2.4.1 Q trình sinh dịng chảy từ mưa trên lưu vực
Mưa rơi trên lưu vực tổn thất vào ba quá trình cơ bản là thấm, làm ướt thực vật và điền trũng. Các quá trình tổn thất diễn ra khơng phải là lần lượt có quy luật mà tuỳ thuộc vào điều kiện cụ thể từng lưu vực. Lượng tổn thất trên mỗi lưu vực cũng không phải là đại lượng ổn
định mà biến đổi theo thời gian tuỳ thuộc vào điều kiện cụ thể, đặc biệt là quá trình cấp và
tiêu ẩm kỳ trước.
Khi cường độ mưa vượt quá cường độ tổn thất thì sẽ sinh lớp nước chảy tràn trên bề mặt sườn dốc, tập trung vào lưới sông rồi theo lịng sơng chảy về cửa sơng. Thơng thường sườn dốc có độ dốc rất lớn nên tốc độ dòng chảy tràn trên sườn dốc khi khơng có vật cản sẽ rất lớn và tăng theo sự tăng độ sâu dòng chảy, độ dốc, độ dài sườn dốc, tạo ra động năng lớn cơng
phá gây xói mịn và chuyển tải lượng vật chất xói mịn đi xa. Mức độ tập trung nước càng cao nguy cơ sinh lũ ác liệt càng lớn. Do vậy, những vùng có mưa trận lớn, địa hình cắt xẻ mạnh,
độ dốc lớn có nguy cơ sinh lũ quét rất cao.
Các địa hình trũng thường chỉ chứa nước tạm thời, chúng bao gồm các vùng địa hình âm, các vùng đất bãi ven thuỷ vực, vùng lầy, đất ngập nước… Lưu vực có dung tích điền trũng càng cao sẽ càng làm giảm nguy cơ sinh lũ ác liệt và phân hố dịng chảy cực đoan. Đó là do khi mưa lớn, một phần lượng nước có khả năng sinh lũ sẽ bị điền trũng, phần nước này sau đó
sẽ cấp từ từ trở lại cho hệ thống sông, hoặc ngấm, bốc hơi… cải thiện điều kiện khí hậu khu vực.
Sơ đồ quá trình hình thành dịng chảy do mưa trên lưu vực như sau:
HÌNH 2.1.
SƠ Đồ Q TRÌNH HÌNH THÀNH DỊNG CHảY DO MƯA TRÊN LƯU VựC
2.4.2 Quy luật chảy tập trung trên lưu vực
Để tìm hiểu quy luật chảy tập trung trên lưu vực chúng ta sẽ lần lượt xem xét hai phương
pháp diễn tốn dịng chảy tại tuyến nghiên cứu theo lượng mưa và các đặc trưng hình thái thuỷ lực lưu vực.
Cơng thức căn ngun dịng chảy là biểu thức tốn học biểu diễn lưu lượng nước tại
tuyến cửa ra (cửa sơng, mặt cắt ngang nghiên cứu) bằng tổng tồn bộ các lưu lượng bộ phận, hình thành trên những phần khác nhau của lưu vực, trong những thời đoạn tính tốn khác
nhau, nhưng cùng chảy tập trung về tới cửa ra vào một thời đoạn tính tốn.
Khi cường độ mưa vượt quá cường độ tổng tổn thất, tức mưa hiệu quả lớn hơn không, sẽ xuất hiện dòng trên mặt đất chảy tràn theo hướng sườn dốc về lưới sơng và cửa sơng. Xét theo diện tích lưu vực thì đơn vị nước hình thành trên phần lưu vực nằm càng xa cửa sông sẽ về tới cửa sơng càng chậm hơn, cịn xét theo thời gian thì đơn vị nước hình thành càng muộn sẽ tập trung về tới cửa sông càng chậm hơn.
Để giản đơn hố q trình xây dựng cơng thức người ta sử dụng 3 giả thiết sau:
Giả thiết rằng các lưu lượng nước thành phần chảy truyền về tới cửa sông với vận tốc ổn
định theo thời gian, khơng phụ thuộc vào độ sâu dịng chảy. Nhờ đó, có thể dùng tài liệu đo đạc trong các q trình hình thành dịng chảy trước đó để tính được vận tốc và thời gian chảy
truyền về tới tuyến khống chế, vẽ được đường chảy đẳng thời, là đường nối các điểm có cùng thời gian chảy truyền về đến tuyến nghiên cứu và coi các đường chảy đẳng thời này là cố định theo thời gian.
Giả thiết rằng mưa hiệu quả phân phối đều trên diện tích lưu vực trong thời đoạn tính tốn. Giả thiết sẽ gần thực tế hơn khi diện tích lưu vực nhỏ và thời đoạn tính tốn ngắn.
