bình đối với việc nhận dạng mối quan hệ độ sâu - n−ớc thoát ở dòng chảy nông mặt mặc dù nên biết rằng mỗi t−ơng quan này không lớn hơn là phép xấp xỉ phạm vi các giá trị của Manning “n” thay đổi rộng rãi không có dụng cụ trực tiếp đo độ sâu của dòng chảy nào là có thể thực hiện đ−ợc và các sai số trong phân tích thí nghiệm tái tạo m−a có thể thiết lập phần lớn sự thay đổi đã nêu, các bề mặt bằng phẳng không trồng trọt th−ờng có các giá trị “n” từ 0,030 tới 0,100, các vụ mùa liên tục “n” nằm trong khoảng từ 0,07 và 0,400 và các vụ mùa gieo trồng “n” nằm trong khoảng 0,040 - 0,900.
5.6 mô phỏng dòng chảy mặt với các mô hình thông số tập trung trung
Một phép xấp xỉ tổng hợp việc xây dựng mô hình dòng chảy mặt: coi nơi đã dẫn n−ớc là một việc hiện hữu nổi bật biến đổi l−ợng m−a d− thành biểu đồ l−ợng chảy thoát. Ph−ơng pháp xấp xỉ này này giới hạn cách sử dụng một hàm chuyển dịch, hoặc ph−ơng pháp “hộp đen” đến việc dựng mô hình của mối quan hệ t−ơng tác đã biểu thị các quá trình sử dụng giá trị trung bình trọng l−ợng diện tích đối với hiện t−ợng thủy văn quan trọng.
Các đ−ờng quá trình n−ớc có hình dáng tuân theo sự phù hợp của các hàm toán học, nghĩa là sự giống nhau của hệ thống các hàm chuyển dịch. Tuy nhiên, ảnh h−ởng của kênh dự trữ giảm nhanh xuống với sự giảm của kích th−ớc đ−ờng dẫn n−ớc và dòng chảy mặt tăng dần tác động trên cấu trúc của biểu đồ dòng chảy thoát, các dòng dẫn n−ớc nông nghiệp đặc tr−ng thì diện tích chỉ d−ới 10 km3 và phản ứng nhanh chóng với những thay đổi của dòng chảy mặt. Các biểu đồ thủy văn có khuynh h−ớng “ồn” nghĩa là phản ánh chiều cực trị của biểu đồ l−ợng m−a rơi trong những dữ liệu lấy ra của chúng. Do đó những l−u vực nhỏ hơn đó lại rất ít tuân theo những hàm phân tích chuyển dịch.
Một vài loại mô hình toán học tổng hợp khác nhau cùng chung một sức chịu đựng, hiệu quả sử dụng máy điện toán. Do đó, mặc dù có những khó khăn trong việc ứng dụng những ph−ơng pháp học xác định cho các đ−ờng dẫn n−ớc nhỏ và thậm chí chúng th−ờng cho ra những thông tin tổng hợp hơn liên quan
đến trạng thái của l−u vực sông nh−ng chúng vẫn thể hiện một trong những tính độc đáo quan trọng nhất của các mô hình. Hơn nữa đa số các mô hình đã đ−ợc thử nghiệm đều nằm trong loại này.
5.6.1 Lý thuyết đ−ờng quá trình đơn vị
Sự lựa chọn phân tích và ứng dụng của các đ−ờng quá trình n−ớc đã ghi chép cho các mục đích giả định trực tiếp đ−ợc phản ánh trong sự khác nhau của ph−ơng pháp đ−ờng quá trình n−ớc đơn vị. Ph−ơng pháp này là giả sử 1 hàm chuyển dịch tuyến tính có sức thu hút và th−ờng hoàn toàn chính xác. Các ph−ơng pháp đ−ờng quá trình n−ớc đơn vị có thể ứng dụng để tổng hợp các biểu đồ thủy văn hoặc là từ các sự kiện m−a đã ghi chép đ−ợc hoặc từ thời gian m−a rút ra từ các đ−ờng cong c−ờng độ m−a suốt thời gian m−a và loại hình phân bố thời gian lý thuyết.
