên quan đến khả pha loÃng khả tái biến đổi lại theo vùng dòng chảy dòng sông bị giảm bớt lượng nước Điều dẫn tới giảm cảnh quan thẩm mỹ đoạn lòng dẫn bị tác động ô nhiễm nước Tuy nhiên trái ngược với dòng chảy lũ nhà thuỷ văn đà phát triển phương pháp tính toán thích hợp để đánh giá đặc trưng dòng chảy thấp chí để tiêu chuẩn hóa việc xác định dòng chảy thấp Những cách xác định dòng chảy kiệt Xác định dòng chảy thấp không giống xác định dòng chảy lũ cực đại Dòng chảy nhỏ kéo dài đặc biệt hầu hết lưu vực nhỏ nhiều lưu vực lớn Ví dụ, lưu vực sông Darling diện tích 570 000 km2 Menindee, dòng chảy xuất thường xuyên Tần số xuất dòng chảy số cần thiết để xác định điều kiện sản sinh dòng chảy thấp Trong thực tế tất dòng sông, toán liên quan đến dòng chảy thấp xác định thời kỳ lặp lại dòng chảy cần xác định khoảng thời gian lưu lượng dòng chảy thấp đà cho kéo dài để có dòng chảy Những nhà thủy văn học quan tâm chủ yếu với việc xác định lưu lượng dòng chảy thấp tới hạn đà chọn việc xác định khoảng thời gian tần số tình trạng dòng chảy thấp Pirt Douglas (1982) đà ý số điều kiện để xác định dòng chảy thấp Một dòng chảy thấp trải qua, điều kiện mà tiếp cận gần gũi qua nhiều miền phía nam trung tâm nước Anh vào cuối mùa hè năm 1976 số năm khác đặc biệt năm 1988 1992 Hai đo lường dòng chảy thấp thông thường Các nhà thủy văn quan niệm lưu lượng dòng chảy sông nhỏ lưu lượng bình quân ngày với tần suất 95% dòng chảy thấp đánh dấu biểu đồ điểm 95% đường cong trì lưu lượng thời gian dòng chảy Và khoảng thời gian trì lưu lượng thấp 18 ngày Trái ngược với dòng chảy cao, dòng chảy thấp chiếm giữ phần thấp đường cong nước rút (đường trì lưu lượng) lượng trữ liên tục gần liên tục thấp cho lưu vực dòng sông (Ví dụ Demuth Schreiber, 1994; Moore, 1997) Những dòng chảy thấp, đối chiếu với thời gian 18 ngày kéo dài khoảng thời gian dòng chảy hàng ngày trì thực tế thích hợp Khoảng thời gian thích hợp khoảng thời kỳ dòng chảy bảy ngày mười ngày Vì phương trình báo cáo nghiên cứu dòng chảy thấp Viện Thủy văn học (IH, 1980) đà đề nghị dùng dòng chảy 10 ngày thấp để đánh giá Q95(10), tức 95% dòng chảy 10 ngày Những đặc trưng thời gian dòng chảy thay Q95(10) sử dụng nhiều đặc trưng dòng chảy thấp với khoảng thời gian 18 ngày để 252 xác định điều kiện dòng chảy thấp Những Báo cáo nghiên cứu dòng chảy thấp sử dụng dòng chảy 10 ngày nhỏ trung bình hàng năm ký hiệu MAM(10) đà đo đạc hữu ích rõ ràng (Pirt Douglas, 1982; Pirt Simpson, 1982) NAM(10) điều kiện xác định Hindley (1973) Dòng chảy thời tiết khô hạn (DWF), tức dòng chảy ngày nhỏ trung bình hàng năm tiêu chuẩn để xác định dòng chảy thấp Dòng chảy xấp xỉ tuần khô trung bình mùa hè vượt từ 89 đến 93% thời gian năm phụ thuộc vào kiểu lưu vực (Pirt Douglas, 1982) Hoa kỳ dòng chảy ngày mà thời kỳ trở lại 10 năm (Q7, 10) số dòng chảy thấp sử dơng réng r·i nhÊt (ASCE-TASK, 1980) Mét sè ph©n tÝch khác đà dựa vào dòng chảy cực hạn, dòng chảy ngày thời gian xuất lại 20 năm (Q7, 20) Nhưng trạm đo đạc để tính toán (Q7, 20) dòng chảy thấp cực hạn số liệu đo đạc có sai số đo đạc lớn (Pirt, 1983) Loganathan người khác (1985) đà đánh giá nhiều phương pháp phân tích tần số áp dụng cho số liệu