Giả thiết rằng các lưu lượng bộ phận, hình thành trên các phần khác nhau của lưu vực, chảy truyền không biến hình về tới tuyến khống chế.
Việc sử dụng các giả thiết trên làm cho quá trình hình thành dịng chảy bị giản hoá đi
đáng kể, nghĩa là có sai số nhất định, tuy nhiên nó cũng làm cho việc diễn giải q trình dịng
chảy được đơn giản, dễ hiểu và dễ tính tốn hơn.
Cơng thức căn ngun dịng chảy tổng qt có dạng: Qi = ∑= (h = i k k 1 k . fi - k + 1) (2.2) Tlũ = Tmưa + τmax - 1
trong đó: f- diện tích lưu vực có cùng thời gian chảy truyền; h - cường độ mưa hiệu quả; t - thời gian mưa; τmax - thời gian chảy truyền cực đại; Tlũ - thời gian lũ; Tmưa - thời gian mưa.
Triển khai công thức căn nguyên dòng chảy cho thấy: Khi thời gian mưa nhỏ hơn thời gian chảy truyền cực đại thì phân phối diện tích theo thời gian chảy truyền có vai trò quyết
định tới phân phối dòng chảy và hình thành dịng chảy cực đại, cịn khi thời gian mưa lớn hơn
thời gian chảy truyền cực đại thì phân phối mưa theo thời gian có vai trị quyết định tới phân phối dịng chảy và hình thành dịng chảy cực đại. Nói một cách khác, phần lưu vực có diện tích lớn nhất, hoặc phần thời gian mưa có tổng lượng mưa hiệu quả lớn nhất sẽ có khả năng
đóng vai trị quyết định trong sự hình thành dịng chảy cực đại trên sông. Kết hợp với đặc
trưng hình thái và khí hậu lưu vực có thể thấy thượng và trung lưu thường có vai trị quan trọng nhất trong sinh thuỷ hình thành đỉnh lũ nói riêng và phân phối lũ nói chung. Do vậy, các giải pháp điều tiết dòng chảy nhằm hạn chế lũ thực hiện ở vùng thượng và trung du sẽ đạt
hiệu quả lớn hơn và rộng hơn.
Lũ đơn vị: Là đường q trình dịng chảy sinh ra bởi lượng mưa một đơn vị, rơi trong một
đơn vị thời gian tính tốn. Đơn vị lượng mưa thường chọn là 10 hoặc 25mm. Đơn vị thời
gian tính tốn được chọn tuỳ theo diện tích lưu vực: 12 giờ khi F > 2.500km2, 4 - 6 - 8 - 12 giờ khi F = 250 - 2.500km2, 2- 4 giờ khi F = 50 - 250km2 và 1 - 2 giờ khi F < 50km2 .
Đường lũ đơn vị tính tốn là dạng trung bình của các đường quá trình lũ đơn vị thực đo,
tách ra được từ số liệu đo đạc thực trong quá khứ. Trong phương pháp tính tốn dịng chảy theo đường lũ đơn vị, người ta không quan tâm tới diễn biến của q trình chảy truyền, xem
đó như một quá trình trong hộp đen. Giả định của mơ hình là:
Nếu có một trận mưa đơn vị rơi trên lưu vực xem xét, sẽ sinh ra trận lũ hoàn toàn giống như lũ đơn vị;
Nếu trong một đơn vị thời gian tính tốn, lượng mưa rơi lớn hơn (hoặc nhỏ hơn) một đơn vị mưa m lần, thì đường q trình dịng chảy tại tuyến cửa ra sẽ có đáy khơng đổi (tức thời gian lũ khơng đổi), cịn tung độ thì tăng lên (hoặc giảm đi) m lần tương ứng.
Nếu mưa rơi trong một số đơn vị thời gian liên tiếp nhau, thì mỗi thời đoạn mưa đơn vị sinh ra được tại tuyến khống chế một con lũ đơn độc lập nhau về độ lớn, nhưng có phần trùng nhau về thời gian xuất hiện, do đó tung độ đường q trình lũ thực tại tuyến khống chế được tính bằng cách cộng dồn tung độ của các đường quá trình do mưa một thời đoạn (có tính tới thời điểm bắt đầu khác nhau của các con lũ đơn đó).
Trong thực tế một trận mưa bất kỳ có thể được chia thành một số thời đoạn mưa liên tiếp. Sử dụng 3 giả thiết trên và đường lũ đơn vị có sẵn, chúng ta có thể tính tốn được đường quá trình lũ gây nên bởi trận mưa đó.
