Dòng chảy tràn xảy ra khi l−ợng m−a v−ợt quá khả năng thẩm thấu của đất và khả năng trữ n−ớc của các vùng trũng. ở các dòng chảy trên bề mặt tự nhiên dòng chảy theo sau là vô số các dòng chảy nhỏ tiếp nối vào thay đổi liên tiếp khi đất và thảm thực vật chết bị cuốn trôi và bù đắp. Sự phức tạp trên vùng mẫu nhỏ, ở bất cứ thời điểm nào là b−ớc tiến toán học hay b−ớc tiếp cận để xác định quan hệ trữ n−ớc vận chuyển l−ợng n−ớc thoát là không thể thực hiện đ−ợc kết quả là b−ớc tiến holistic đ−ợc chấp nhận và dòng chảy tràn bờ đ−ợc xem nh− là phần nông của độ sâu trung bình. B−ớc tiếp cận này thừa nhận sự chứng minh của cháy tràn bờ khi dòng chảy trong kênh rộng có chu vi ẩm −ớt “hiệu quả”. Độ sâu trung bình th−ờng đ−ợc xác định là dung l−ợng mỗi đơn vị diện tích đối với l−ợng (m−a) n−óc bề mặt v−ợt quá của sự trữ n−ớc có đ−ợc.
Giả thiết về dòng chảy trong kênh rộng khi phỏng đoán cho phép sự nhận dạng của mối quan hệ độ sâu l−ợng n−ớc thoát đ−ợc xác định về mặt tăng thức dòng chảy tầng hoặc công thức dòng chảy trong kênh thực nghiệm đã đ−ợc thành lập của Chezy hoặc Maning. Tuy nhiên, mặc dù những có giả thiết đ−ợc đơn giản hóa, nh−ng quyết định trong việc lựa chọn công thức có thể ứng dụng đ−ợc vẫn cần phải có và trong hầu hết các tr−ờng hợp đã giả thiết của dòng chảy dữ dội vẫn có một hệ số nhám.
Những vấn đề này th−ờng thuộc về lợi nhuận trừu t−ợng ở các l−u vực sông rộng có các kênh thoát n−ớc tốt, bởi vì hiệu ứng đính chính của kênh dự trữ trên l−u l−ợng vùng tích n−ớc tổng hợp. Tuy nhiên, kênh dự trữ th−ờng thiếu hoặc có ảnh h−ởng nhỏ, trong các l−u vực sông hoặc vùng thu n−ớc nông nghiệp nhỏ.
Hầu hết các mô hình tính toán thủy văn của các vùng thu n−ớc nh− vậy đều đã trình bày ở mức độ cao của độ nhạy cảm trên mối quan hệ độ sâu dòng chảy tràn bờ - l−ợng n−ớc thoát. Huggin và Monke (1966) đã chứng minh sự đánh giá quá cao của discharge đối với độ sâu cho tr−ớc cho kết quả trong một biểu đồ nhọn đã dự đoán.
Cách sử dụng gần đây của b−ớc tiếp cận thuộc dạng yên ngựa đối với các mô hình không gây ô nhiễm (bằng việc liên kết các chất gây ô nhiễm độc lập và di chuyển với dòng chảy tràn bờ trong các mô hình thủy văn đã thành lập hiện hữu) đã làm tăng sự cần thiết đối với ph−ơng pháp dự đoán chính xác mới quan hệ sự giữ lại dòng chảy tràn bờ và l−ợng n−ớc thoát. Mối quan hệ này quyết định tốc độ dòng chảy và là sự độc lập và vận chuyển của các thành phần rất nhỏ trong đất và các chất l−ợng gây ô nhiễm khác đã đ−ợc tìm ra là t−ơng xứng với 1.