dòng chảy thấp cho sông suối Virginia, USA, Gottschalk người khác (1997) đà mô tả cách tiếp cận thú vị phân tích biến đổi đường trì lưu lượng sử dụng để mô tả hàm phân phối dòng chảy thấp Những sơ đồ dòng chảy dư Trong mùa lũ kiệt, dòng chảy thấp bị ảnh hưởng đáng kể tự nhiên hay hoạt động người, đặc biệt lưu lượng nhánh sông lòng dẫn dòng rút nước từ lòng dẫn dòng cho mục đích cung cấp nước Trong hai trường hợp nước bổ sung hay bị rút đại diện phần trăm lớn dòng chảy tự nhiên phải tính đến cẩn thận phân tích số liệu dòng chảy thấp không bỏ sót kiến thức trình dòng chảy thấp tự nhiên Lloyd (1968) đà đề nghị dùng sơ đồ dòng chảy dư phương pháp đồ thị đơn giản việc tính toán cho can thiệp nhân tạo với dòng chảy thấp, kỹ thuật sau biện hộ Pirt (Pirt Douglas, 1982; Pirt, 1983) Một sơ đồ dòng chảy dư (RFD) phân dòng chảy điểm thành phần nhân tạo tự nhiên Trong Hình 7.29 đà khoảng cách miền hạ lưu thấy trục tung dòng chảy trục hoành Dòng chảy tự nhiên thấy bên trái trục tung thành phần dòng chảy nhân tạo bên phải dòng chảy toàn biểu diễn khoảng cách đường thẳng tự nhiên nhân tạo, ví dụ A'A Nếu đường thẳng nhân tạo cắt ngang qua trục trung tâm điều nói lên toàn dòng chảy điểm hơn dòng chảy tự nhiên, thiếu can thiệp người Như ví dụ theo giả thuyết đưa vào Hình 7.29 dòng sông gồm có dòng tự nhiên đoạn 2, với sông nhánh tự nhiên nhập vào đoạn Thành phần nhân tạo đưa vào đoạn 3, có lẽ đại diện nhánh sông công nghiệp nước bổ sung từ kho chứa Trong đoạn nước lấy cung cấp đến mức hết toàn dòng chảy giảm bớt dòng chảy tự nhiên mức cho phép khai thác tài nguyên nước Một sông nhánh nhập vào đoạn chứa đựng thành phần dòng chảy tự nhiên lẫn nhân tạo hai mặt sơ đồ dòng chảy dư bị ảnh hưởng Sông nhánh khác nhập vào đoạn sông 6, trường hợp lấy nước đà xảy từ sông nhánh báo thành phần nhân tạo đà bị giảm, cuối 253 bên đoạn sông có tăng đáng kể dòng chảy nhân tạo dòng chảy Một sơ đồ dòng chảy dư xây dựng cho điều kiện dòng chảy đà chọn nào, ví dụ Q7,2.33 Q7,10, sau sử dụng sở để điều tra thủy văn học dòng chảy thấp, đặc biệt dạng điều khiển lưu vực Cho ví dụ, phần tới bên trái trục trung tâm đại diện dòng chảy tự nhiên dòng chủ lưu sông nhánh Bởi vậy, chia cắt thêm dòng chảy vào mạng lưới để làm tăng dòng chảy tự nhiên hai điểm dòng xác định diện tích lưu vực đóng góp vào dòng giúp tính toán suất dòng chảy tự nhiên đơn vị diện tích hay hệ số dòng chảy tự nhiên Điều thực bán lưu vực sông Severn Trent Pirt Simpson (1982) hệ số vẽ đồ Hình 7.30 Sử dụng thông tin địa hình địa lý có liên quan sau để chèn thêm hệ số dòng chảy cho lưu vực không đo đạc dùng để đánh giá trị số dòng chảy thấp Q7,2.33 cho điểm không đo đạc mà dựa vào hiểu biết diện tích lưu vực Những nhân tố ảnh hưởng tới dòng chảy thấp Trong thời hạn dài dòng chảy thấp xác định cân giáng thuỷ bốc đặc biệt dễ bị ảnh hưởng xuất liên tục nhóm năm liên tiếp khô kiệt Tuy nhiên, bên lưu vực tồn điều kiện khí hậu học đồng sông Trent Hình 7.30 Trong trường hợp điều kiện khí hậu có tính địa phương điều khiển sản sinh dòng chảy thấp lưu vực cần xác định chi tiết biến đổi dòng chảy thấp Tất yếu, cần nghiên cứu chi tiết dòng chảy thấp gồm có dòng chảy bản, nhân tố mặt