HMS [28]
Phương pháp tính tốn lượng tổn thất 2.4.5.
Lượng mưa khi rơi xuống lưu vực, một phần bị chặn lại bởi tán lá của thảm thực vật, lượng nước này được gọi là lưu giữ ngăn chặn. Một phần nước chảy trên mặt đất sẽ thấm vào đất, được gọi là thẩm thấu. Khi cường độ mưa lớn hơn sự thẩm thấu của đất thì nước sẽ được tích luỹ trên bề mặt đất. Vì bề mặt trái đất khơng bằng phẳng nên nước được tích luỹ ở vùng thấp hơn, thể tích nước để làm đầy các vùng thấp này được gọi tích luỹ. Khi các vùng thấp này được đổ đầy, sự tích luỹ nước sẽ xuất hiện dịng chảy bề mặt và được gọi là tích luỹ bề mặt. Tồn bộ thể tích nước mà bị lưu giữ ngăn chặn, lượng nước tích luỹ và tích luỹ bề mặt được gọi là tổn thất. Tổn thất phụ thuộc vào đặc trưng của đất và lớp phủ bề mặt của lưu vực.
Với lượng mưa trên lưu vực là xác định, lượng mưa quá thấm10 sẽ tính được khi biết được lượng tổn thất. Tổn thất có thể được xác định từ mưa bằng cách dựng biểu đồ q trình dịng chảy đã biết của con sơng. Tuy nhiên, trong thực tế tính tốn thủy văn, biểu đồ q trình dịng chảy trong khơng thường là khơng có sẵn nên lượng tổn thất cần phải được xác định thơng qua tính tốn thấm và các dạng tổn thất khác [19].
Để tính lượng mưa q thấm thơng qua tính tốn tổn thất dịng chảy có thể sử dụng một số phương pháp như: (1) phương pháp tổn thất ban đầu và hằng số tỷ lệ; (2) phương pháp thiếu hụt và hằng số tỷ lệ; (3) phương pháp đường cong dòng chảy (CN- cuver number) SCS11; (4) và phương pháp tổn thất Green - Ampt. Mỗi phương pháp có các ưu điểm và nhược điểm khác nhau, việc lựa chọn phương pháp nào để tính tốn tổn thất phụ thuộc vào nguồn số liệu sẵn có cũng như sự phù hợp với đặc điểm đặc trưng lưu vực. Trong khi hai phương pháp (1) và (2) là dễ dàng thiết lập và sử dụng, địi hỏi ít thơng số cho tính tốn, đã sử dụng thành cơng cho hàng trăm nghiên cứu ở Mỹ. Tuy nhiên, lại rất khó áp dụng cho các lưu vực khơng có số liệu quan trắc. Phương pháp (4) có thể ước lượng được thơng số cho trường hợp lưu vực khơng có số liệu quan trắc dựa trên thông tin về đất. Tuy nhiên, phương pháp này lại không được sử dụng rộng rãi nên cũng chưa được kiểm nghiệm nhiều bởi cộng đồng các nhà nghiên cứu.
Trong nghiên cứu này, phương pháp đường cong dòng chảy SCS (gọi tắt là phương pháp SCS) được áp dụng để tính tốn mưa vượt thấm, việc tính tốn được thực hiện trong HEC-HMS. Phương pháp SCS được phát triển bởi Cơ quan bảo vệ thổ nhưỡng Hoa Kỳ (1972) và được áp dụng rộng rãi ở Mỹ cũng như trên thế giới. Phương pháp này chỉ địi hỏi một thơng số duy nhất gọi là đường cong dòng chảy CN. Đường cong này được xác định là hàm của nhóm đất thủy văn, hiện trạng sử dụng đất, điều kiện bề mặt và điền kiện ẩm ban đầu. Theo đó, độ sâu mưa hiệu dụng (hay độ sâu dòng chảy trực tiếp) Peđược tính bằng cơng thức:
𝑃𝑒 =𝑃 − 𝐼(𝑃 − 𝐼𝑎)2
𝑎 +𝑆 (2−4)
10 Hay còn gọi là lượng mưa hiệu dụng, lượng mưa sẽ sinh dòng chảy trực tiếp trên lưu vực. 11 SCS là tên viết tắt của Soil Conservation Server
trong đó, P là tổng độ sâu mưa, Ia là độ sâu tổn thất ban đầu, S độ sâu nước cần giữ tối đa. Qua nghiên cứu các kết quả thực nghiệm trên nhiều lưu vực nhỏ, người ta xây dựng được quan hệ kinh nghiệm [28]: Ia = 0.2S, khi đó cơng thức (2.4) được viết lại là:
𝑃𝑒 =(𝑃 −𝑃+ 0.8𝑆0.2𝑆)2 (2−5)
Độ cầm giữ nước tối đa S phụ thuộc mất thiết vào các đặc trưng lưu vực thông qua một thông số đường cong dịng chảy (hay gọi tắt là CN) qua cơng thức:
𝑆 =25400𝐶𝑁−254𝐶𝑁 (5−6)
CN là một số vô thứ nguyên, giá trị trong khoảng 0 ≤ CN ≤ 100, đối với bề mặt không
thấm hoặc mặt nước CN = 100, đối với bề mặt tự nhiên CN ≤ 100.