Đường đơn vị có dạng gần giống đường phân phối diện tích giữa các đường chảy đẳng
thời (tức đường q trình dịng chảy do một đơn vị mưa hiệu quả rơi đều trên lưu vực trong
một đơn vị thời gian tính tốn, tính được theo cơng thức căn ngun dịng chảy), nhưng bản chất chúng khác nhau: do được xây dựng theo lưu lượng thực đo, nên đường đơn vị có tính tới sự biến hình sóng lũ trên đường đi, do vậy nó phản ánh chính xác hơn q trình chảy tập trung trên lưu vực. Nói một cách khác đường đơn vị là giá trị trung bình của đường quá trình lũ
thực đo, cịn cơng thức căn ngun dịng chảy chỉ cung cấp đường q trình tính tốn, khơng xét tới biến hình sóng lũ. Tuy nhiên, trên thực tế việc tách được những con lũ do mưa một
đơn vị rơi đồng đều trên toàn bộ bề mặt lưu vực gây ra là rất khó khăn và những trận lũ như
vậy cũng khơng hồn tồn giống nhau, cần đến một số thao tác tốn nhất định làm tăng tính
đại biểu, nhưng giảm tính ngẫu nhiên của hiện tượng. Mặt khác, đồng nhất q trình hình
thành dịng chảy do mưa đơn vị độc lập với q trình hình thành dịng chảy do một bộ phận mưa nào đó trong một trận mưa lớn gây ra là không thực tiễn, sẽ dẫn tới sai số nhất định.
2.4.3 Quy luật chuyển động của nước trong sơng
Loại dịng chảy
Nhìn chung chuyển động của nước trong sơng thiên nhiên thuộc loại chảy rối, với các đặc trưng chuyển động biến đổi theo thời gian và không gian, nhưng giá trị tức thời của chúng vẫn thoả mãn phương trình thuỷ động lực học. Vào mùa kiệt, dịng chảy trong sông rất gần với
dạng chuyển động ổn định, với các đặc trưng thuỷ lực của dòng (độ sâu, độ dốc, diện tích mặt cắt ngang, vận tốc) tại mỗi tuyến không thay đổi theo thời gian. Vào mùa lũ chuyển động của nước trong sơng mang tính khơng ổn định, với các đặc trưng thuỷ lực của mỗi tuyến biến đổi theo thời gian. Sóng lũ trong sơng thiên nhiên thuộc dạng sóng hỗn biến, chuyển dịch khơng
ổn định, biến đổi từ từ. Trong quá trình di chuyển theo chiều dài sơng, do trán lũ có độ dốc
lớn, chuyển động với vận tốc lớn hơn, nên chuyển dịch về xuôi nhanh hơn lưng lũ, làm con sóng dài ra, đồng thời do lượng nước chuyển dịch khơng đổi nên độ cao đỉnh sóng giảm dần, sóng lũ biến hình dài ra và bẹt đi. Điều này được minh hoạ rất rõ khi xem xét hình dạng của sóng xả nhân tạo trên sơng.
Trong đoạn sơng cong, dịng chảy trên mặt có xu thế tiến thẳng vào vùng bờ lõm dưới tác
động của lực li tâm, dòng phản hồi đi xuống vùng đáy và di chuyển về phía bờ lồi, hình thành
một dịng chảy vịng kht sâu, xói mịn bờ lõm và chuyển vận sản phẩm xói mịn sang phía bờ lồi lắng đọng tạo bãi bồi.
Trên đoạn sông thẳng cũng tồn tại các dòng chảy vòng. Một trong những lực tác động có thể sinh dịng chảy vịng trên sơng là lực Cơriơlit, tác động hướng vào phía phải của chuyển
động ở Bắc bán cầu và vào phía trái của chuyển động tại Nam bán cầu.