đệm đất địa chất yếu tố quan trọng Ví dụ, Hình 7.31 cho thấy chuỗi dòng chảy cực tiểu hàng năm hai lưu vực không kích thước Trong hình cho thấy ảnh hưởng mạnh mẽ địa chất xác định rõ ràng, với lưu lượng dòng chảy ngầm lưu vực đá phấn góp phần quan trọng tạo dòng chảy thấp, chí điều kiện khô hạn bậc, mà dòng chảy thÊp tõ l­u vùc ®Êt sÐt ë tèc ®é cung cấp thấp khắp phạm vi lưu vực Một trái ngược tương tự cho thấy đường cong dòng chảythời gian Hình 7.32, độ dốc đường cong liên quan đến điều kiện địa chất thể tiềm nhận lượng mưa mùa đông đất Pirt Douglas (1982) Pirt Simpson (1982) đà phát triển phơng pháp để ngoại suy RFD/các phân tích hệ số dòng chảy, bàn luận mục trước, để xác định ảnh hưởng định lượng yếu tố địa lý dòng chảy thấp Đáng ghi nhận sơ đồ dòng chảy RFD đồ hệ số dòng chảy liên quan đến điều kiện sản sinh dòng chảy có tính lý thuyết, ví dụ xác định trị số dòng chảy thấp Q7,2.33, nhiỊu ng­êi thÝch dïng phÐp so s¸nh sè liƯu thông tin thống kê để so sánh với giá trị khác, ví dụ Q7,10 Q7,20 Điều thực theo hai cách tiếp cận Trong cách tiếp cận họ đường cong dòng chảy-thời gian tự nhiên chuẩn hóa việc phân chia tỷ trọng diện tích (km2) lượng mưa hiệu trung bình hàng năm (m), biến đổi tỷ trọng lượng mưa lưu vực đà tìm thấy phụ thuộc dòng chảy thấp vào gần toàn điều kiện địa chất đất lưu vực Các đường cong trì lưu lượng khác sau tính trung bình để cung cấp tập hợp 254 đường cong liên quan đến kiểu đất điều kiện địa lý Đường cong đặc biệt sử dụng làm số đất để nghiên cứu lũ lụt NERC (NERC, 1975), Hình 7.32 thích hợp cho đá có chứa than Những đường cong sau sử dụng đường cong dòng chảy-thời gian cho lưu vực không đo đạc mà diện tích, lượng mưa hiệu quả, kiểu địa chất đất đà biết có tính đồng Các đường cong lựa chọn để tính toán dòng chảy thấp cách nhân với số điểm đường cong giáng thủy hiệu với diện tích lưu vực, cuối dùng để điều chỉnh kịch canh tác nghiên cứu ảnh hưởng người đến dòng chảy Trong cách tiếp cận thứ hai đà sử dụng nhiều phân tích triết giảm đường cong trì biến lưu vực đà tạo phương trình để dự đoán lưu lượng khác (Qdiff) có khả sinh đơn vị diện tích lưu vực (Q7,2.33) (Q7,20), độ dốc đường cong tần suất dòng chảy chuẩn hóa dùng cho lưu vực không đo đạc sau phát triển thành đồ hệ số dòng chảy thấp (Hình 7.30) việc nhân hệ số dòng chảy thích hợp với diện tích lưu vực Điều đưa dòng chảy có thời gian lặp lại 2.33 năm mà sau phác họa giấy tần suất Gumbel Qdiff tính toán sử dụng phương trình nêu trừ từ giá trị với thời kỳ lặp lại 2.33 năm để giá trị (Q7,20) xác định vị trí tần suất 0.95 giấy Gumbel Một đường thẳng vẽ qua hai điểm cho phép phép nội suy dòng chảy ngày có thời kỳ lặp lại trung gian phép ngoại suy cho thời kỳ lặp lại cao Ví dụ biểu đồ vẽ cho lưu vực Henmore Brook Ashbourne dòng sông Sence Blaby cho thấy Hình 7.33, với biểu đồ để so sánh với số liệu đo đạc Những kết báo đường cong tần suất dòng chảy cho đánh giá tốt dòng chảy thấp đường cong dùng cho vị trí số liệu đo đạc miễn đồ hệ số dòng chảy DWF có sẵn (Pirt Simpson, 1982) Một cách tiếp cận thay cho nghiên cứu đặc trưng dòng chảy thấp dòng sông Anh phát triển số dòng chảy sở (BFI) (ví dụ Beran Gustard, 1977) BFI số dòng