Hiện tượng trễ của nước trong đất

3, Liên hiệp địa chất Hoa Kỳ)

6.5.1 Hiện tượng trễ của nước trong đất

Hiện tượng trễ có mối liên hệ giữa sự hút hơi ẩm của đất và lượng nước trong đất (xem mục 6.3.3) và nó không những phụ thuộc vào hiện trạng ẩm của đất mà còn phụ thuộc các dạng trao đổi độ ẩm của đất. Mặc dù hiện tượng trễ   thường được bỏ qua trong những về nghiên cứu nước trong đất nhưng ở đây điều kiện nghiên cứu là trong các cánh đồng thì đây là một yếu tố quan trọng (ví dụ Royer và Vachaud, 1975; Beese và Van der Ploeg, 1976). So sánh các đường   ở đây trên cánh đồng có sự xuất hiện hiện tượng trễ giảm nhiều đối với dẫn suất thuỷ lực không bão hoà, K().

Dưới các điều kiện tự nhiên sự tồn tại một lượng nước ổn định qua trắc diện là hầu như không thấy, thậm chí đối với đất đồng nhất. Sau khi lượng giáng thuỷ trực tiếp đi vào các lớp đất bề mặt thì nước sẽ đi xuống những chỗ sâu hơn và quá trình thấm tiếp theo hướng chuyển động của nước xuống phía dưới và có sự phân bố lại lượng ẩm trong đất. Với lượng giáng thuỷ giống nhau, nếu đặt ở trạng thái khô dưới lớp đất bề mặt thì lượng hơi ẩm tăng theo độ sâu. Kiểu phân bố này sẽ được tiếp diễn trong các trận bão kế tiếp và ảnh hưởng của bão lại được tăng thêm, vì thế sự phân chia của nước trong đất trong trắc diện đều không ổn định và tiếp tục thay đổi. Như một kết quả, lượng nước thay đổi tại những độ sâu khác nhau trong đất sẽ theo các đường thâm nhập nước khác nhau (hình 6.17). Trạng thái này rõ ràng sẽ làm phức tạp hơn đối với các loại đất không đồng nhất.

Các vấn đề thủy văn thường quan tâm tới độ sâu dưới mặt đất có sự thay đổi lượng nước ngầm và có thể nhìn thấy sự thay đổi này theo các tỷ lệ khác nhau. Những sự thay đổi thực sự bao gồm lưu lượng nước chảy trong các lưu vực hay giữa các lưu vực. Có sự khác biệt theo hướng xuống dưới một trắc diện đất và trong một thể tích nhỏ của đất và theo hướng nằm ngang của trắc diện.

Hình 6.17 Các đường cong làm khô nước trong đất tại các độ sâu khác nhau (cm) trong một trắc diện đất đồng nhất (được vẽ lại theo đồ thị của Vachaud và Thony, 1971)

Sự thay đổi theo không gian

Các thuộc tính về sự thay đổi lượng nước trong đất tiếp tục có xu hướng khác nhau trên bề mặt đất trong đó có một vài sự thay đổi rõ rệt. Bởi vậy các nhà thổ nhưỡng thường chọn vùng đất nghiên cứu có địa hình thay đổi thoai thoải hơn của vùng nghiên cứu có các thảm phủ thực vật khác nhau và có đặc trưng đất như nhau. Như vậy các đơn vị đất thí nghiệm này thường được sử dụng trong nông nghiệp đầu tiên, các đặc trưng của vùng nghiên cứu được chú giải một cách dễ hiểu và rõ ràng bởi những người chuyên vẽ bản đồ địa chính trên cánh đồng. Điều này có nghĩa rằng những thuộc tính vật lý của đất được ghi chú rất đầy đủ và một vài yếu tố mà các nhà thuỷ văn quan tâm có thể chỉ chiếm một vai trò nhỏ trong tất cả các yếu tố đã nêu ra (Warrick và Nielsen, 1980). Thậm chí, các đơn vị thí nghiệm trên cánh đồng có thể đáp ứng thích đáng các yêu cầu có sự nghiên cứu cũng như các tài liệu cơ bản về điều kiện biên của các bãi thí nghiệm đã được sử dụng rông rãi trong thuỷ văn học (cho ví dụ Farquharson cùng các cộng sự, 1978; Bouma, 1986).