Nói chung, thời gian sửa đổi bao gồm ít nhất một năm dụng cụ đo m−a phải đ−ợc sử dụng để tìm ra các giá trị của các thông số không đo đạc đ−ợc trong một mô hình thủy văn đối với một vùng thu n−ớc cho tr−ớc. Những thông số này có thể đ−ợc xác định bởi thử nghiệm và sai số hoặc bằng một ph−ơng pháp tối −u hoá dụ nh− đã đ−ợc James (1970) sử dụng cho một bản sửa đổi mô hình stanford, Các dụng cụ còn lại đ−ơc sử dụng cho sự kiểm tra mô hình đ−a ra, hay bởi các đo đạc thống kê đánh giá chất l−ợng. Khả năng ứng dụng của mô hình cho vùng thu n−ớc đã lựa chọn.
5.5.1 Lý thuyết
Hầu hết (phần lớn các mối t−ơng quan thông th−ờng giữa độ sâu và l−u l−ợng đã sử dụng trong các mô hình thủy văn là các ph−ơng trình cổ điển (cơ sở) của dòng chảy tầng và dòng chảy sối đã áp dụng cho các kênh dẫn mở và rộng.
Dòng chảy tầng: Ph−ơng trình dòng chảy tầng, đối với các điều kiện biên d−ới đó là độ nhớt là có ảnh h−ởng lớn, có thể nhận đ−ợc bằng cách tính độ sâu của dòng chảy, yx, nh− đã biểu diễn trong hình 5.10, trong đó các phân tử n−ớc đ−ợc xem nh− chảy song song với lòng sông. Cách đáy sông ứng suất 1 khoảng yx mối t−ơng quan giữa độ nhớt động lực à và tác động đứt τ đ−ợc đ−a ra bởi định luật nhớt của Newtơn tức là:
x x dy dv à = τ (5.30) Trng đó: vx là tốc độ tại độ sâu yx.
Dọc theo mô phỏng XX', ứng suất kéo bằng lực trọng tr−ờng của mặt n−ớc phía trên, định nghĩa đơn vị lực của n−ớc là w, và nền dốc là 1 trong So
0 x x x w(y y )S dy dv − = à = τ (5.31)
Nếu w đ−ợc thay thế bởi giá trị của mạt độ n−ớc; p và hằng số trọng tr−ờng g và dựa thêm vào độ nhớt động lực v = à/p, thì ph−ơng trình [5.31] có thể đ−ợc viết lại nh− sau:
x x 0 x gS (y y )dy dv − ν = (5.32)
Tích phân tốc độ, vx, trên mặt phẳng XX’ cách bề mặt một khoảng yx ta đ−ợc: 2 y y gS vx 0 − x ν = (5.33)
Tốc độ dòng chảy trung bình đ−ợc nâng lên bằng cách coi tốc độ trên mỗi mặt phẳng phía trên độ sâu của dòng chảy và chia chia cho tổng độ sâu của dòng chảy, tức là:
ν = ν = ∫ dy gS3y 2 y y y gS y 1 v 2 0 x x y 0 x 0 (5.34) Hình 5.10. Dòng chảy tầng
Sự thay đổi trên một đơn vị chiều rộng, Q, khi đó là hệ quả của tốc độ và độ sâu trung bình của dòng chảy, hoặc
3 0 y 3 gS Q ν = (5.35)
Đối với dòng chảy đồng nhất nh− đã mô tả trên, thì mặt n−ớc là song song với lòng sông và do đó lực ma sát dốc bằng dốc tức là SFDI = So. Khi đã sử dụng d−ới điều kiện dòng không đồng nhất thì điều đó là không đúng và số hạng dốc trong ph−ơng trình trên là ma sát dốc Sf.
Dòng chảy rối: Độ nhám bề mặt tăng và độ sâu của dòng chảy có xu
h−ớng hình thành các xoáy n−ớc và sau đó dòng chảy chyển từ tầng sang rối. Độ nhám bề mặt có xu h−ớng tăng khả năng tác động khi chế độ dòng chảy v−ợt quá giới hạn dịch chuyển của dòng chảy trong kênh dẫn rộng, mở có bán kính thủy lực bằng độ sâu của dòng, thì các ph−ơng trình đó t−ơng ứng là:
2 / 3 fy S C Q= (5.36) 2 / 3 f y f gS 2 C Q= (5.37)
và 3 / 5 f y n S C Q= (5.38) C, f và n t−ơng ứng là các hệ số nhám thủy lực
Thảo luận: Trong công thức đã đ−a ra, các ph−ơng trình dòng chảy tầng
và dòng chảy rối, các ph−ơng trình từ [5.35] đến [5.38] có thể đ−ợc viết lại nh− sau: m Y f 1S y X Q= 1 (5.39)
trong đó X1, Y1 và m là các tham số. Một công thức đơn giản hơn th−ờng đ−ợc sử dụng trong sự khai triển thuyết dòng chảy động lực kết hợp X1 Sf thành một tham số đơn, ∝ nh− đã đ−a ra bằng ph−ơng trình [5.5].