Các l−u vực thu n−ớc có những tác động l−u trữ trong kênh hoặc trong tr−ờng hợp m−a thời gian ngắn và có c−ờng độ cao, làm nâng đồ thị đ−ờng quá trình n−ớc lũ hình chuông đã đ−ợc hình thành tr−ớc đó. Đối với một bồn thu n−ớc cho tr−ớc thì thời đoạn của đ−ờng quá trình n−ớc có xu h−ớng t−ơng đối không đổi và không phụ thuộc vào thời đoạn m−a. L−u l−ợng đỉnh lũ có xu h−ớng t−ơng đ−ơng với l−u l−ợng dòng chảy trong phần dòng chảy v−ợt quá dòng chảy cơ bản.
Nhận biết những đặc điểm trên của biểu đồ lũ, Sherman (1932) đã đ−a ra cơ sở cho ph−ơng pháp đ−ờng quá trình n−ớc đơn vị. Đ−ờng quá trình n−ớc đơn vị đ−ợc định nghĩa là một biểu đồ thủy văn của dòng chảy trực tiếp (dòng chảy nhỏ hơn dòng chảy nền cho kết quả từ một đơn vị l−ợng m−a thừa rơi xuống hồ với một tốc độ không đổi trong suốt một khoảng thời gian xác định.
áp dụng ph−ơng pháp này cần phải có 5 giả thiết sau:
1. L−ợng m−a là đồng nhất theo không gian trên toàn bộ vùng thoát n−ớc trong suốt thời gian đã định.
2. Tốc độ m−a không đổi.
4. Trong cung thời gian cơ bản l−ợng n−ớc thoát vào bất cứ thời gian nào cũng t−ơng ứng trực tiếp với tổng số l−ợng dòng chảy trực tiếp.
5. Đ−ờng quá trình n−ớc phản ánh tất cả các đặc điểm vật lý có liên quan với nhau cảu hồ thác n−ớc. Trong việc ứng dụng ph−ơng pháp này, các sự kiện đ−ợc lựa chọn cho sự phát triển của biểu đồ thủy văn đỉnh lũ đơn cho kết quả từ m−a c−ờng độ cao, diện rộng trong khoảng thời gian ngắn. Điều này đặc biệt cần thiết cho những đ−ờng dẫn n−ớc nhỏ, những vùng mà biểu đồ thủy văn của chúng có khuynh h−ớng sao chép sự thay đổi trong c−ờng độ m−a. Ngoài ra thời gian m−a phải không đ−ợc v−ợt quá thời gian cô cạn của đ−ờng dẫn n−ớc. Với sự l−u ý tới những giả thiết ẩn trong ph−ơng pháp trên, chú giải chung sau đây liên quan đến một điều kiện theo thứ tự đã đ−a ra.
1. Để đảm bảo sự phân phối đồng nhất theo không gian hợp lý của l−ợng m−a, đ−ờng dẫn n−ớc không nên quá rộng. Nếu diện tích v−ợt quá 5000 km2, nên chia nhỏ ra thành các hồ chứa n−ớc nhỏ với kênh dẫn.
2. Để làm thỏa mãn yêu cầu của c−ờng độ m−a không đổi thì khoảng thời gian m−a nên ngấm. Giả thiết này không cần thiết đối với biểu đồ thủy văn đơn vị xảy ra tức thời, điều này sẽ đ−ợc chứng minh sau:
3. Thời gian cơ bản của biểu đồ dòng chảy trực tiếp th−ờng không đ−ợc biết tr−ớc và phụ thuộc vào ph−ơng pháp của sự tách biệt dòng cơ bản đã sử dụng.
4. Sự t−ơng xứng của các tung độ của biểu đồ dòng chảy trực tiếp giả thiết các nguyên tắc tuyến tính tình trạng chồng chất lên nhau, có nghĩa là những ảnh h−ởng của l−ợng m−a thừa là thêm vào.
5. Giả thiết rằng biểu đồ thủy văn phản ánh ảnh h−ởng của các đặc điểm đ−ờng dẫn n−ớc chiếm 1 hằng số bất biến và thời gian của đ−ờng dẫn n−ớc. Điều này có nghĩa là vùng thu đ−ợc luôn đ−ợc giả thiết phản ứng cùng ph−ơng đối với một sự kiện m−a đã cho, không phụ thuộc vào mùa, l−ợng m−a tr−ớc hoặc trong thời gian dài hơn, hay bất cứ sự thay đổi vật lý quan trọng nào. Giả thiết này th−ờng hạn chế trong vùng thu n−ớc nông nghiệp nhỏ.