Nghiên cứu một cánh đồng có diện tích không đổi là 150ha, tương ứng với một hệ đất. Trong không gian này đã thể hiện rất nhiều sự thay đổi lớn theo không gian của một vài thuộc tính vật lý của đất như là dẫn suất thuỷ lực và sự khuếch tán của nước trong đất. Khi phân tích đất thường sử dụng mẫu giấy loga (Nielsen cùng các công sự, 1973). Khi sử dụng loại giấy này kết cấu, mật độ kích thước và lượng nước thể hiện sự thay đổi ít hơn nhiều so với loại giấy phân chia thông thường theo cơ số 10. Phương pháp địa máng của Kriging có thể được sử dụng để nội suy giữa các giá trị

đo đạc và khái niệm địa tầng giống nhau có thể sử dụng các hệ số tỷ lệ để mô tả tính không đồng nhất từ vị trí này đến vị trí khác trong địa tầng (Warrick và Nielsen, 1980). Hopmans (1987) cung cấp một sự so sánh của phương pháp tỷ lệ khác nhau cho các thuộc tính thuỷ văn của đất trong một lưu vực nghiên cứu ở miền đông Netherlands. Price và Bauer (1984) đã phát hiện ra rằng sự thay đổi nhỏ của kết cấu bên trong một lớp cát mang đến sự phun lượng nước lên rất khác nhau, đặc biệt đối với các đới có sự giữ lại nước lớn (kết cấu mịn) và sự thấm qua khá lớn đối với đất thô (kết cấu thô) trên một khoảng độ sâu vài mét.

Các lớp đất

Nhiều trắc diện đất dọc ngang có rất nhiều các lớp, loại đất khác nhau rất rõ và được tạo ra bởi quá trình hình thành đất tự nhiên. Vì vậy theo chiều ngang này có thể có sự khác nhau rõ rệt về dẫn suất thuỷ lực và trạng thái xốp. Sự phân tầng có thể ảnh hưởng lớn tới sự di chuyển của nước qua trắc diện đất. ở những vùng ẩm ướt nhiều, ví dụ như các phân tử khoáng và phân tử mịn được lọc tốt hơn từ lớp đất bề mặt lắng xuống tới độ sâu lớn hơn, sự lọc sẽ giảm rõ rệt trong trong số các lỗ rỗng lớn ở tầng của sự tích tụ thô. Trong các trường hợp cuối cùng sự lắng đọng nước mưa được tạo ra trên các tầng đất rắn chắc hay tầng đất có dẫn suất thuỷ lực gần bằng không và tạo ra sự úng nước do hậu quả của các lớp bề mặt đá rắn chắc. Thậm chí nếu không có sự hình thành tầng đất có tính thấm yếu, các lớp đất phía dưới cũng có xu hướng có độ dẫn suất thủy lực thấp hơn lớp đất trên bề mặt. Tuy nhiên, trường hợp này không luôn xảy ra vì thế bất kỳ bề ngang nào của đất cũng có thể hạn chế khả năng chuyển nước xuống các tầng sâu của trắc diện đất.

Nhìn chung, các lớp của trắc diện đất có kết cấu tốt sẽ làm giảm khả năng thấm tại bề mặt đất. Trong trường hợp đất có các lớp đất thô dẫn suất thuỷ lực bão hoà trên các lớp đất có kết cấu thô sẽ rất lớn và khả năng thấm phụ thuộc trước tiên bởi các lớp đất thô. Một mặt thấm ướt là một lớp đất mịn có ảnh hưởng tới sự di chuyển nước và làm giảm khả năng thấm rất rõ. Sau đó, nếu quá trình thấm được kéo dài ra, một trục thẳng đứng chuyển động giữa các tầng nước ngầm có thể được phát triển trong lớp đất thô trực tiếp phía trên và với địa hình dốc, dòng chảy xuyên qua có thể được tạo ra (xem mục 7.4.2 và hình 7.6(d)). Trong các trường hợp ngược lại, nơi mà các phân tử khoáng mịn nằm trên các phân tử thô, khả năng thấm sẽ thấp hơn và có tác dụng ngược trở lại bởi các lớp trên cùng đầu tiên, thậm chí có thể giảm khả năng thấm lớn hơn khi front ướt có các phân tử khoáng thô hơn nằm bên dưới. Ngoài ảnh hưởng đáng ngạc nhiên này được gây ra do sự hút ẩm trong đất tại front ướt là quá cao để lượng nước có thể theo đó mà đi vào trong các lỗ rỗng lớn của các phân tử khoáng thô. Khả năng thấm tiếp tục nâng lượng ẩm lên trong các lớp phía trước tới tận khi thế năng của các lớp đất giảm xuống đáng kể để cho nước thâm nhập vào các lớp thô hơn. Một lớp cát trong đất có cấu trúc mịn có thể trên thực tế là lớp làm cản trở sự thấm và sự di chuyển của nước qua trắc diện đất (Brady, 1984; Hillel, 1982).

