Ebook Mô hình mưa - Dòng chảy

ừ từ. Lượng trữ thường cao hơn và nước 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 sườn dốc. Lượng trữ trong vùng ven sông cũng có thể được duy trì bởi dòng chảy trở lại từ các lớp sâu hơn (Huff 1982, Genereux 1993), nhưng cũng vì các lớp đất có khuynh hướng sâu hơn trong đáy thung lũng (Piriol,1997). Tổn thất của nước bởi bốc hơi sẽ có hiệu quả lớn hơn hay nhỏ hơn trong profile của lượng trữ phụ thuộc vào mưa, khí hậu, dạng lớp phủ và độ sâu của rễ cây. Rất nhiều thực vật có thể hút nước từ độ sâu đáng kể với rễ xuyên tới hàng chục mét vào trong đất, khe đá và đường dẫn của rễ cũng hoạt động như một đường đi cho nước thấm (Cây Jawatt của Tây Australia). Thực vật loại háo nước (như cây gỗ Cotton ở miền Tây Mỹ) sẽ hút nước trực tiếp từ phần thấp của dòng chảy ngầm. Sự bốc hơi và quá trình tiêu thoát nước là quan trọng trong việc kiểm soát các điều kiện trước khi mưa. Các điều kiện trước cũng như thể tích và cường độ mưa (hoặc tuyết) là quan trọng trong việc điều tiết các quá trình lưu vực phản ứng với lượng mưa và tỷ lệ của thể tích đầu vào xuất hiện trong dòng sông như là một phần của thủy đồ (hình 1.13 b). Trừ khi dòng chảy là tạm thời, thường có một phản ứng từ lượng mưa trực tiếp vào kênh và vùng ven sông. Mặc dù chiếm diện tích nhỏ của lưu vực (khoảng 1-3%) vùng này có thể là một đóng góp quan trọng vào thủy đồ của lưu vực và mưa với hệ số dòng chảy thấp. Thậm chí trong dòng chảy tạm thời, dòng chảy mặt thường bắt đầu trước tiên trong lòng dẫn nhỏ. Quy mô lưới sông nói chung sẽ mở rộng các vùng đầu nguồn khi mực tiếp diễn mưa và trong suốt mùa mưa sẽ lớn hơn mùa khô (xem Hewlet,1974). Các đầu vào mưa và tuyết không đều theo không gian, nhưng có thể chỉ ra sự biến đổi nhanh về cường độ và thể tích trên một khoảng cách tương đối ngắn, đặc biệt trong các điều kiện đối lưu (Newson 1980, Smith 1996, Goodrich 1997). Sự thay đổi ở mực nước ngầm sau khi cấu trúc mưa bị ảnh hưởng bởi lớp phủ có thể lớn hơn. Một phần lượng mưa có thể rơi trực tiếp vào đất như là xuyên trực tiếp. Một phần lượng mưa khác sẽ bị giữ lại và bốc hơi từ lớp phủ vào không khí. Lượng bốc hơi của nước 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 nước. Sự khác nhau đến 30% giữa mưa tới và mưa xuyên xuống đã đo được ở lưu vực Địa Trung Hải ngay cả khi mưa lớn (Lloren, 1997). Lượng mưa còn lại sẽ chảy nhỏ giọt từ lớp phủ thực vật như xuyên qua hoặc chảy xuống các nhánh, thân và như 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 lượng mưa tới lại có thể chảy vào đất như dòng chảy nhánh, kết quả trong sự tập trung cục bộ của nước ở cường độ cao hơn nhiều lượng mưa tới. Một số thực vật như ngô có cấu trúc để chuyển nước xuống gốc theo cách này. Cường độ tuyết sẽ biến đổi theo cao trình và làm ảnh hưởng đến nhiệt độ không khí và bức xạ đi vào lớp tuyết. Lượng nước tương đương 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 được hình thành do ảnh hưởng của địa hình và lớp phủ thực vật. Nhiều lớp tuyết sâu hơn thường tìm thấy trong chỗ khuất gió hoặc đỉnh núi, một đặc điểm đã được nhắc đến trong lưu vực Rayuols Greek ở Pdero và một vài nơi khác (xem Bathurst và Cooley,1996, phần 5.3). Điều này cũng có thể ảnh hưởng trở lại trong đó lớp tuyết sâu hơn có thể mang đến lượng nước lớn hơn cho thực vật, làm cho nó phát triển nhanh hơn và trong trường hợp của cây cối, lượng tuyết lớn hơn bị cuốn đi theo