Như vậy, để tính mưa hiệu dụng bằng phương pháp đường cong dòng chảy SCS ta chỉ phải ước lượng một thông số duy nhất cho lưu vực là chỉ số CN. Trên Hình 2.8 là bản đồ đường cong dịng chảy tính được dựa trên thơng tin về nhóm đất thủy văn và hiện trạng sử dụng đất cho lưu vực sông Nhật Lệ được thực hiện trong GIS.
Phương pháp tính tốn dịng chảy trực tiếp 2.4.6.
Trong phần trước đã tính được lượng mưa quá thấm từ lượng mưa rơi xuống lưu vực sau khi trừ đi phần tổn thất trên lưu vực. Trong phần này sẽ trình bày phương pháp tính tốn dịng chảy (lưu lượng) sinh ra bởi lượng mưa hiệu dụng trên lưu vực. Trong các mơ hình thủy văn phương pháp tính dịng chảy trực tiếp cịn được gọi là phương pháp chuyển đổi, việc lựa chọn phương pháp chuyển đổi lưu lượng từ lượng mưa quá thấm phụ thuộc vào một số yếu tố như: tính sẵn có của thơng tin có được cho việc hiệu chỉnh hay khả năng ước lượng thông số; sự thỏa mãn các giả sử vốn có của mỗi phương pháp; thói quen cũng như kinh nghiệm của người dùng. Trong nghiên cứu này sử dụng phương pháp đường quá trình đơn vị SCS. Do đó, trong phần tiếp theo sẽ trình bày chi tiết về phương pháp này, trước tiên ta đi tìm hiểu về đường quá trình đơn vị.
Đường quá trình đơn vị (UH) là đồ thị hàm phản ứng dải xung đơn vị của một
hệ thống thủy văn tuyến tính. Do Sherman đưa ra đầu tiên vào năm 1972, UH được
định nghĩa là đường q trình dịng chảy trực tiếp tạo ra bởi 1 cm mưa hiệu dụng phân bố đều trên lưu vực với cường độ không đổi trong khoảng thời gian mưa hiệu dụng [19].
𝑄𝑛 = � 𝑃𝑚𝑈𝑛−𝑚+1 𝑛≤𝑀
𝑚=1
(2−7)
trong đó, Qn là giá trị lưu lượng tại nΔt; Pm= độ sâu mưa hiệu dụng trong khoảng thời gian từ mΔttới (m+1)Δt; M tổng xung mưa; Un-m+1là giá trị UH tại thời điểm (n-m+1) Δt, Un-m+1có thứ nguyên của lưu lượng dòng chảy trên một đơn vị độ sâu mưa.
