ĐỀ CƯƠNG dự báo THỦY văn

Ví dụ: Sử dụng mưa nhân tố để dự báo dòng chảy yếu tố.Sử dụng lưu lượng hay mực nước trạm trên nhân tố để dự báo lưu lượng hay mực nước trạm dưới yếu tố.. - Phương pháp đơn giản hoá + T

ĐỀ CƯƠNG DỰ BÁO THỦY VĂN

Câu 1: Khái niệm và phân loại dự báo thủy văn

a Khái niệm DBTV: Là 1 ngành khoa học tính trước 1 cách khoa học các trị số của hiện

tượng thủy văn xảy ra trên hồ, ao, sông, suối… nhằm phục vụ cho phòng tránh thiên tai, pháttriển kinh tế - xã hội, an ninh – quốc phòng

b Phân loại DBTV

- Theo yếu tố dự báo: dự báo mực nước, lưu lượng, tổng lượng,…

- Theo thời gian dự kiến ( - Là khoảng thời gian tính từ lúc phát bản tin dự báo đến lúc hiệntượng dự báo xảy ra trên thực tế)

+ Hạn siêu ngắn:  = vài giờ ÷ 1 ngày

+ Hạn ngắn:  = 1 ÷ 5 ngày

+ Hạn vừa:  = 5 ÷ 10 ngày

+ Hạn dài:  = 10 ÷ 15 ngày

+ Hạn siêu dài:  = tháng ÷ năm

- Theo đối tượng phục vụ:

- Thoe khu vực:

- Theo tính chất dự báo:

+ Định tính (dự báo áng chừng)

+ Định lượng (dự báo chính xác)

Câu 2: Các khái niệm cơ bản sử dụng trong đánh giá sai số dự báo

1 Yếu tố dự báo: Là các đặc trưng thuỷ văn cần được dự báo như mực nước, lưu lượng

nước,

2 Nhân tố dự báo: Là các tác nhân gây ra hoặc ảnh hưởng đến các yếu tố dự báo.

Ví dụ: Sử dụng mưa (nhân tố) để dự báo dòng chảy (yếu tố).Sử dụng lưu lượng hay mực nước trạm trên (nhân tố) để dự báo lưu lượng hay mực nước trạm dưới (yếu tố)

3 Thời gian dự kiến: Là khoảng thời gian từ khi phát tin dự báo đến thời điểm xuất hiện

yếu tố dự báo Nếu thời gian dự kiến càng dài thì sai số yếu tố càng lớn

4 Sai số yếu tố dự báo: (TQ, TH) Là hiệu số giữa trị số dự báo và trị số thực đo tại cùng

một thời điểm

5 Sai số cho phép: (Scp) Là ngưỡng giá trị được tính theo XSTK để đánh giá 1 lần dự báo

+ Nếu (TQ, TH) ≤ Scp : đạt

6 Mức đảm bảo của phương án dự báo: Là tỷ số giữa số lần dự báo đạt yêu cầu trên tổng

số lần dự báo

7 Phương án dự báo : Là cách làm cụ thể để tìm ra trị số dự báo.

8 Phương pháp dự báo : Là công cụ kĩ thuật sử dụng để tìm ra trị số dự báo như mô hình

toán, XSTK toán học, GIS, Maps Infor…

Câu 3: Đánh giá sai số yếu tố dự báo

Trị số dự báo được gọi là đạt yêu cầu, nếu sai số yếu tố dự báo nhỏ hơn sai số cho phép

Nếu ta gọi là sai số dự báo yếu tố, ta có:

yTD : Trị số thực đo

Yếu tố dự báo đạt yêu cầu khi:   cf

a Tính sai số dự báo trong thời gian hạn dài

S cp = Δ cp = 0.674* σ

Trong đó: Scp – sai số cho phép

σ – khoảng lệch quân phương của đại lượng dự báo

n

y y

n

o i

n i o

) ( yi  yo   yi t do

Ta có

   

n

y n

2



b Tính sai số yếu tố dự báo trong thời hạn ngắn

S cp = Δ cp = 0.674* σ Δ

Trong đó: Scp – sai số cho phép

σT – khoảng lệch quân phương của trị số thay đổi yếu tố dự báo trong thời gian dự kiến

n n

y y

n

thiennhien

n

i o

Câu 4: Đánh giá sai số phương án dự báo

Sai số của phương án có thể được đánh giá thông qua hệ số tương quan của biểu đồ

dự báo () hay tỷ lệ của sai số quân phương của dự báo kiểm tra trên khoảng lệch quânphương chuẩn (S/) Ngoài ra còn phụ thuộc vào tỷ số giữa số lần dự báo đạt trên tổng sốlần dự báo (P)

a Mức đảm bảo của dự án (P)