gió. 21 Ngay khi nước mưa 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 như ngay lập tức. Cường độ và lượng thấm sẽ bị giới hạn bởi mực nước cục bộ, cường độ xuyên qua hoặc thẩm thấu và khả năng thấm của đất. ở đâu mà cường độ mưa vượt quá khả năng thấm của đất thì dòng chảy tràn trên mặt sẽ hình thành. Đất có xu hướng không đồng nhất địa phương 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, mưa sẽ ít khi vượt khả năng thấm của đất cho đến khi đất trở nên bão hoà ẩm. Ngoài ra ở nơi khả năng thấm vượt trội, vùng đất thấm là nhỏ nhất hoặc lượng nước ban đầu là cao nhất sẽ bắt đầu và vì khả năng thấm có khuynh hướng giảm đi với sự ẩm ướt tăng lên, sẽ mở rộng đến vùng khả năng thấm cao hơn. Đất trống sẽ làm yếu đi sự hình thành dòng chảy vượt thấm vì năng lượng của hạt mưa 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 như đường dẫn cho nước thấm. Bề mặt trống của vật liệu đất phân tán đặc biệt để tạo thành lớp vỏ cứng và lớp vỏ như thế, ngay khi hình thành, sẽ duy trì giữa các trận mưa 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 trường 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 đưa đến nguyên nhân phá vỡ hoặc xói mòn lớp vỏ. Trong môi trường lạnh, cây cỏ có thể đóng vai trò quan trọng trong việc kiểm soát nhiệt độ lớp đất bị đông lạnh trước và trong lúc tạo ra một khối tuyết bằng cách kiểm soát đồng thời cân bằng năng lượng cả ở bề mặt đất và phần bị cuốn trôi của lớp phủ tuyết, thậm chí, trong một số trường hợp, xảy ra ở tháng muộn hơn (Stadler,1996). Đáng lưu ý là một lớp đất cày bị đông lạnh là không thấm được. Điều này thường hạ thấp một ít tiềm năng thấm trong lúc đông lạnh, nhưng quá trình tan băng mùa cũng có thể đưa đến phá vỡ lớp vỏ bề mặt và làm tăng khả năng thấm (Skhumm,1956). Hiệu quả của việc làm lạnh phụ thuộc vào lượng 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 được 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 được 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 hưởng của áp suất không khí có thể gây ra phản ứng trong mực nước 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, nhưng 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 (như 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 đường cục bộ thoát khí đến bề mặt. Khi không có lớp phủ, cấu trúc lớp đất nằm dưới và đặc biệt các lỗ rỗng của đất sẽ 22 là sự điều khiển quan trọng cường độ thấm. Vì lưu lượng 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 cường độ thấm (Beven và German,1951). Dù sao sự rạn vỡ đất và một số lỗ rỗng lớn khác, như các rãnh giun đất và kiến có thể chỉ mở rộng đến một độ sâu giới hạn sao cho ảnh hưởng của nó đến thấm có thể bị giới hạn bởi khả năng trữ và thấm vào trong đất nền bao quanh cũng như cường 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 dưới 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 vượt bão hoà. Diện tích của đất bão hoà có khuynh hướng xảy ra trước hết ở nơi có độ hút ẩm đất nhỏ nhất. Đây là vùng đáy thung long, đặc biệt, các máng trũng thượng lưu 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 lượng trữ bị giới hạn hoặc sự thấm nhỏ và vùng độ dốc nhỏ, thường giữ độ ẩm ướt suốt thời kỳ rút nước. Vùng đất bão hoà có xu thế mở rộng với độ ẩm ướt tăng trong lúc mưa, và giảm sau khi mưa ngừng với cường độ điều khiển bởi sự cung cấp nước 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 như thế, có