Cơ sở đ−ờng quá trình đơn vị. Việc có đ−ờng quá trình n−ớc ghi chép đã lựa
thiết phải tách riêng biểu đồ l−ợng m−a d− và biểu đồ dòng chảy trực tiếp để tạo thành đ−ờng quá trình n−ớc đơn vị. Không có ph−ơng pháp nào chính xác cho việc hình thành những hàm tồn tại này khi các thành phần riêng rẽ đều không đ−ợc biết đến. Tuy nhiên, tính phức tạp của các ph−ơng pháp xấp xỉ đã đ−ợc đ−a ra, dựa trên cơ sở thay đổi mức độ mối quan hệ vật lý đã biết. L−ợng m−a thừa thể hiện phần m−a tạo nên sự tăng cho biểu đồ dòng trực tiếp bằng dòng chảy mặt hoặc dòng chảy hòa lẫn. Nói chung, giả sử kênh dẫn n−ớc đang bàn đến là không thấm n−ớc càng không hòa ngập úng m−a thì phân số này sẽ tăng trong suốt trận m−a khi khả năng thẩm thấu của đất tăng, nh− hình 5.19.
Các ph−ơng pháp sử dụng để xác định đ−ờng cong l−ợng m−a thất thoát gồm khả năng ng−ỡng các đ−ờng cong thẩm thấu và hàm quan hệ giữa l−ợng m−a tích tụ tăng dần và dòng chảy.
1. Khả năng ng−ỡng coi bề mặt vùng thu n−ớc là hồ n−ớc tự nhiên có độ ẩm dự trữ của đất lớn nhất. S trữ khi sự bốc hơi xảy ra hết cả nguồn dự trữ, sự thiếu hụt d có giá trị lớn nhất của S. Sự thiếu hụt này sẽ giảm xuống do quá trình thấm từ m−a. Sự bốc hơi đ−ợc giả thiết xảy ra ở tốc độ nhỏ hơn tốc độ thế năng và giả thiết đặc tr−ng là:
p a E S d S E = − (5.42) trong đó: Ea: là sự bốc hơi thực tế Ep: bốc hơi tiềm ẩn và (S-d) thể hiện độ ẩm sẵn có;
Một giả thiết đ−ợc đòi hỏi để xác định ph−ơng thức trong đó độ ẩm của đất đ−ợc bổ xung. Giả thiết thông th−ờng đó là l−ợng m−a thừa sẽ không bắt đầu đến tận khi thiếu hụt d đ−ợc thỏa mãn và tất cả l−ợng m−a sau đều là l−ợng m−a thừa, tạo nên sự phân chia ảo của biểu đồ l−ợng m−a.
Để tạo ra đ−ờng cong thất thoát phân rã tốt hơn, thì mô hình đất dự trữ lý thuyết có thể đ−ợc coi nh− đ−ợc chia nhỏ cả mặt thẳng đứng và bởi hàng loạt vùng đất trồng. C − ờng độ m − a L−ợng m−a v−ợt quá Đ−ờng tổn thất l−ợng m−a Phần hao hụt Dòng chảy trực tiếp L − u l − ợng Đ−ờng phân chia dòng chảy cơ bản Dòng cơ bản Thời gian
Hình 5.19 Sự phân chia giữa l−ợng m−a v−ợt quá và dòng chảy trực tiếp
Mỗi loại đất có nhiều mức độ dự trữ, mỗi một mức độ thể hiện ở một tầng đất, các giả thiết th−ờng làm là mỗi 1 hồ trữ n−ớc bị giảm theo công thức 5.42 với những hồ trữ n−ớc ở cấp độ thấp hơn duy trì nguồn dự trữ đầy cho đến khi tầng đất trên bị giảm. Trong suốt quá trình bổ xung bởi l−ợng n−ớc mỗi loại đất thỏa mãn ở các thời gian khác nhau cho kết quả ở một hàm bậc đ−ờng cong l−ợng m−a thất thoát.