Các mô hình lượng nước trong đất và thế năng nước trong đất trong một thời kỳ cố định với sự cung cấp nước bị hạn chế và quá trình thấm nước vào trong một lớp đất (lớp cát mịn nằm trên lớp cát thô) được thể hiện trên hình 6.18. Dẫn suất bão hoà của cả hai lớp lớn hơn đáng kể so với tốc độ thấm (Varchaud cùng cộng sự, 1973). Từ khi sự di chuyển nước xảy ra giữa hai lớp, thế năng nước trong đất đã làm cho nước tiếp tục đi ngang qua đường biên bất kỳ nơi có sự gián đoạn áp suất và cũng sẽ tạo ra một gradient thuỷ lực rất lớn (Corey, 1977). Sự giống nhau giữa các lớp đất nhưng

cũng có thể có các thông lượng trái ngược nhau về sự thấm và nguyên nhân là do sự khác biệt trong đặc tính ẩm của hai lớp đất. Khi quá trình thấm tiếp tục, front ướt di chuyển xuống dưới và lượng nước của mỗi lớp tăng tương ứng với dẫn suất thuỷ lực của nó đủ để mang dòng chảy xuống phía dưới (xem mục 6.4.2 ở dưới “sự thay đổi theo thời gian của khả năng thấm”).

Hình 6.18 Các mặt cắt của sự thay đổi theo thời gian (giờ) của (a) trữ lượng nước và (b) sự hút nước với một tốc độ sử dụng nước không đổi cho một vùng đất phân tầng (vẽ lại theo sơ đồ của Vachaud và các cộng sự,

1973)

Ngoài những vùng ẩm ướt điều kiện khí hậu lớp biên cũng xác định khả năng thấm trong tầng trong trắc diện đất. Khi lớp biên có bốc hơi vượt giáng thuỷ thì sẽ có sự di chuyển của nước lên phía trên và những chất tan có thể tạo ra sự lắng đọng bề mặt như hiện tượng sương trên mặt đất và khi gặp lạnh hình thành các lớp bề mặt có vỏ cứng hay bị làm cứng bởi băng. Các lớp bị làm cứng được thấy phổ biến ở Châu Phi và Australia. Các lớp bề mặt bị làm cứng cũng có thể do sự lèn chặt bởi những giọt mưa hay từ sự vỡ vụn của khối đất trong suốt thời kỳ ẩm ướt. Lớp vỏ cứng bề mặt mỏng có thể làm giảm đáng kể quá trình thấm (Ben-Hur cùng cộng sự, 1985; Poesen, 1986; Romkens cùng cộng sự, 1990). Một sự ảnh hưởng của lớp vỏ cứng như nhau được tìm thấy ở vùng có vĩ độ cao và vùng vĩ độ cao có đất bị đóng băng có thể làm cản trở quá trình thấm và sự di chuyển của nước qua trắc diện đất. ảnh hưởng của đất đóng băng lên tốc độ của quá trình thấm phụ thuộc lớn vào lượng nước trong đất tại thời điểm đóng băng. Nước trong đất sẽ bị đóng băng tại điểm này kết hợp với lượng đóng băng trên mặt sẽ lớn hơn tọa nên lượng băng đóng băng rất lớn, tốc độ thấm của điểm này gần như bằng không.

Các lỗ lớn

Một trong những lý do chủ yếu để giải thích tại sao đất tự nhiên luôn không vận dụng được phương trình Darcy, vì trong những trường hợp rõ ràng, sự di chuyển của nước có thể bị chi phối bởi dòng chảy qua vài khe hổng lớn hay những không gian trống có kích thước lớn dòng chảy chảy qua nó khác trường hợp mà phương trình Darcy áp dụng khi khe hở có cấu trúc rất nhỏ của nền đất. Những kẽ hở lớn này bao gồm những khe nứt hay những chỗ đứt gãy cấu tạo và những chỗ trống gần giống hình trụ gây ra bởi những chỗ sâu trong đất do hang hốc sinh vật tạo nên và bởi sự phân rã của rễ cây. Sự chuyển động của nước sẽ tăng dần ở nơi có những lỗ rỗng lớn

có phạm vi kích thước lớn hơn giới hạn những lỗ rỗng đã được quy định chung. Các lỗ rỗng lớn nối liền với nhau và với các kẽ hở trong ống mao dẫn phía trên với đường kính lớn hơn 30m có thể làm tăng đáng kể tốc độ vận chuyển của các đường dẫn nước trong đất và thậm chí có thể đủ để mang đến vận tốc cho dòng nước và sự giữ nước của ống mao dẫn ra xa hơn đường kính lỗ mao dẫn. Vì thế Beven và Germann (1982) đã xem xét ảnh hưởng sâu sa của các lỗ lớn tác động đến dòng chảy của nước qua đất, đã tìm ra thế năng nước trong đất là 0.1 kPa đối với những lỗ tương đương có đường kính lớn hơn khoảng 3 mm. Jones (1997a) đã gộp ống dẫn khí trong đất trong một sự nghiên cứu các lỗ lớn và đã mở rộng đáng kể phạm vi nghiên cứu với nhiều loại ống có kích thước khác nhau.