thể không phải tất cả trong lúc mưa, nhưng cũng có thể trong lúc có dòng chảy trở lại của nước dưới mặt và hiển nhiên là dưới điều kiện bề mặt bão hoà, như thế mưa có thể thấm cục bộ vào đất (xem thí nghiệm vẽ lại của Henderson,1996). Theo con đường này dòng chảy bề mặt có thể duy trì trong thời kỳ sau khi dừng mưa, khi đó dòng chảy tràn được tạo ra bởi cơ chế bất kỳ, một lượng trữ điền trũng có thể cần thiết phải thoả mãn trước 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 đường riêng rẽ tạo thành suối nhỏ hơn là xảy ra như một lớp dòng chảy bên trên bề mặt nguyên vẹn. Một khái niệm tương tự có thể được đưa ra trong vùng mà các phản ứng được 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 lượng trữ đá gốc ban đầu ở chỗ trũng trước khi có một dòng chảy xuôi dốc phù hợp. Các đường 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 lưu 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 nước. Như vậy nếu khả năng thấm của đất không bị vượt, một lượng mưa 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 lượng trữ kỳ trước bị thiếu, chỉ là 1/4 của độ rỗng. Một giả thiết chung (và rất tiện lợi) là đá gốc nằm dưới lưu vực nhỏ cao nguyên là không thấm nước. Đây không phải là trường hợp thường 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 23 trong dạng của các mối nối và các chỗ rạn nứt có thể cung cấp một đường dẫn dòng chảy và lượng trữ quan trọng, có hiệu quả duy trì dòng chảy cơ sở trong một thời kỳ dài. Rất khó để biết được bản chất các con đường như thế. Các đặc điểm bất kỳ thường được suy ra từ bản chất địa hoá học của dòng chảy cơ sở vì đá gốc có thể cung cấp một môi trường địa hoá khác nhau và trong một thời gian dài duy trì có thể cho phép các phản ứng phong hoá cung cấp một số hoá chất nồng độ cao hơn (xem ví dụ trong nghiên cứu của Meal, 1997, ở trong lưu vực nghiên cứu Plynlimonxu Walt). Có một khả năng thú vị liên hệ với hệ thống đứt gãy đầy nước hoạt động như một hệ thống bơm, truyền ảnh hưởng của sự làm đầy rất nhanh. Nhớ rằng, nếu nước được bơm thêm vào một đầu của ống đầy nước sẽ có một lượng ra tức thời ở đầu kia, bất kỳ độ dài ống như thế nào và thậm chí tốc độ dòng chảy trong ống khá thấp. Nguyên nhân là sự truyền ảnh hưởng áp suất của lượng nước bơm vào là nhanh hơn nhiều tốc độ dòng nước. Hiệu ứng thế chỗ như thế là một sự giải thích cho phản ứng sát mặt nhanh chóng với lượng mưa (xem phần sau). Mô hình quan niệm phác hoạ về việc miêu tả một phổ rộng khả năng phản ứng thủy văn có thể xảy ra trong các môi trường khác nhau hoặc thậm chí, trong các phần khác nhau của cùng một lưu vực trong các thời điểm khác nhau. Theo truyền thống thường có sự khác biệt giữa các khái niệm khác nhau về phản ứng lưu vực căn cứ trên sự ưu thế của một số quá trình so 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 (1875-1945), một nhà thuỷ văn nổi tiếng người Mỹ (ông 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 rằng có thể có được sự nhất trí rộng rãi như vậy về quan điểm vượt thấm. Mặc dù thường xuyên sử dụng quan điểm vượt thấm như là một phương pháp tính toán tổng lượng dòng chảy từ mưa (Horton 1933), ông cũng có một phòng thí nghiệm thủy văn trong khu vườn của mình ở Voorheesville, bang Newyork (Horton, 1936), ở đó rõ ràng không quan trắc được dòng chảy tràn vượt thấm thường xuyên. Horton là một nhà khoa học tuyệt vời đã công bố các bài báo về các hiện tượng phổ biến khí