Ph−ơng trình [5.39] không tuân theo các điều kiện về h−ớng của bề mặt tự nhiên phía d−ới khi đó lực ma sát dốc hoàn toàn đ−ợc xác định bằng ph−ơng trình và độ sâu tại 1 vị trí, y, thay đổi theo các lòng sông không đều. Thông th−ờng phép xấp xỉ là để thay thế độ sâu tại 1 vị trí, y, thành giá trị độ sâu trung bình, d, có thể đo, d (thể tích n−ớc/ đơn vị diện tích, và ma sát dốc, sf, thành bề mặt dốc, So, đã biết. Việc thay đổi các giá trị cho tr−ớc đó và kết hợp đặt các số hạng X1 y1=K
0
S , ta thu đ−ợc:
Q = Kdm (5.40)
Hoston (1938) đã gợi ý sử dụng ph−ơng trình [5.40] vào việc phân tích các kết quả của sơ đồ thực nghiệm cho cả l−ợng m−a - dòng chảy tự nhiên và giả định (nhân tạo). Các giá trị của k và “m” đã thu đ−ợc từ sơ độ log - log của Q dựa vào ng−ợc với d. Honton đã tìm ra giá trị của m th−ờng khoảng bằng 2; một điều kiện đ−a ra một sự xáo trộn của dòng chảy tầng và dòng chảy rối. Ph−ơng pháp đồ thị này đã đ−ợc sử dụng bao quát cho các các cánh đồng
(Izzard, 1942 và Hicks, 1944) và đ−ờng dẫn n−ớc nhỏ ở nông nghiệp và đô thị (sharp và Holtan, 1942 và Horner cùng với Jens, 1943). Giá trị trung bình của tham số m th−ờng đ−ợc thỏa mãn cho một mặt có phạm vi rộng từ đ−ờng nhựa cho đến vùng có cỏ ngắn.
Giá trị bằng 2 của m có một sức thuyết phục lớn bởi vì tính đơn giản của nó trong việc áp dụng ph−ơng trình general (ph−ơng trình [5.40] trong các phân tích lý thuyết và trong các phép tính lặp của các mô hình số học. Tuy nhiên, giá trị của K đã từng đ−ợc tìm thấy để có một khoảng thay đổi rộng. Tham số này kết hợp với các ảnh h−ởng của mặt dốc, cấu trúc bề mặt và tính nhám cũng nh− độ dốc bề mặt ảnh h−ởng của các nhân tố không xác định khác.
Máy đo áp suất
Bơm chân không Van solenoit Môđun l−ợng m−a
Bề mặt dòng chảy
Máy đo sức căng N−ớc tích luỹ
Bờ áp kế
Rãnh dòng chảy Máy đo áp suất
Bộ chuyển đổi Máy lọc Bơm Thùng chứa n−ớc Máy tính t−ơng tự áp suất Số hoá bản ghi Điều khiển dòng chảy Điều khiển độ dốc Máy đo lực thẳng đứng
Máy đo biến năng Máy đo dòng chảy Dòng chảy
Hình 5.11 Phòng thí nghiệm Purdue mô phỏng l−ợng m−a – dòng chảy trên đất (Kundu, 1971)
5.5.2 Các nghiên cứu thực nghiệm
Vì mặt đất tự nhiên biểu thị một cấu trúc bề mặt thay đổi liên tục do sự xói mòn và lắng đọng và chỉ là vấn đề khách quan để có thể đánh giá gián tiếp l−ợng thấm mất đi, nên các phân tích thực nghiệm đã từng dẫn trên các bề mặt
không thấm n−ớc cố định để cố gắng liên kết cấu trúc vật lý với độ nhám thủy lực dòng chảy rộng d−ới các điều kiện xác định và có thể đo chính xác.