Sự gộp vào của các ống dẫn khí trong đất nằm dưới các lớp đất có đường kính lỗ khác nhau và chịu sự tác động của sức căng mao dẫn. Sự tác động của lực mao dẫn thuỷ văn cho rằng trong các lỗ rỗng lớn sự tác động phụ thuộc rất nhiều vào liên kết bên trong của các lỗ và tiếp tục phụ thuộc hơn vào sự phong phú về đường kính, hình dạng … của các lỗ. Trong hầu hết các trường hợp, các lỗ rỗng lớn chỉ có gần 1 hoặc 2% của thể tích đất. Sự biến đổi thuỷ văn của chúng cũng sẽ thay đổi cùng với lượng nước và thế năng của nước trong các lỗ. Cho ví dụ, khi đất ở trạng thái khô hơn ngưỡng thế năng đo được là 0.1 kPa và nó sẽ duy trì trong phần lớn thời gian của hầu hết các loại đất. ở đây nước chảy rất nhanh qua các lỗ rỗng lớn sẽ không thấy trong các lỗ nhỏ. Trong các thông tin khác cho biết vai trò và tầm quan trọng của các lỗ lớn trong quá trình thấm và sự phân chia lại nước trong trắc diện đất trong các thời kỳ có những trận mưa lớn hay sự tưới nhân tạo. Trong những trương hợp này ta thấy tốc độ của nước vượt khả năng thấm ở các vùng đất liền kề, dưới mặt đất ở đây nước sẽ chảy qua hệ thống những lỗ rỗng lớn dưới mặt đất và di chuyển xa hơn xuống phía dưới trắc diện như một mặt trước ướt đã được định nghĩa chính xác trước đây. Điều này được chứng minh bởi Blake cùng các cộng sự (1973), người đã đo đạc được 50 mm nước Triti (nước nặng) chuyển động tới bề mặt đất sét khô (hình 6.19). Họ tìm thấy rằng sự tập trung nước nặng trên mặt cao hơn nhiều so với nước ở các khe nứt trong các lớp đất. Một ví dụ đi sâu hơn về sự thay đổi trạng thái ẩm và sự chuyển động thấm trong các lỗ rỗng lớn theo kiểu này đã được Hodnect và Bell tìm ra vào năm 1986. Hai ông đã phát hiện thấy sự phồng lên của đất sét ở trung tâm ấn Độ và họ cũng tìm thấy trong những trận mưa gió mùa sự bão hoà đầu tiên sẽ xuất hiện tại độ sâu khoảng 1.6m. Độ sâu này sâu hơn độ sâu trong sách “kinh điển” đã nêu về sự bão hoà từ bề mặt hướng xuống dưới (hình 6.20).

Sự di chuyển nhanh chóng của nước chiếm ưu thế trong các lỗ lớn điển hình của trắc diện đất và sau đây là một số kết quả nghiên cứu thủy văn:

Những lỗ rỗng lớn có thể tăng lên đáng kể khả năng thấm của đất và giúp làm giảm dòng chảy trên mặt đất.

Nước chảy qua các lỗ rỗng lớn sẽ làm thành đường vòng và vì thế không làm ẩm ướt nền đất và điều này có thể làm giảm lượng nước trong trung bình sẵn có trong các lớp bề mặt mà cây cối có thể hút được.

Hình 6.19 Sự phân bố của Tritium xuống dưới trắc diện đất tại thời điểm 24 giờ và 15 ngày sau sự sử dụng tại bề mặt đất.

Dòng chảy trong các lỗ lớn có thể cho phép sự thấm lọc xuống dưới sâu và khôi phục lại dòng chảy ngầm, ngay cả khi đất nằm phía trên là khô. Đây là điều đặc biệt khi mà lỗ rỗng lớn tiếp tục mở rộng trong toàn bộ độ sâu của trắc diện đất, ví dụ điển hình là đối với các loại đất sét nông bị thâm nhập đầy bởi các khe nứt lớn được mở rộng (Hodnett và Bell, 1986).

Hình 6.20 Chu trình hàng năm của chuyển động nước trong một vùng đất sét ở ấn độ, thể hiện tiến trình của các điều kiện bão hòa tại độ sâu 1.6m do sự thấm xuống qua các khe nứt. (Theo sơ đồ của Hodnett và Bell,

1986)

Do dòng chảy trong các lỗ rỗng lớn không trải qua sự lọc tự nhiên và sự lọc bên