tượng và thủy văn. Mô hình quan niệm của ông rõ ràng liên quan đến một phạm vi rộng của các quá trình hơn là mô hình bây giờ mang tên ông (xem ví dụ, quá trình mô tả trong Horton,1942). Cùng một thời kỳ với Horton, Charle R.Hursh đã làm việc tại lưu vực Cowetta ở Georgia của Mỹ, các lưu vực Appalaehion miền Tây Nam được trồng rừng với đất bị phong hoá sâu và có khả năng thấm cao. Dòng chảy bề mặt bị hạn chế chảy đến các kênh và ở đó dòng chảy do mưa bị điều khiển bởi phản ứng bề mặt (hình 1.4a). Hursh đã công bố một số bài báo liên quan đến phản ứng của dòng sát mặt với mưa (Hursh và Brute, 1941). 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 1960 (Hewlett và Hibbert 1967, Hewlett 1974). 24 Hình 1.4. Phân loại cơ chế quá trình phản ứng của sườn dốc với mưa. (a).Dòng chảy tràn vượt thấm (Horton 1933); (b).Dòng chảy tràn diện tích cục bộ vượt thấm (Betson,1964); (c).Dòng chảy tràn vượt bão hoà (Cappuas 1960, Dunne 1970); (d).Dòng chảy mưa s tá mặt (Hursh 1935, Hewlett 1987); (e).Bão hoà mặt và xuyên qua (Weyman 1970) Độc lập trong những năm 1960, các nghiên cứu bên trong cục Tennessee Valley (lúc đó như một đại lý thủy văn chính ở miền Đông nước Mỹ) phát hiện ra rằng rất khó dự báo dòng chảy ở nhiều lưu vực với giả thiết dòng chảy vượt thấm được sinh ra mọi nơi trên sườn dốc. Các thông tin về khả năng thấm của đất và cường độ mưa có thể không ủng hộ một mô hình như vậy. Bertson (1964) cho rằng, thường chỉ có một phần lưu vực sinh dòng chảy từ bất kỳ trận mưa thực tế nào và rằng khả năng thấm có khuynh hướng hạ thấp do sự tăng lên của độ ẩm đất và dòng chảy xuôi dốc trên sườn dốc dẫn đến làm ướt đất nền của sườn dốc, diện tích của dòng chảy mặt phải có xu hướng từ lòng dẫn và trải rộng lên trên. Mô hình diện tích từng phần (hình 1.4b) cho phép khái quát hoá khái niệm của Horton, mà sự thay đổi tốc độ dòng chảy tràn và sự không đồng nhất của đặc trưng đất và cường độ thấm là quan trọng trong việc điều khiển phản ứng diện tích từng phần. Nếu dòng chảy tạo thành trên một phần của 25 dốc chảy vào vùng có khả năng thấm cao hơn, nó sẽ bị tiêu hao (quá trình liên tục). Nếu cường độ mưa cao sinh dòng chảy tràn trong một thời gian ngắn, khi đó cũng có khả năng nước sẽ thấm trước khi nó chảy vào các đoạn suối nhỏ hoặc sông gần nhất. Bergkamp (1988), xác định bằng một số thực nghiệm ở bãi đất nhỏ với lượng mưa nhân tạo có cường độ 70mm/h-1 khoảng cách chuyển động trung bình của dòng chảy tràn là 1m. Một dạng khác của phản ứng diện tích từng phần được phát hiện bởi các nghiên cứu trong môi trường khác của Dunne và Bleek (1970) ở Vermont. Dòng chảy bề mặt được 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 (1960) (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 1978). Bốn khái quát hoá chính này là các tập hợp con của mô hình quan niệm chung hơn được phác hoạ trước đây. Bây giờ chúng ta biết rằng vượt thấm, vượt bão hoà, hoặc phản ứng sát mặt, tất cả có thể xảy ra trong cùng một lưu vực ở những thời điểm và vị trí khác nhau trong những điều kiện kỳ trước hoặc đặc tính đất hoặc cường độ mưa khác nhau. Thêm nữa, cơ chế mưa vượt thấm có thể xảy ra bên trong đất ở nơi đứt gãy thấm, có thể kết hợp với một biên nằm ngang. Điều này có thể đưa đến việc tạo thành nước ngầm trên mặt và thậm chí làm bão hoà bề mặt của đất không bão hòa ở rất sâu (hình 1.4e, Weymen (1970). Các cố gắng được thực hiện để thảo luận cơ chế nào