chảy biểu thị cách sử dụng biểu đồ thủy văn có liên quan với địa chất lưu vực Khi số BFI cao (gần 1) phản ánh chế độ dòng chảy sở (dòng chảy ngầm) thống trị Ngược lại số BFI thấp chế độ dòng chảy thống trị dòng chảy nhanh Một đồ mạng lưới sông suối đồ hệ số BFI cho nước Scotland, tỷ lệ 1:62 500, dùng để đánh giá thông tin thống kê dòng chảy thấp vị trí không đo đạc (IH, 1985) Hình 7.34 cho thấy vùng dòng chảy thấp Anh dùng để đánh giá dòng chảy thấp Q95(10) xác định từ giá trị BFI giáng thuỷ trung bình hàng năm (SAAR) độ dài dòng (L.IH, 1980) Những mối quan hệ loại đất tham số dòng chảy thấp, BFI MAM (10) lÃnh thổ bàn luận cho vương quốc Anh Châu Âu đà soạn thảo Gustard người khác (1992) Gustard Irving (1994) Những dạng dòng chảy thấp Anh Tốc độ trung bình dòng chảy Nước Anh Wales (Hình 7.22) minh họa biến thiên dòng chảy để so sánh với dòng chảy nhiều vùng bán hoang mạc đà phản ánh xen kẽ thời kỳ dài dòng chảy thấp cao Trong thời gian gần đà xuất thời kỳ dòng chảy cực thấp trung 255 bình xuất kéo dài khoảng 25 năm năm 1885 khoảng thời gian ngắn vào năm 1930 năm 1940 Từ hai thời kỳ dòng chảy thấp đà xuất thời kỳ ngắn Tuy đà gây nhiều tác động xấu Đặc biệt, khô hạn năm 1975-76 tài liệu quý cung cấp cho nghiên cứu dòng chảy thấp (ví dụ Doornkamp người khác, 1980; IH, 1980) Những giá trị dòng chảy nhỏ 40% giá trị trung bình thời kỳ dài hạn nhiều năm ë miỊn nam n­íc Anh (H×nh 7.35 (a)) Sù kiƯn khô hạn quan trọng khác xuất Anh vào năm 1980 (Harrison, 1985; Marsh Lees, 1985), cho dù lượng mưa năm 1980 cao thập niên từ năm 1900 Sau đó, thêi gian thêi kú 1988-92, xt hiƯn mét sù kh« hạn làm cho nhiều địa phương hạn hán đà khốc liệt kiện hạn năm 1975-76 (Hình 7.35 (b)) Chắc chắn, thời kỳ hạn hán hai năm sau bắt đầu vào Tháng bảy năm 1990 đà có tổng lượng dòng chảy nhiều phần vùng đất thấp Nước Anh thấp thời kỳ trước (Marsh người khác, 1994) Sự khô hạn 1988-92 ảnh hưởng diện tích lớn Châu Âu, cuối năm 1990 3000 km sông miền nam nước Pháp đà khô cạn dòng chảy thấp đà gây vấn đề thuỷ lợi khẩn cấp từ Hungary đến Tây Ban Nha 7.9 Dòng chảy từ vùng có tuyết phủ Hầu hết bề mặt đất phía vùng cực từ vĩ độ 40o trở lên bắc bán cầu có tuyết bao phủ đáng kể vào mùa đông hầu hết năm Các miền cực vĩ độ 50 o tut bao phđ tõng mïa cã xu h­íng xt năm diện tích lớn Bắc bán cầu cần có tuyết bao trùm thời gian dài Nơi khác, lớp phủ tuyết rộng lớn có liên hệ phần lớn với vùng độ cao lớn Dòng chảy từ vùng có tuyết phủ thường xuyên mùa khác với dòng chảy lượng mưa điều khiển Ví dụ, thời kỳ dòng chảy thấp vùng thường trùng với thời kỳ giáng thuỷ cực đại dòng chảy cao liên quan đến thời kỳ giáng thủy thường xuyên xuất tan chảy cực đại Hơn nữa, dòng chảy từ lưu vực có tuyết phủ phản ánh không tương tác phức tạp nhân tố (hệ số) bàn luận trước mà chịu ảnh hưởng hiệu ứng nhân tố bổ xung, quan trọng (a) cân nước khối tuyết, tức nước giải phóng nhiều khối tuyết bị chảy hoàn toàn; (b) tốc độ tan chảy; (c) đặc trưng vật lý khối tuyết, ví dụ dải nước đá, ép (nén) vi phân, chín muồi đóng băng, vân vân Sự biến đổi theo không gian nhân tố này, với tính biến thiên theo không gian mưa, tan chảy theo mùa rơi khối tuyết điều kiện địa phía khối