  100

n

m P

(%)Trong đó: m: số lần dự báo đạt

n: tổng số lần dự báo

P(%): mức bảo đảm của phương án dự báo

b Sai số quân phương trên khoảng lệch quân phương chuẩn

n

y n

y y S

n

db

n

d t

2

 : Là khoảng lệch quân phương

- Nếu S  và   0 → nhân tố dự báo không ảnh hưởng đến yếu tố dự báo

Bảng 1 Chỉ tiêu đánh giá phương án dự báo

v: Tốc độ nước qua mặt cắt ngang sông,

s: Chiều dài đoạn sông,

q: lượng nước gia nhập ở khu giữa trong 1 đơn vị dài.

- Vế trái của pt(2.1) là độ dốc mặt nước: I = i 0 - s

*Cách giải hệ pt Saint-Vernant:

- Hệ phương trình có 4 ẩn số là v, h, Q và  Để giải hệ phương trình này

thường phải sử dụng 2 mối quan hệ sau:

Câu 6: Lập phương trình Q tương ứng cho đoạn sông không nhánh

- Xét 1 đoạn sông được giới hạn bởi trạm trên, trạm dưới và không có nhánh lớn

- Gọi  là thời gian chảy truyền của đoạn sông

- Với giả thiết sau khoảng thời gian  , quá trình lũ ở trạm trên sẽ được truyền nguyênvẹn xuống trạm dưới với đầy đủ các đặc trưng hình dạng

Câu 7: Lập phương trình H tương ứng cho đoạn sông không nhánh

- Xuất phát từ phương trình Q tương ứng và mối quan hệ kinh nghiệm giữa Q và H

↔ H d,t+t = β.H tr,t + γ (3)

(3) là phương trình quan hệ H tương ứng giữa trạm trên và trạm dưới.

Câu 8: Lập phương án dự báo theo phương pháp Q, H tương ứng

Gồm 6 bước để lập 1 phương án:

1 Xác định thời gian chảy truyền  theo 3 phương pháp: pp điểm đặc trưng, pp phân

đều sóng lũ và pp hệ số tương quan

2 Trích số liệu từ biểu đồ dự báo.

- Sử dụng các trận lũ đơn có lượng lũ sinh ra được giới hạn trạm trên lên phía thượnglưu

- Căn cứ váo  để trích sô liệu

3 Xây dựng biểu đồ dự báo.

- Biểu đồ dự báo cho đoạn sông có sông nhánh thường được xây dựng trên cơ sở sửdụng một trong hai quan hệ sau:

Qd,t = f (Qtr,t-1 +  Ki Qtr,t-1)

Và H d,t = f(Htr,t- 1 +  Pi H tr,t-1)

- Hiện có 3 phương pháp để xây dựng quan hệ Q, H là pp phân tích, pp đồ giải và pp

phân tích – đồ giải

4 Phân tích biểu đồ dự báo

Xét 2 yếu tố là lượng gia nhập khu giữa và biến hình sóng lũ, chúng ta có thể phân tích chúng thông qua nhiều trường hợp khác nhau:

- Khi lượng gia nhập khu giữa và biến hình sóng lũ nhỏ

- Khi lượng gia nhập khu giữa lớn và biến hình sóng lú nhỏ

- Khi lượng gia nhập khu giữa và biến hình sóng lũ lớn

5 Dự báo phụ thuộc và dự báo độc lập

- Dự báo phụ thuộc: Xây dựng biểu đồ dự báo với việc sử dụng 2/3 số liệu

- Dự báo độc lập (dự báo kiểm tra): Lấy biểu đồ của dự báo phụ thuộc để kiểm tra với việc sử dụng 1/3 số tài liệu còn lại

6 Kết luận, kiến nghị.

Câu 9: Các phương pháp tính dòng không ổn định, cơ sở lý luận của phương pháp đơn giản hóa dòng không ổn định

 Các phương pháp tính dòng không ổn định

Các phương pháp tính dòng không ổn định có thể chia làm 2 loại:

- Loại phương pháp thuỷ lực dựa vào việc giải hệ phương trình Saint-Vernant và có thể

chia thành 2 nhóm: Nhóm tuyến tính và nhóm phi tuyến tính

+ Nhóm tuyến tính: các phương trình vi phân đạo hàm riêng được tuyến tính hoá thường để tính toán cho sóng có biên độ nhỏ