Theo Lêliapxki, trong đoạn sơng thẳng có tồn tại hai loại dịng chảy vòng là dòng chảy phân tán ở đáy và dòng chảy tập trung ở đáy sơng. Trong dịng chảy vòng phân tán ở đáy
sơng, dịng trên mặt hướng về phía đường sâu nhất và dịng đáy từ vùng nước sâu nhất hướng về hai bờ, hình thành hai dịng chảy vịng, kết hợp với dịng chảy thẳng, chúng hình thành những dạng chảy xoáy như cái mở nút chai nhưng theo chiều ngược nhau, tạo ra sự xói sâu phần giữa lịng sơng và bồi hai vùng đáy gần bờ. Dịng chảy vịng phân tán ở đáy sơng thẳng có thể gặp trong các sơng thiên nhiên khi nước lũ lên, với thực tế là các vật nổi cuốn theo
dòng lũ thường tập trung vào giữa dòng, hoặc khi triều rút, nước ở giữa sông rút nhanh hơn. Những dịng chảy vịng kiểu này góp phần duy trì hình dạng đáy sơng ổn định dạng parabơn, với phần sâu nhất nằm giữa hai vịng xốy. Trong dịng chảy vòng tập trung ở đáy sơng, dịng trên mặt hướng về hai bờ, gây xói vùng bờ, cịn dịng đáy tập trung vào giữa sông, tạo bồi lắng. Hiện tượng này gặp trong sông thiên nhiên khi triều dâng, mặt nước giữa sông dâng cao hơn mặt nước hai bên bờ. Dòng chảy vòng tập trung ở đáy là một trong những nguyên nhân gây ra sự hình thành vùng bồi nơng ở khoảng giữa dịng, giữa hai vịng xốy. Ngồi ra, các nghiên cứu trong phịng thí nghiệm với những thay đổi về độ rộng, độ sâu lòng chảy và tốc độ nước còn tạo ra những dòng chảy có 4 vịng xốy hoặc nhiều hơn nữa.
Nghiên cứu dịng chảy vịng trong sơng thiên nhiên rất phức tạp do việc đo đạc thực địa gặp khó khăn, còn các vấn đề lý thuyết chưa được giải quyết triệt để.
Vận tốc dòng chảy
Vận tốc trung bình của dịng chảy tính bằng cơng thức Sêzi V = C.(Ri)1/2 (2.3)
trong đó: i- độ dốc; C - hệ số Sêzi, được xác định gần đúng bằng công thức Manning C = R1/6/n ; R- bán kính thuỷ lực; n- hệ số nhám, phụ thuộc loại lịng sơng.
Đường phân bố vận tốc theo chiều rộng sơng có dạng tương tự hình dạng mặt cắt ngang
lịng sơng, với giá trị cực đại đạt được tại vùng nước sâu nhất, bằng không tại mép nước. Trên
đoạn sông thẳng, vận tốc lớn nhất thường đạt được ở khoảng giữa dòng, còn trên đoạn sông
cong vận tốc lớn nhất gặp ở vùng sát bờ lõm. Trong mỗi mặt cắt ngang ổn định, thường tìm thấy một thuỷ trực mà tại đó vận tốc trung bình thuỷ trực gần bằng vận tốc trung bình tồn mặt cắt (thuỷ trực đại biểu).
Trong mặt cắt ngang lõm đều, khi khơng có cản trở dòng chảy trên mặt nước, phân bố vận tốc theo độ sâu có dạng hypecbơn với cực đại đạt được trên mặt nước và giá trị trung bình gần bằng vận tốc thực đo tại điểm 0,6 độ sâu. Điều này có ý nghĩa quan trọng đối với việc kiểm sốt dịng chảy trong điều kiện cấp bách, khi không có thời gian và nhân lực đo vận tốc theo quy phạm đầy đủ. Vận tốc vùng đáy biến đổi nhanh và kém ổn định do tương tác đáy -
nước, hoặc do xuất hiện dòng phân tầng ngược, còn vận tốc vùng mặt có thể khơng tn theo quy luật hypecbơn trong những trường hợp phát sinh dịng ngược do gió, nước dâng... do vậy quy phạm đo vận tốc dịng chảy thường bố trí mật độ điểm đo tại các vùng này dày hơn.
Lưu lượng dòng chảy
Lưu lượng dòng chảy là lượng nước chuyển qua mặt cắt ngang hoạt động của dòng nước trong một đơn vị thời gian. Lưu lượng dịng chảy được tính bằng công thức:
Q = Vtb . ω = Vtb . B. htb (2.5)
trong đó: ω - diện tích mặt cắt ngang hoạt động, Vtb- vận tốc trung bình dịng chảy; B- chiều rộng mặt cắt ngang; htb - độ sâu trung bình mặt cắt ngang
Giữa lượng dịng chảy (DC) tuyến trên và tuyến dưới của sông tồn tại quan hệ khá chặt chẽ, gọi là quan hệ tương ứng. Độ chặt chẽ của tương quan giảm theo sự tăng khoảng cách hai tuyến và mức biến hình sóng lũ. Quan hệ có dạng:
DCtuyến dưới = F (DCtuyến trên , đặc trưng đoạn sông) = F (DCtuyến trên , thời gian chảy truyền). (2.5)
Đây là cơ sở cho một trong những phương pháp cổ điển dự báo ngắn hạn dịng chảy trên
sơng mà ngày nay vẫn được áp dụng rộng rãi với độ chính xác cho phép và giảm theo sự tăng thời gian dự kiến của dự báo.