tuyết, kết hợp đà tạo hệ thống dòng chảy phức tạp, to lớn mà bề trông đơn giản gây hiểu lầm nhìn từ máy bay vệ tinh không gian Cho dù đà có trang bị máy móc cảm ứng từ xa đại sù hiĨu biÕt cđa chóng ta vỊ b¶n chÊt vËt lý tượng tuyết tan, không chắn đáng kể để đánh giá cân n­íc khèi tut, mèi quan hƯ gi÷a nh÷ng thc tÝnh khối tuyết chuyển động nước 7.9.1 Cân nước khối tuyết 256 Một thách thức thủy văn học tuyết đánh giá cân nước khối tuyết biến đổi không gian bên lưu vực Một vấn đề việc lấy mẫu thích hợp Vì khèi tut cã xu h­íng thĨ hiƯn nhiỊu tÝnh biÕn thiên không gian lượng mưa rơi tương đương hiệu ứng khác việc trôi dạt, ép (nén) phận chảy (ví dơ Barry, 1983; Ferguson, 1985; Rango, 1985) (xem thªm mơc 2.7.2) Thậm chí vùng tuyết rơi không lớn, biến đổi không gian theo thời gian đáng kể Ví dụ, Cairngorms, Scotland, cân nước cực đại đà thay đổi xung quanh giá trị 50 mm mùa đông ôn hoà mùa đông khốc liệt lên tới 200 mm Sự thay đổi theo không gian từ vài millimeters phần lưu vực đến 2000 mm nơi khác (Soulsby người khác, 1997) Những phương pháp truyền thống phép đo đạc đà sử dụng thiết bị cảm ứng áp suất đặt lên thùng áp suất kim loại để đo đạc số liệu quý giá thay phương pháp đo khác mô hình địa kỹ thuật số phần tử nhạy điều khiển từ xa Những thiết bị đà tạo thành công việc vẽ đồ phạm vi phân bố khối tuyết vùng lớn chu kỳ lặp lại tuyết (Ví dụ Van de Griend Engman, 1985; Rango người khác, 1990) Tuy nhiên, phạm vi phân bố phản ánh đặc điểm cục dòng chảy tuyết tan tương lai hiệu thông tin cân nước khối tuyết hàm đặc tính ®é s©u khèi tut Hai vÝ dơ minh häa tù nhiên trình nghiên cứu tuyết thực hiện, Kuittinen (1989) đà đánh giá cân nước PhÇn Lan b»ng viƯc thiÕt lËp mét mèi quan hƯ vùng tuyết rơi tự cân nước vùng tuyết bao phủ lại Hình tượng vệ tinh sau sử dụng để đo vùng tuyết tự Cân nước suy từ tỷ lệ phát xạ tia gam-ma từ mặt đệm trần trụị phát xạ từ mặt đệm có tuyết phủ kiểm tra định kỳ phép đo hiệu suất Rango Katwijk (1990) đà mô tả phương pháp đánh giá dòng chảy tuyết tan cho lưu vực vùng núi Colorado, USA Một 'họ' đường cong rút hết lớp phủ tuyết đà phát triển, mà bao phủ phạm vi giá trị phân bố cân nước tuyết thời điểm bắt đầu mùa tuyết tan vùng ba khu vực vùng cao Phép ®o vƯ tinh cđa líp vá tut ®· ®­ỵc sư dơng ®Ĩ lùa chän ®­êng cong rót hÕt líp phđ tuyết thích hợp cho mùa tuyết tan điều nói đến Những đánh giá dòng chảy cập nhật với quan trắc hàng tuần nhiệt độ dòng chảy không khí thực tế 7.9.2 Sự trao đổi lượng tuyết tan Tuyết tan kết nhiều trình khác mạng lưới truyền nhiệt tới khối tuyết (Xem thêm mục 2.7.3) Những dòng cân lượng thiết yếu có liên quan xạ mặt trời, xạ sóng dài (đặc biệt vào ban đêm), di chuyển nhiệt cảm giác từ không khí ®Õn tut bëi sù ®èi l­u vµ sù trun dÉn, di chuyển ẩn nhiệt bay ngưng tụ (và mưa) bỊ mỈt tut Lng nhiƯt trun dÉn tõ mỈt nỊn đến khối tuyết không quan trọng, với thâm nhập xạ sóng ngắn vào đỉnh khối tuyết vài centimet nguồn lượng làm cho tuyết tan Tuy vậy, Colbeck người khác (1979) đà nhấn mạnh, nước tan phát 257 sinh chiếm ưu bề mặt khối tuyết, điều đà xác nhận mặt cắt mật độ liên tục khối băng tan Trong vùng có phủ rừng, điều kiện khác thảm phủ thực vật kéo xuyên qua