2. Phép xấp xỉ l−ợng n−ớc thấm để xác định vị trí đ−ờng cong l−ợng m−a thất thoát. Trong khi ph−ơng pháp này tạo ra đ−ợc dạng yêu cầu và đáng tin cậy nhất về mặt lý thuyết thì vấn đề trong sự ứng dụng là sự tính toán các thông số liên quan trong công thức thẩm thấu và vị trí của đ−ờng cong theo thời gian mà trong khoảng thời gian c−ờng độ m−a nhỏ hơn khả năng suất thấm.
3. Trong nhiều quan hệ đã đ−a ra để dự báo l−ợng m−a thừa thì hàm đi của Cục bảo vệ đất Hoa Kỳ là hàm đ−ợc sử dụng th−ờng xuyên nhất. Ph−ơng pháp này đ−ợc mô tả chi tiết hơn ở phần d−ới trên đ−ờng quá trình n−ớc hình tam giác SCS. (adsbygoogle = window.adsbygoogle || []).push({});
Trong khi ph−ơng pháp cuối cùng cấp ph−ơng tiện có tính chất quyết định cho việc tách riêng l−ợng m−a d− nên chú ý rằng cùng với nhiều ph−ơng pháp gợi ý khác (b−ớc tiến đ−ờng cong thẩm thấu là một ngoại lệ), thời gian phân bố l−ợng m−a không đ−ợc xét tới. Cả c−ờng độ m−a thấp và cao cùng bề dày đ−ợc giả định tr−ớc để tạo ra cùng dung l−ợng m−a thừa trái với sự phụ thuộc vào thời gian đã biết đến của l−ợng m−a thất thoát.
Một đ−ờng quá trình n−ớc ghi chép đ−ợc cho kết quả từ các ảnh h−ởng kết hợp của dòng chảy bề mặt, dòng chảy hòa lẫn và dòng chảy ngầm. Do đó, dòng chảy ngầm hay dòng chảy cơ bản, dòng chảy bề mặt, tạo ra một ảnh h−ởng bổ xung không có hiệu quả và là nguyên nhân tạo ra một dãy số lũy thừa dài trên đ−ờng cong triết giảm theo thời gian (lợi ích), rất cần thiết để tách chúng ra. Đ−ờng quá trình n−ớc còn lại là biểu đồ dòng chảy trực tiếp và phản ánh những tác động trở lại của dòng chảy mặt và dòng chảy hòa lẫn.
Đ−ờng tách biệt dòng chảy cơ bản đ−ợc vẽ trên biểu đồ thủy văn từ điểm n−ớc lên trên nhánh tăng tới một điểm trên đ−ờng cong triết giảm. Nhìn chung, điểm gốc rất dễ xác định. Tuy nhiên, cả hai dạng của đ−ờng cong tách biệt và điểm cuối trên nhánh giảm của biểu đồ có thể dự báo đ−ợc.
Các dạng th−ờng đ−ợc sử dụng là đ−ờng lên thẳng hoặc đ−ờng nối của đ−ờng gốc dòng cơ bản tới một điểm nằm d−ới đỉnh biểu đồ, tiếp sau là đ−ờng cong S để tham gia vào đ−ờng cong giảm tiệm cận. Có một ph−ơng pháp trong đó đ−ờng cong chính của sự giảm dòng chảy cơ bản đ−ợc sử dụng để xác định vị trí của điểm cuối của đ−ờng tách biệt, ph−ơng pháp này đ−ợc đã đ−ợc Wilson (1974) miêu tả chi tiết.
Vì dung l−ợng m−a thừa (theo định nghĩa) cân bằng với dung l−ợng dòng chảy trực tiếp, nên trong việc xác định vị trí các đ−ờng cong l−ợng m−a và đ−ờng cong biểu đồ tách biệt xuất phát từ các ph−ơng pháp dự báo đã sử dụng đòi hỏi phải có một vài sửa đổi.