+ Nhóm phi tuyến tính: hệ phương trình Saint-Vernant được giải bằng cách thay đạo hàm riêng bằng sai phân hữu hạn Gồm các phương pháp đặc trưng, phương pháp lưới, phương pháp chế độ tức thời Các phương pháp thuỷ lực đòi hỏi chi tiết về số liệu địa hình, số liệu khí tượng thuỷ văn, số liệu về các công trình có liên quan đến dòng chảy,

- Phương pháp đơn giản hoá

+ Trong dự báo thuỷ văn hay sử dụng các phương pháp đơn giản hoá vì nó tính toán đơn giản và không đòi hỏi tài liệu chi tiết về địa hình và số liệu đo đạc về thuỷ văn, chỉ cần có tàiliệu về H, Q là có thể tính toán được các yếu tố cần thiết

+ Phương pháp đơn giản hoá cũng bị hạn chế trong việc chọn thời đoạn tính toán t, phải thoả mãn điều kiện “thực” của kết quả tính toán, từ đó đề ra tiêu chuẩn chọn tỷ số thời đoạn tính toán t và thời gian truyền lũ 

 Cơ sở lý luận của các phương pháp đơn giản hóa tính dòng không ổn định trong sông

Xuất phát từ việc hợp giải phương trình cân bằng nước trong đoạn sông và một quan hệ nào

đó được xây dựng dựa trên các giả thiết nhất định, quan hệ này thay thế phương trình động lực trong hệ phương tình Saint- Vernant

Nếu giả thiết rằng lưu lượng Q thay đổi tuyến tính trong thời đoạn tính t thì phương trình liên tục có dạng:

- Qtr1 , Qtr2 , Qd1 , Qd2 là lưu lượng đầu và cuối thời đoạn t của tuyến trên và dưới

- q: lượng gia nhập khu giữa,

- W1 , W2 là thể tích nước ở đầu và cuối thời đoạn tính t.

Nếu lượng nhập khu giữa không đáng kể, biểu thức (3.1) có thể viết lại dưới dạng sau:

Như vậy, khi có Qtr1 , Qtr2 , Qd1 và đường lượng trữ thì có thể tìm ra Qd2 .

Trong các phương pháp giản hóa việc xử lý đường lượng trữ nước trong sông là vấn

đề trung tâm vì quan hệ W = f (Q d, Qtr) là rất phức tạp, xử lý chính xác quan hệ này sẽ nâng

cao được chất lượng dự báo

Câu 10: Đường lượng trữ nước trong sông.

1- Tính đường lượng trữ nước trong sông theo tài liệu địa hình

- Sử dụng GIS, bản đồ địa hình (thường tỉ lệ là 1:10000 hay 1:50000)

- Xác định đường trữ nước trong sông:

a Theo mặt cắt dọc sông (L ngắn, ít quanh có và ổn định)

+ Chia mặt cắt trên và mặt cắt dưới thành k phần bằng nhau:

b.Theo mặt cắt ngang sông (L dài)

+ Trường hợp sông có độ dài lớn hoặc uốn khúc thì phải tính đường dự trữ theo mặt cắt

ngang sông Tùy theo địa hình chia thạnh những đoạn sông tương đối nhỏ và thẳng bằng mặtcắt ngang Giữa 2 mặt cắt liên tiếp tính lượng trữ đoạn sông đó theo mặt cắt dọc dọc sông.+ Có n đoạn → W1,…, Wn

2.Xác định đường lượng trữ nước trong sông theo tài liệu thủy văn

a.Theo phương trình cân bằng nước

ΔW = W 2 – W 1 = Q tb tr Δt – Q tb d Δt + q Δt

b.Tính lượng trữ nước theo thời gian chảy truyền

+ Theo tài liệu thủy văn

Câu 11: Phương pháp đoạn sông đặc trưng

- Một đoạn sông có chiều dài L để cho quan hệ lượng trữ nước trong đoạn sông với lưu lượng trạm dưới (W~Qd) là đơn nhất với mọi con lũ gọi là đoạn sông đặc trưng

*Phương trình dự báo trên đoạn sông đặc trưng:

- Từ phương trình cân bằng nước viết cho đoạn sông không có gia nhập khu giữa (q=0) ta có:

) Q0 - lưu lượng trạm dưới tại thời điểm ban đầu t = 0;

Qd,t - lưu lượng trạm dưới đoạn sông đặc trưng tại thời điểm t;

Qtr - lưu lượng TB thời đoạn t tại trạm trên của đoạn sông đặc trưng.