khối tuyết tạo nên trao đổi lượng phức tạp nhiều so với trường hợp tuyết trần trụị, ví dụ truyền nhiệt cảm ứng xạ bay hơi, gần đo đạc cách xác Thậm chí trường hợp loại bỏ hiệu ứng phức tạp củathực vật, phép đo dòng lượng làm 'tại điểm' Như kết quả, đánh giá dòng chảy tình trạng nước đất kéo theo phép ngoại suy theo quy mô lớn phép đo điểm Những kết phức tạp lớp phủ tuyết trông giống sản sinh đóng góp dòng chảy khác vùng rộng rÃi từ đầu vào lượng nhiệt cho trước số lượng lượng đó, nhiệt độ khối tuyết giảm xuống điểm tan chảy (0oC) Những điều kiện để vạch ranh giới cho tính toán tuyết tan giả thiết bao gồm: (a) ẩn nhiệt nước đá lµ 3.35 x 105 J/Kg (80 cal/g); (b) tuyÕt lµ băng khiết; (c) nhiệt độ tuyết 0oC Thông thường vào tháng mùa đông, nhiệt độ khối tuyết thấp hẳn 0oC để ban đầu nhiệt lượng yêu cầu để nâng nhiệt độ tới điểm tan chảy mà đạt đến nhiệt độ không xảy dòng chảy nước tan Mặt khác, thời gian mùa băng tan khối tuyết không đẳng nhiệt 0oC mà chứa đựng số nước lỏng khả (Cf 'giải khả năng') khối tuyết đà đạt đến khối nước 'chín' đóng băng già Nước lỏng thừa khả trì khối tuyết thoát qua khối tuyết xem dòng chảy trọng lực Hình 7.36 gợi ý vùng có nhiều núi điều kiện khối tuyết khác phân bố quan hệ với độ cao Trong vùng khối tuyết miền đồng bằng, nhiên, phân phối tuyết chưa chín chín khó đoán trước Trong trường hợp rõ ràng khối tuyết chứa đựng nước lỏng bị tan, nước lỏng giải phóng, dẫn đến dòng chảy tạo toàn từ khối tuyết bắt nguồn đơn giản từ xem xét cân lượng Nó đà gợi ý khối tuyết trường hợp cực hạn 'sự sụp đổ' xuất nơi khối tuyết chín cực đoan, gồm có hỗn hợp chất gây đóng băng, tuyết lượng nước lỏng cực đại có thể, tùy thuộc vào điều kiện làm tan nhanh, ví dụ nhiệt độ đột ngột cộng thêm mưa ấm lớn Sau điều kiện khác khối tuyết làm nứt vỡ tạo dòng chảy bùn loÃng lở bùn loÃng, tức tầng nối tiếp tuyết, băng nước chảy xuôi xuống tới hƯ thèng lßng dÉn (vÝ dơ Washburn, 1980; Hestnes, 1985; Onesti, 1985) 7.9.3 Các thuộc tính khối tuyết chuyển động nước Tốc độ tan nước phát sinh gần bề mặt khối tuyết Nước tan chuyển động qua khối tuyết tới mặt nằm bên từ tới hệ thống lòng dẫn bị ảnh hưởng đáng kể cấu trúc xếp tầng khối tuyết Đa số khối băng tuyết phát triển dạng xếp thành lớp địa tầng băng có khả ngấm nhỏ bên khối tuyết Ban đầu nói chung khả ngấm qua nhiều Theo Colbeck người khác (1979), xếp thành lớp xuất từ tự nhiên liên tục tuyết rơi trì 258 tái đóng băng hạt tuyết mịn lớp vỏ gió Các lớp băng làm lệch hướng việc lọc qua nước tan đà làm phức tạp dạng dòng chảy không phát triển chuyển động trễ dòng chảy truyền dòng chảy nước tan mà tăng thêm đáng kể khả trữ nước khối băng tuyết (ví dụ Singh người khác, 1997) Trong thời gian giai đoạn ban đầu thấm, trì khả lưu giữ khối băng tuyết chưa bị vượt quá, dòng chảy nước tan xuất Sau chuyển động xuôi dòng mặt ẩm ướt vào khối băng xếp thành tầng cách tự nhiên kèm theo trễ tạo thành ao hồ lớp băng phát triển nhánh dòng chảy mà thâm nhập tới bên khối băng tuyết (Wankiewicz, 1978; Colbeck, 1975, 1979; Marsh Woo, 1984, 1985) Những nhánh dòng chảy này, gây tác động mưa lớn bề mặt tuyết (Singh người khác, 1997), tiếp tục tạo nên tượng thấm cao sau khối băng chín