Các kiểm tra đã thực hiện trên độ nhám ngoài của bề mặt cứng đã chỉ ra rằng Marning “n” có xu h−ớng tăng lên khi độ sâu giảm (Woo, 1956 và Harbaugh cùng với Chow, 1967). Chow (1959) cũng gợi ý rằng các dụng cụ đo trong các sông dẫn n−ớc đã biểu thị cùng một khuynh h−ớng.
Trong việc cố gắng kết hợp độ nhám thủy lực từ một tham số địa hình có thể đo, chuỗi nhân tạo đã tạo ra, nh−ng nguyên cỡ các bề mặt mẫu “tự nhiên” đã đ−ợc kiểm tra trên mặt thực nghiệm 4,2 m2 có l−ợng m−a giả định. (Das, 1970; Dundu, 1971; Burmey và Huggins, 1973, và Podmore, 1975). Nh− đã biểu diễn trong hình 5.11, thiết bị bao gồm một máy tạo l−ợng m−a in on - off tức thời ban đầu, một dòng chảy mặt trên dốc và một dụng cụ để điều khiển quá trình hoạt động và ghi lại khối l−ợng dòng chảy mặt (trọng l−ợng mất đi cộng với l−ợng ứng đọng và bị giữ lại) và tốc độ dòng chảy. Dòng chảy mặt có thể bị đổ dốc trên bất kỳ độ dốc nào giữa 0 và 5%. Các tốc độ m−a có thể thay đổi 13mm/h tăng lên từ 0 - 190 mm/h, và tốc độ dòng chảy trên dốc thay đổi từ 0 - 160 mm/h. Biểu thị lớn hơn trên mẫu và quá trình hoạt động đ−ợc đ−a ra bởi Das (1970) và Kundu (1971).
Độ ca
o (
mm
)
Hình 5.13 Bề mặt bị xói mòn tự nhiên B3 (Burney và Huggins, 1973)
Các kiểm định mặt. Sự khác nhau của các điều kiện đồ gồ ghề trên bề mặt
nhân tạo đã đ−ợc tái tạo theo mẫu của những điều kiện tự nhiên. Những điều kiện này bao gồm 3 sự kết hợp của cỡ đá gắn với một bề mặt lớp bằng phẳng để tạo ra các độ gồ ghề kiểu đồng nhất và 3 mẫu xói mòn của độ gồ ghề, bản chất khác nhau và sự phát triển của dòng suối nhỏ đ−ợc tạo thành trong mặt cắt ngyên thủy (Bề mặt B3, B4 và T1, Burney và Auggins, 1973 và Podmore, 1975) các ví dụ của các (kiểu) loại của độ gồ ghề đ−ợc thể hiện bằng hai lớp đ−ợc chỉ ra ở hình 5.12 và 5.13 (Forter, 1975) đã nghiên cứu một bề mặt F1 có một dòng suối nhỏ chủ yếu, cũng đã sử dụng các cơ sở vật chất ở phòng thí nghiệm t−ơng tự nh− vậy.
Tính chất vật lý của bề mặt Các định vị địa hình của các bề mặt đo đã đ−ợc
ghi lại để thu đ−ợc số liệu tính chất vật lý liên quan đến hiệu quả canh tác của cánh đồng (Kuipers, 1957, Burwell và đồng nghiệp 1963; Curenee và Lovely, 1970). Sự tác động của các ph−ơng tiện, n−ớc trữ ở chỗ trũng (Huggins và Monke, 1966 và Mitchell 1970) và độ gồ ghề của dòng chảy tràn bờ (Heerman
và đồng nghiệp 1969 ; Merva cùng đồng nghiệp, năm 1970) khoảng cách của số ghi độ cao đã phản ánh mục đích sử dụng. Tuy nhiên, nhiều dụng cụ và ph−ơng pháp phân tích đã phát triển với các mục đích khác có thể đ−ợc ứng dụng chọn lọc để xác định độ gồ ghề bề mặt cho các ứng dụng thủy văn.