có thể chiếm ưu thế trong các môi trường khác nhau (hình 1.5) nhưng điều này có thể phải nghiên cứu nhiều từ các quan trắc trực tiếp quá trình dòng chảy ở các lưu vực quan tâm. 1.5.Quá trình dòng chảy và các đặc tính địa hoá học Một trong những nhân tố ảnh hưởng chủ yếu trong việc xem xét lại ý tưởng thủy văn trong 20 năm gần đây là sử dụng đặc trưng địa hoá để cung cấp thông tin bổ sung trong quá trình dòng chảy. Một số đặc trưng, đặc biệt sử dụng dấu vết nhân tạo, có thể 26 cung cấp thông tin trực tiếp về tốc độ dòng chảy. Mặt khác vì dấu vết môi trường đa dạng cần mức độ suy luận lớn hơn. Thậm chí kết quả của dấu vết nhân tạo có thể khó giải thích vì hầu hết dấu vết chuyển động theo nước trên phạm vi thời gian dài là không lý tưởng và khó áp dụng dấu vết nhân tạo ở quy mô lưu vực. Chất đồng vị môi trường của ôxy và hydro thường được sử dụng trong nghiên cứu quy mô lưu vực (xem phê bình của Sklash, 1990). Chúng có ưu thế là một bộ phận của phân tử nước và do đó sẽ chảy theo dòng nước trực tiếp trên lưu vực. Tuy vậy vẫn còn khó khăn giải thích kết quả sự biến đổi nồng độ của các đồng vị trong đầu vào mưa theo không gian và thời gian, ảnh hưởng của thực vật đến nồng độ đầu vào và sự biến đổi không gian của nồng độ nước tích trữ trong các lớp đất và các phần của lưu vực khác nhau. Dù sao, ít nhất, trong điều kiện lý tưởng khi có sự khác biệt lớn giữa nồng độ quan trắc trong mưa và nồng độ nước tích trữ trong lưu vực trước một con lũ, nồng độ đo đạc có thể sử dụng trong một mô hình hỗn hợp 2 thành phần đơn giản để phân biệt giữa đóng góp cho thuỷ đồ của mưa và đóng góp của lượng nước trữ trong lưu vực trước khi lũ. Một số sự phân chia thuỷ đồ đầu tiên theo dạng này được công bố bởi Sklash và Farvolden (1979) và phát hiện rằng sự đóng góp của nước trữ (thường gọi là thành phần nước trước lũ hay nước cũ) cao đáng kinh ngạc (xem hình 1.6). Kết quả này được xác nhận bởi nhiều nghiên cứu khác trên một phạm vi rộng các lưu vực khác nhau, mặc dù các báo cáo bị các kết quả từ các lưu vực nóng ẩm, với mưa nhỏ đến trung bình chiếm ưu thế. Kỹ thuật có thể mở rộng sự ứng dụng các dấu vết môi trường khác cho hỗn hợp 3 thành phần để phân biệt sự đóng góp mưa từ các thành phần “nước trong đất” và “nước ngầm sâu”, ở đó các thành phần này có thể phân biệt bằng địa hoá (xem Bazemore,1994). Thêm nữa, lượng nước trước lũ thường được tìm thấy là thành phần chính, thậm chí trong một số trường hợp, có quá trình phản ứng rất nhanh như là dòng chảy ống trong đất ướt (Sklash,1996). Lượng nước trước lũ này bị chiếm chỗ từ lượng trữ bởi ảnh hưởng của mưa. Điều này dẫn đến tất yếu phải xem xét quá trình dòng chảy sát mặt. Thực tế là nhánh lên của thủy đồ thường bị chi phối bởi thành phần nước trước lũ, biểu lộ rằng sự chiếm chỗ thường xảy ra nhanh, mặc dù tốc độ dòng chảy sát mặt thường giả thiết là chậm hơn dòng chảy mặt. Trong thực tế quan niệm này là nguyên nhân cho việc tiếp tục sử dụng khái quát hoá Horton sinh dòng chảy, thậm chí cho đến ngày nay. Nếu dòng sát mặt là chậm thì dòng sát mặt chiếm phần đóng góp chính cho thủy đồ như thế nào? Câu trả lời nằm trong bản chất vật lý của quá trình chảy, cụ thể trong vùng bão hoà. Có thể chỉ ra rằng có sự khác nhau giữa tốc độ dòng nước và tốc độ mà với nó nhiễu động cho vùng bão hoà nhận được sự lan truyền như sóng áp suất, được gọi là tốc độ sóng hay sóng cấp tốc. Dạng nhiễu động quan tâm ở đây