đà xuất Như vậy, từ trạng thái ban đầu tan chảy chí nơi phần lớn khối tuyết 'chư chín', loại dòng chảy nhanh nước tan tạo Tương tự, khối tuyết, lộ trình ban đầu nước tan đầu mùa băng tan chảy qua lớp đà bÃo hòa nằm bề mặt đất McNamara người khác (1998) đà mô tả cách mà vùng bÃo hòa bề mặt xem vùng nguồn cho dòng chảy nhanh lưu vực nhỏ miền bắc Alaska Như lòng dẫn nước băng tan đáy khối tuyết phát triển xa hơn, hệ thống thoát nhanh khối tuyết xuất độ dài đường dòng cho nước băng tan đà giảm bớt đáng kể Colbeck người khác (1979) đà quan sát thấy kết phát triển nhánh dòng chảy xuyên qua khối băng phát triển lòng dẫn băng tan khối băng tuyết, lưu vực có tuyết phủ ' tạo nên chuyển tiếp từ vận động nước tuyết điều khiển tới địa hình điều khiển' Quá trình dòng chảy mét l­u vùc cã tuyÕt phñ nh­ vËy th­êng kÐo theo mét sù chun tiÕp dÇn dÇn tõ sù chun ®éng n­íc tut ®iỊu khiĨn ®Õn sù chun ®éng nước địa hình điều khiển (Colbeck người khác, 1979) nhánh dòng chảy phát triển xuyên qua khối băng tuyết lòng dẫn nước băng tan vùng bÃo hòa bề mặt phát triển đáy khối băng tuyết 7.9.4 Dòng chảy từ vùng bị đóng băng vùng núi cao, kích thước nước băng tan lớn tạo nên biến đổi dòng chảy kết hợp với có mặt dòng sông băng, tầm quan trọng mặt thuỷ văn chúng thừa nhận cách rộng rÃi (ví dụ IAHS, 1973, 1975, 1982; Young, 1985; Gurnell vµ Clark, 1987) Nh­ vùng có tuyết phủ, thủy văn học lưu vực bị đóng băng phạm vi lớn, kiểm soát nhiệt độ Tương tác biến đổi cung cấp lượng biến đổi số lượng kiểu giáng thuỷ (mưa tuyết) dẫn tới biến đổi tạo nước tan chảy lượng trữ băng tuyết bên lưu vực Những thay đổi cân tạo nước tan chảy lượng trữ từ năm đến năm khác có nghĩa tổng lượng dòng chảy hàng năm lớn nhỏ giáng thuỷ hàng năm Nói cách khác, lưu vực bị đóng băng, giống lưu vực với lớp phủ tuyết lâu dài, có 259 thể trải qua thay đổi lượng trữ tuyết băng năm Tuy nhiên lượng trữ tuyết băng, nước lỏng trữ dòng sông băng hồ ven dọc theo bờ sông Hơn nữa, thay đổi hình thái học khối nước đá sông băng bên mà nước chảy, tích trữ tương tác động học băng sông băng nước lỏng trữ làm phức tạp biến đổi dòng chảy từ lưu vực bị đóng băng Dòng chảy từ vùng đặc trưng trận lũ bùng nổ, tạo giải phóng đột ngột số lượng lớn nước trữ bên trong, bên dọc theo sông băng Những đặc trưng dòng chảy sông băng Dòng chảy sông băng đặc trưng hai thành phần chính: thành phần tuần hoàn tạo chế độ nước tan chảy điều khiển theo nhiệt độ tạo biến đổi mùa ngày thành phần không tuần hoàn, xuất kiện thời tiết cực hạn giải phóng đột ngột nước từ hệ thống lưu vực băng giá Ngoài ra, biến đổi dòng chảy dài hạn phản ánh khía cạnh biến đổi khí hậu thay đổi khí hậu Hình 7.37 chu kỳ ngày đêm dòng chảy nước tan chảy Tuy nhiên, minh họa thời gian phần mùa băng tan có tăng thành phần 'dòng chảy sở' dòng chảy chu kỳ ngày đêm đặt lên Rothlisberger Lang (1987) đà đề suất dòng chảy sở từ lưu vực bị đóng băng gồm có dòng chảy nước ngầm, dòng chảy từ hốc bị đầy nước bên băng, dòng chảy từ nước tầng chứa nước tuyết hạt tan chảy cung cấp vùng tích trữ sông băng hệ thống thoát bình thường từ hồ Hai ông đà đề suất thành phần 'dòng chảy nhanh' mà biến đổi đặt lên dòng chảy sở, gồm có thành phần