Cuối cùng, một biểu đồ đơn vị cơ bản có thể tạo ra một cách đơn giản bằng việc chia nhỏ hoành độ của biểu đồ dòng chảy trực tiếp bằng độ sâu dòng chảy (diện tích bên d−ới đ−ờng quá trình dòng chảy trực tiếp thể hiện là độ sâu một dòng dẫn n−ớc t−ơng ứng) sẽ tốt hơn nếu nhiều hơn một biểu đồ đơn vị cũng đ−ợc tạo ra đối với một đ−ờng dẫn n−ớc để phát triển một biểu đồ đơn vị, trung bình đặc tr−ng hơn cho việc áp dụng. Clow (1964) và uitson (1974) đã mô tả những ph−ơng pháp đã sử dụng để tính trung bình các biểu đồ đơn vị, ngoài ra còn tính cho nhiều thử nghiệm khác và không đ−ợc trích dẫn ở đây.
Hình 5.20 Đ−ờng quá trình đơn vị cơ bản tổng hợp
C − ờng đ ộ m − a - I L − u l − ợ ng - Q Thời gian -t
Trong việc ứng dụng ph−ơng pháp biểu đồ dòng chảy trực tiếp hoàn chỉnh (nhiều thành phần) từ biểu đồ l−ợng m−a d−, thì quy luật tuyến tính đ−ợc sử dụng. Hình 5.20 cho thấy mỗi khối l−ợng m−a thừa đều đ−ợc giả định để tạo ra biểu đồ dòng chảy trực tiếp của chính nó; giả định các tung độ tách của biểu đồ tách biệt tạo ra một biểu đồ hoàn chỉnh.
Nếu U (∆t, t) thể hiện tung độ của biểu đồ đơn vị cho l−ợng m−a trong khoảng thời gian ∆t bất kỳ lúc đó sự chồng tung độ đối với khối m−a với c−ờng độ m−a I. Trong thời gian t là U (∆t, t). I∆t. Xử lý mỗi khối m−a ở hình 5.20 nh− sự kiện tách biệt, có nghĩa là chuyển đổi biểu đồ dòng chảy trực tiếp các tung độ của dòng chảy trực tiếp nhiều thành phần là:
t I t ) 1 i ( t , t u ) t ( Q i n 1 i ∆ ∆ − − ∆ =∑ = (5.43)
Đ−ờng quá trình n−ớc đơn vị tức thời IUH. Nếu khối l−ợng m−a trong biểu
đồ những thành phần nh− đã đ−a ra ở phần tr−ớc tiếp tục đ−ợc chia nhỏ thì khoảng thời gian của mỗi khối nhỏ tiến dần tới 0. Khi đó mỗi khối có thể nhận đ−ợc khi áp dụng l−ợng m−a thừa tức thời cho đ−ờng dẫn n−ớc. Biểu đồ kết quả đ−ợc tạo ra bởi mỗi mạch n−ớc m−a đ−ợc hiểu là biểu đồ tức thời hay th−ờng xuyên hơn đối với một đơn vị độ sâu của l−ợng m−a thừa, IUH, IUH làm giảm sự phụ thuộc của biểu đồ đơn vị vào thời gian m−a và phù hợp hơn với các phân tích lý thuyết.
Trong việc sử dụng ph−ơng pháp kỹ thuật IUH thì biểu đồ nhiều thành phần riêng rẽ dẫn raở hình [5.20] đ−ợc thay thế bằng biểu đồ hàm xuất phát ở hình [5.21]. Trong một giới hạn ph−ơng trình [5.34] trở thành:
τ τ τ − = ∫≤u(t )I( )d ) t ( Q 0 t ' t 0 (5.44)
Toàn bộ trong công thức [5.44] đ−ợc biết nh− là có tính chất tuyến tính. Biểu diễn U (t-I) là hàm chính và I(I) là hàm dữ liệu vào, theo định nghĩa toàn bộ đ−ờng cong phía d−ới là cân bằng với sự liên kết, nghĩa là
∫ ∞ = 0 1 dt ) t ( u từ công thức (5.44).
Hơn nữa, thời điểm đầu trên của IUH là cân bằng với thời gian trễ tz (thời gian giữa các tâm của m−a và đ−ờng cong dòng chảy). Tức là:
∫ ∞ = 0 z t tdt ) t ( u (5.45)
Hình 5.21 Đ−ờng quá trình đơn vị tức thời