*Lập phương án dự báo theo pp đoạn sông đặc trưng ?

Bước 1: Tính chiều dài đoạn sông đặc trưng theo công thức gần đúng sau:

khoảng vài giờ)

Bước 3: Tính lưu lượng trạm dưới theo công thức:

−t τ

)

Câu 12: Phương pháp Muskingum

Giả thiết rằng ở một đoạn sông bất kỳ luôn tồn tại một lưu lượng Q’ nào đó có mối quan hệ tuyến tính với lượng trữ nước trong đoạn sông dưới dạng:

Khi chảy ổn định ta có Q tr = Qd = Q’= Q0 Từ biểu thức (3.33) suy ra

(x+y) = 1 hay y = (1- x) và biểu thức (3.33) sẽ được viết dưới dạng:

Sẽ thu được biểu thức tính lưu lượng trạm dưới cuối thời đoạn Dt:

Biểu thức (3.36) là phương trình diễn toán lưu lượng Muskingum Các hệ số C 0, C1 và

C0 + C1 + C2 = 1

Muốn dự báo Qd,2 theo (3.36) ta phải dự báo Qtr,2

Câu 13: Lý thuyết gần đúng tính dòng chảy sườn dốc

 Lý thuyết gần đúng tính dòng chảy sườn dốc của Velikhanôv

- Giả sử có một lưu vực như trong sơ đồ hình 4.1, chia toàn bộ độ dài theo sườn dốc

thành hình những chữ nhật cong đủ nhỏ Có một trận mưa đều trên lưu vực với cường độ mưa hx thay đổi theo thời gian

- Giả sử cường độ tổn thất h p tỷ lệ với độ cao lớp dòng chảy h:

hp = K.h

Trong đó K là hệ số tỷ lệ.

Ký hiệu độ dài phía trên của

hình chữ nhật cong là b j độcao lớp

dòng chảy là h j, lưu lượng là qj và tốc

độ dòng chảy là v j; tương tự đối với

cạnh phía dưới của hình chữ nhật cong

là b j+1 độcao lớp dòng chảy là h j+1, lưu

q1 là lưu lượng sườn dốc chảy qua một mặt cắt có độ rộng b 1= 1, i là độ dốc sườn dốc.

 Lưu lượng chảy qua mặt cắt có chiều rộng b sẽ là:

bj, hj, vj, qj j

∂ t trong biểu thức (4.2) là rất nhỏ và có thể bỏ qua.

Thay (4.4) vào (4.2) sẽ được:

Các giá trị q được tính liên tục từ đường phân chia nước, bắt đầu từ j = 0,

Như vậy về nguyên tắc, bài toán đã được giải quyết cho một sườn đốc có bề mặt tuỳ

ý Từ các giá trị q 1, q2, có thể xác định được tốc độ chảy truyền của sườn dốc tại từng mặt

cắt j:

vj = 10 (

q j

b j ) 2/3 ij 1/3

 Lý thuyết gần đúng về dòng chảy sườn dốc của Bephani

Nghiên cứu phương trình liên tục và phương trình động lực của dòng chảy không ổn định trên sườn dốc, Bephani đã thu được những kết luận quan trọng về quá trình hình thành dòng chảy:

- Lực quán tính có thể bỏ qua và không gây sai số đáng kể trong tính toán dòng chảy sườn dốc

- Bỏ qua độ dốc phụ gia của bề mặt nước so với bề mặt đất cũng không gây ra sai số đáng kể

vì độ dốc phụ gia thường rất nhỏ khi đó tốc độ chảy tràn trên sườn dốc được tính theo công thức:

Trong đó Q và  là lưu lượng và diện tích mặt cắt ngang của dòng nước;

l và t là khoảng cách và thời gian.

Tính cho một đoạn sườn dốc có độ rộng b = 1 đơn vị ta có:

= b.h = h (4.7)

Q =  V = h.a.i n h m = a.i n h m+1

Đặt c = a i n , do a và i là không đổi nên c cũng không đổi, từ đây thu được biểu thức liên hệ giữa Q và h

Q = c h m+1 (4.8)

Từ các biểu thức (4.6), (4.7) và (4.8) nhận được phương trình vi phân dòng chảy sườn

dốc ứng với các pha lũ như sau:

+ Đối với pha lũ lên (trong thời gian có mưa)

h 1 – lượng mưa hiệu quả.

+ Đối với pha lũ xuống (sau khi kết thúc mưa)

Câu 14 : Tính tổng lượng dòng chảy từ số liệu mưa

 Tính lượng mưa bình quân lưu vực

Trong đó X i là lượng mưa tại vị trí đo thứ i; n là số vị trí đo mưa trên lưu vực.