thoát nước nhanh chóng nước tan chảy ngày đó, tức nước tan chảy rút kiệt băng từ phần thấp lưu vực nước tan chảy từ phần tuyết tự sông băng mà rút kiệt qua vận chuyển tới ống dẫn băng Sự biến đổi theo mùa dòng chảy đà xác định chế độ dòng chảy đơn giản thường thấy (Xem mục 7.6) Một tăng lưu lượng thời gian mùa hè phản ánh cách rộng rÃi tăng theo mùa lượng tan chảy sẵn có, tính toán thời gian chi tiết biến đổi dòng chảy phản ánh phát triển tăng dần lên hệ thống thoát sông băng thời gian mùa tiêu mòn sông băng xây dựng lên lượng trữ dòng chảy sở, đà mô tả Những biến đổi không tuần hoàn dòng chảy từ lưu vực bị đóng băng minh họa ví dụ lưu lượng lũ cao khác thường (a) Những thời kỳ tan chảy nhanh tuần thời gian dài cho phép tạo nên tốc độ cao dòng chảy sở dòng chảy nhanh, (b) xuất trận mưa cường độ cao bậc, đặc biệt vào cuối buổi chiều dòng chảy nước băng tan cực đại, (c) giải phóng đột ngột nước ('Jokulhlaup' thời hạn băng đảo) mà đà giữ lượng trữ bên sông băng, hồ bề mặt kề bên băng, bị ngăn lại sau băng thung lũng sông nhánh Trong số trường hợp bùng nổ lũ thúc đẩy 260 nước tan chảy đằng sau đập nước băng giá đạt đến độ cao tới hạn Sau đó, phát sinh nước tan chảy tương tự mùa, tái diễn nước jokulhlaup đảm nhiệm dạng hàng năm hai năm lần gần tuần hoàn mà dự đoán (ví dụ Bezinge, 1987; Konovalov, 1990) Những trận lũ bùng nổ sông băng đặc trưng theo mùa đa số vùng núi cao, Alps Châu Âu đà tìm thÊy r»ng 95% cđa chóng xt hiƯn tõ Th¸ng s¸u qua Tháng chín (Tufnell, 1984) Cuối cùng, biến đổi dài hạn dòng chảy sông băng, mà kết chủ yếu từ thay đổi dài hạn khí hậu, hỗn hợp ảnh hưởng tương phản Những thời kỳ thời tiết mùa hè ấm áp liên tục dẫn đến tiêu mòn sông băng tăng cường tạo nên giá trị dòng chảy cao, mà chuỗi mùa hè mát mẻ chiếm ưu lượng trữ tăng lên tạo nên dòng chảy thấp Tuy nhiên, việc di chuyển băng liên tục gây co lại khu vực thấp sông băng Một điều xuất tốc độ tan chảy cao Những biến sông tăng dần lên dẫn đến tổn thất tương ứng tiềm cho sản sinh lượng nước tan chảy (Rothlisberger Lang, 1987) Martinec Rango (1989) đà mô hình hoá ảnh hưởng ấm lên toàn cầu vùng núi Canada, USA Switzerland đề suất ảnh hưởng đến dòng chảy đỉnh tan chảy sớm vào mùa xuân Sự tan chảy xuất tổn thất dòng chảy nhỏ dẫn đến thể tích dòng chảy tăng mùa vào khoảng 10% Với tăng nhiệt độ không khí 20C, đà mô hình hoá đỉnh lị mïa hÌ ë Himalaya cđa trung t©m Nepal nhiỊu gấp đôi diên tích sông băng bao phủ lại không thay đổi, tăng khoảng 30% nÕu cã mét sù gi¶m cïng x¶y diƯn tích sông băng bao phủ (Fukushima người khác, 1991) 261 ... (Hình 7. 7 (a )) Mái nhà lợp làm việc thành hàng rơm truyền tính thấm ưu đÃi dọc theo thân rơm mái nhà có góc dốc lớn Nếu mái nhà nằm phẳng ngang tượng Trong trường hợp đất s­ên dèc (H×nh 7. 7 (b )) , ... Vaidhianathan Singh (1 94 2) sở vật lý sau mô tả chi tiết Gillham (1 98 4) 224 Hình 7. 5 ảnh hưởng giáng thủy đến dòng chảy: hướng chảy theo lý thuyết Hewlett giai đoạn đầu trận mưa; (b) hướng chảy giai đoạn... Hình 7. 4 rằng, thêi gian (t) cña mét trËn m­a b·o cã cường độ mưa rơi (i) lớn tốc độ thấm (f) sức hút bề mặt đất xuất lượng giáng thuỷ có hiệu (Pe), chảy qua bề mặt đất dòng chảy tràn (Qo) Sẽ