Hình 5.14 Máy đo micro-relief (Burney và Huggins, 1973)
Các kim tr−ợt đo thấm gắn tại các khoảng cách đã chứng tỏ là dụng cụ đơn giản và hiệu quả. Huggins và Monke (1966) đã thêm mảnh kim loại mỏng vào cái cày và phun sơn lên phần lộ ra để đạt đ−ợc một mặt cắt đo đ−ợc một cách trực tiếp của vi địa hình, các đo đạc gián tiếp của lòng máng dẫn n−ớc và lòng sông (Annambhotla, 1969) đã thu đ−ợc ở các khoảng cách xuống 6mm bằng cách sử dụng hệ thống thiết bị phát hiện vật lạ Burney và Huggins đã xây dựng một phòng thí nghiệm đo vi địa hình có thăm dò tự động (hình 5.14) cho các ghi chép độ cao ở khoảng cách 2,5 mm tới 0,6m. Pobmore (1975) cũng xây dựng một mô hình nh− vậy để ghi chép ở khoảng cách nhỏ 0,2 mm trên một dòng 1,8m.
Các phân tích tính chất vật lý bề mặt. Ph−ơng pháp đánh giá mức độ gồ ghề của một bề mặt tự nhiên th−ờng đ−ợc sử dụng là sự thay đổi hoặc sai số tiêu chuẩn của elevation reading. Tuy nhiên, nh− mera và đồng nghiệp của ông đã khẳng định một thông số nh− vậy không hề phụ thuộc vào hình thể của bề mặt, có nghĩa là bề mặt bằng phẳng, với các dòng suối rộng và nông hoặc gồ ghề với những phần đất có sỏi. Những phân tích tách biệt độ cao trên hai bề mặt khác nhau nh− vậy có thể đ−a ra kết quả trong cùng sự thay đổi nh−ng những bề mặt này cũng có thể đ−ợc mong muốn cho kết trong các phản ứng ng−ợc thủy văn khác nhau.
Hình 5.15 Các đ−ờng đẳng phổ (Burney và Huggins, 1973) Tần số - ( chu kỳ/ in ch ) Tần số - (chu kỳ/inch)
Phân tích quang phổ của các độ cao làm thuận tiện hơn việc phá vỡ sự thay đổi thành các thành phần góp phần bởi các tần số xác định trên diện tích
bề mặt. Kết quả ph−ơng trình của năng l−ợng quang phổ theo tần số nh− hình minh họa ở 5.15 biểu thị hình thể tự nhiên của bề mặt. Ví dụ một bề mặt gồ ghề có thể có thay đổi đ−ợc tính bằng sóng đơn hình sin của tần số này. Sự thay đổi gấp đôi vùng d−ới: vùng tần số d−ơng của đ−ờng quang phổ (phân tích toán học cũng tạo ra hình ảnh t−ơng phản đ−ờng cong tần số đối) kết quả là b−ớc sóng trung bình. Hình 5.16 Phổ đ−ờng gấp khúc (Burney và Huggins, 1973) Năng l − ợng phổ ( inch 3 x1 0 -3 ) Độ dốc ngang Độ dốc xuống Tần số - (chu kỳ/inch)
Burney và Huggins (1973) ghi chép hai phép phân tích độ cao hai chiều ở sáu vị trí mẫu trên bề mặt B3 và ở ba vị trí trên bề mặt B4. Độ cao từ một diện tích mẫu này đã buộc phải phân tích quang phổ hai chiều trong đó sự thay đổi
đã đ−ợc phân phối qua các tần số đa h−ớng. Các mảnh đất hình elip - liên kết tổng hợp, một ví dụ trong số đó đ−ợc thể hiện trong hình 5.15, cung cấp chi tiết khả quan trong về tính tự nhiên của diện tích thí nghiệm ng−ng cũng không