- Phương pháp đa giác Thiessen

f i

Trong đó f i là diện tích mà lượng mưa tại trạm thứ i (Xi ) đại diện.

c) Phương pháp đường đẳng trị lượng mưa

i là lượng mưa bình quân

của hai đường đẳng trị mưa khống chế diện tích f i , F là diện tích toàn bộ lưu vực.

 Tổn thất trên sườn dốc lưu vực

+ Công thức của Hô-rơ-tôn

Từ thực nghiệm, Hô-rơ-tôn đã tìm ra công thức tính tốc độ thấm:

+ Lượng điền trũng động: là lượng nước lấp phẳng bề mặt lưu vực để duy trì chảy tràn trên sườn dốc, khi hết mưa lượng nước này vẫn có thể chảy vào sông dưới dạng dòng chảy sát mặt hoặc dòng chảy ngầm.

Bằng phương pháp phân tích, người ta nhận được công thức tính lượng tổn thất điền trũng:

Pmax là hệ số điền trũng với P

max là lượng điền trũnglớn nhất

* Lượng ẩm kỳ trước, đặc trưng của tổng tổn thất

Xi – lượng mưa bình quân lưu vực ngày thứ i kể từ ngày hiện tại.

bi – hệ số đóng góp của lượng mưa ngày thứ i trước đó vào lượng ẩm của lưu vực hiện tại; hệ số này giảm theo thời gian, trong tính toán thường chọn b i =

1

i

Khi tính Pa liên tiếp, tức là coi t = 1ngày, để thuận lợi thường sử dụng công thức:

Pat+1 = K (Pat + Xt) (4.14)

chỉ số lượng ẩm kỳ trước tính đến ngày thứ t và ngày thứ t+1.

Để tìm hệ số K ta sử dụng điều kiện những ngày không mưa Khi X t = 0, chênh lệch

lượng ẩm kỳ trước tại ngày thứ t và t+1 sẽ là lượng bốc hơi:

Từ 2 biểu thức (4.14) và (4.15) nhận được công thức tính hệ số K:

Pat - K.Pat = Z; suy ra: K = 1 –

Z

Pat Như vậy, hệ số K phụ thuộc vào lượng bốc hơi Z; đến lượt mình Z lại phụ thuộc vào

Pa Khi Pa đạt lớn nhất thì Z cũng đạt lớn nhất, từ đây ta có:

K = 1 –

Zmax

Pa max Theo kết quả nghiên cứu, ở Việt Nam, hệ số K biến đổi từ 0,85 đến 0,95 Hệ số này ít

thay đổi trong thời kỳ ngắn dưới 1 tháng

 Xây dựng quan hệ tương quan mưa rào - dòng chảy

Từ các trận lũ đã xảy ra, người ta đo được lớp dòng chảy Y sau khi cắt bỏ phần nước ngầm sẽ có lớp dòng chảy mặt Y m Từ các trạm đo mưa tính lượng mưa bình quân lưu vực X

và tính được lượng ẩm kỳ trước Pa Trên cơ sở số liệu về Y m, X và Pa tiến hành xây dựng

các quan hệ Y m = f(X, Pa) dưới dạng biểu đồ hình 4.4 a.

Trong nhiều trường hợp, để xét đến ảnh hưởng của cường độ mưa, đã đưa vào tham

số thời gian mưa T Khi đó mối quan hệ có dạng Y m = f(X, Pa, T)

(Hình 4.4 b)

Câu 15: Phương pháp đường đơn vị Sherman

Định nghĩa: Đường đơn vị là đường quá trình lũ xảy ra do lượng mưa hiệu quả một đơn vị (y0= 10mm hoặc 1 inch) phân bố đều trên lưu vực kéo dài trong một đơn vị thời gian gây ra.

Đường đơn vị của Sherman được xây dựng trên 3 giả thiết sau:

1 Chiều rộng đáy đường đơn vị do các trận mưa cùng thời đoạn như nhau gây ra thìbằng nhau

2 Nếu thời gian mưa bằng nhau, nhưng lượng mưa khác nhau thì tung độ đường quátrình dòng chảy ở mặt cắt khống chế tỉ lệ thuận với lượng mưa hiệu quả:

Hình 4.4: Mối quan hệ a) Ym = f(X, Pa) và b) Ym = f(X, Pa, T)

Y mm

X mm

Pa=10 m

Pa=30 mm Pa=20 a)

Ymm

X+Pa mm

6

24 18 12

T h b)