là sự bổ sung của sự làm đầy vì mưa trong suốt con lũ. Lý thuyết gợi ra rằng, nhiễu động vô cùng nhỏ của nước ngầm sẽ lan truyền vô cùng nhanh. Nhiễu động lớn hơn có tốc độ sóng nhỏ hơn, độ lớn của nó là hàm nghịch đảo của khả năng lượng trữ hiệu quả trong đất (hiệu số giữa độ ẩm đất hiện thời trong đất ngay trên mực nước ngầm và độ ẩm bão hoà). Trong đất ướt hoặc gần mực nước ngầm khả năng trữ hiệu quả có thể rất nhỏ sao cho 27 tốc độ sóng có thể nhanh hơn nhiều tốc độ thực dòng nước (xem phần 5.4.3). Sự tăng của lưu lượng vào sông trong thời kỳ lũ sau đó phụ thuộc nhiều vào phản ứng của tiềm năng thủy lực trong hệ thống, được điều khiển bởi tốc độ sóng cục bộ hơn là tốc độ thực dòng nước. Như vậy, nếu lưu lượng bắt đầu tăng trước khi nước làm đầy đã có thời gian để chảy trực tiếp vào kênh, thì nó sẽ là lượng trữ trong profile gần với dòng suối chảy vào sông đầu tiên. Nước này chính là nước trước lũ, bị chiếm chỗ bởi ảnh hưởng của mưa. Hình 1.6. Phân chia thuỷ đồ căn cứ trên nồng độ của các đồng vị môi trường (theo Sklash,1990). In lại với sự cho phép của John Wiley & Sons Limited. ảnh hưởng tương tự cũng có ở đất không bão hoà nhưng bức tranh (hoặc quan niệm) phức tạp hơn bởi liên quan với sự biến đổi của nước giữ lại trong các phần khác nhau của không gian rỗng và ảnh hưởng của dòng chảy ưu thế bên trong khoảng trống của cấu trúc đất. Thông báo quan trọng có từ phần này là trong nhiều lưu vực, đặc biệt trong môi trường ẩm, một phần quan trọng của thuỷ đồ được tạo thành từ nước “cũ” và có thể không là mưa rơi trực tiếp đến dòng suối. Dĩ nhiên có thể không giả thiết 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 28 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 thời kỳ tiếp theo ngay sau đó. Dù sao cũng có một thành phần cần quan tâm tiếp theo, đó là diễn toán dòng chảy từ nguồn đến cửa ra. Ranh giới giữa tạo thành dòng chảy và diễn toán dòng chảy là rất không rõ ràng. Và sẽ rõ ràng hơn nếu có khả năng đo đạc hoặc tính chính xác lúc dòng hoà vào mạng sông. Khi đó diễn toán chỉ phụ thuộc vào quá trình dòng chảy trong sông, nó có thể được tính trước khá tốt trên cơ sở của các nguyên lý thuỷ lực (mặc dù trong vùng khô hạn cũng có thể cần thiết tính toán lượng thấm của nước vào đáy sông). Đáng tiếc là nói chung không có khả năng tính trước tổng lượng và thời gian của dòng vào xác định, vì vậy vấn đề diễn toán trở thành vấn đề tốc độ của dòng mặt và sát mặt trên sườn dốc cũng như trong sông. Rất khó khăn khi tách ra ảnh hưởng các đường dẫn dòng chảy khác nhau mà lượng nước khác nhau nhận được của thuỷ đồ ở cửa ra. Dù sao mỗi mô hình thuỷ văn đều yêu cầu hai thành phần cơ bản: thứ nhất là xác 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 khó khăn phân tách rõ 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 văn là ứng dụng mô hình hơn là phát triển mô hình. Không ít các nhà thuỷ văn đặc biệt nghiên cứu ở mức tiến sỹ, đã tự mình thiết lập nhiệm vụ phát triển mô hình. Điều này có thể hiểu được, vì ngay cả bây giờ, sự gần đúng rõ ràng là vốn có trong các mô hình hiện nay, chứng tỏ rằng có khả năng làm tốt hơn. Dù sao, nhận được phạm vi của các mô hình sẵn có trong các tài liệu ngày càng nhiều hoặc như các gói phần mềm, vấn đề chọn mô hình là không khác nhau cho người sử dụng mô hình như đối với nhà nghiên cứu muốn phát triển một phiên bản mới và cải tiến mô hình. Vấn đề là như thế nào để quyết địn