Như vậy, để tính được lưu lượng Qn từ lượng mưa hiệu dụng Pm đổ trên lưu vực ta cần phải xác định được đường quá trình đơn vị Un-m+1 của lưu vực đó. Với giả thiết
đường q trình đơn vị là duy nhất cho một lưu vực và khơng thay đổi theo thời gian. Đường q trình đơn vị có thể suy ra được bằng cách giải bài tốn nghịch từ các số liệu đã cho của Pm và Qn. Tuy nhiên, phương pháp này chỉ có thể áp dụng được cho
các lưu vực hoặc vị trí trên dịng sơng mà tại đó đã có số liệu đo đạc về dịng chảy. Do đó, người ta sử dụng phương pháp xây dựng đường quá trình đơn vị tổng hợp để xây dựng đường quá trình đơn vị cho các địa điểm khác trên sông hoặc cho một lưu vực kế cận khơng có đủ số liệu đo đạc nhưng có đặc điểm tương tự [19]. Có 3 kiểu đường quá
trình đơn vị tổng hợp, gồm: (1) UH dựa theo mối quan hệ giữa các đặc trưng hình dạng của đường cong (lưu lượng đỉnh, thời gian đáy…) với các đặc trưng lưu vực (đưa ra bởi Snyder, 1938 và Gray, 1961); (2) UH tổng hợp không thứ nguyên SCS (Cơ quan bảo vệ thổ nhưỡng Hoa kỳ, 1972; và (2) UH dựa trên các mơ hình lượng trữ nước của lưu vực (Clark, 1943) [19].
Đường q trình đơn vị tổng hợp khơng thứ ngun SCS: được đưa ra bởi Cơ
quan bảo vệ thổ nhưỡng Hoa Kỳ với tung độ lưu lượng được biểu diễn bằng tỉ số của lưu lượng U so với lưu lượng đỉnh lũ Up và thời gian thì được biểu thị bằng tỉ số của thời gian t so với thời gian nước lên Tp (thời gian từ lúc bắt đầu xuất hiện dòng lũ đến khi đạt đỉnh lũ) của đường quá trình đơn vị. Hình 2.9.a thể hiện một UH tổng hợp không thứ nguyên của SCS được xây dựng cho nhiều lưu vực khác nhau. Ta có thể ước
tính Up và Tp bằng cách sử dụng mơ hình đơn giản hóa của đường q trính đơn vị
hình tam giác như trên Hình 2.9.b.
(a) (b)
Hình 2.9. Đường quá trình đơn vị tổng hợp SCS:
(a) Đường quá trình khơng thứ ngun; (b) Đường q trình đơn vị hình tam giác
Từ kết quả phân tích nhiều UH cho các lưu vực sơng khác nhau, Cơ quan bảo vệ thổ nhưỡng Hoa Kỳ đề nghị rằng lưu lượng đỉnh lũ và thời gian đạt đỉnh liên hệ với nhau qua phương trình:
𝑈𝑝 =𝐶𝑇𝐴
𝑝 (2−8)
U/
Up
với A là diện tích lưu vực; C là hằng số chuyển đổi (2.08). Thời gian đỉnh lũ (cũng được biết như là thời gian nước lên) liên hệ với thời gian xảy ra một đơn vị mưa hiệu dụng tr qua công thức:
𝑇𝑝 =𝑡𝑟2 +𝑡𝑙𝑎𝑔 (2−9)
trcũng chính là bước thời gian tính tốn (Δt); tp là thời gian trễ lưu vực, được xác định là thời gian chênh lệch giữa đỉnh mưa và đỉnh lũ.
Thời gian trễ lưu vực tp có thể dễ dàng xác định được bằng cách tính thời gian từ khi xuất hiện đỉnh mưa đến khi xuất hiện đỉnh lũ hay cũng có thể ước lượng thơng qua bước hiệu chỉnh mơ hình dựa trên các chuỗi quan trắc mưa – lũ trên lưu vực. Thông qua nhiều nghiên cứu cho các lưu vực nhỏ, khơng có trạm quan trắc, SCS đề xuất thời gian trễ lưu vực liên hệ với thời gian tập trung nước lưu vực tc thông qua
công thức:
𝑡𝑝 = 0.6𝑡𝑐 (2−10)
Thời gian tập trung nước của lưu vực có thể được ước lượng thông qua các đặc trưng lịng sơng của lưu vực sông nghiên cứu. Trong nghiên cứu này, tc được ước lượng dựa trên các đặc trưng dịng sơng được triết xuất từ DEM và các nguồn tư liệu khác như ảnh vệ tinh, khảo sát thực địa, bản đồ thủy hệ... trong GIS với modul HEC- GeoHMS.
Khi có được tc tính được: tp qua cơng thức (2 - 10); Tp qua công thức (2 - 9); Up
qua cơng thức (2 - 8) từ đó xác định được Qn qua công thức (2 - 7).
Phương pháp tính tốn dịng chảy cơ sở 2.4.7.
Dịng chảy trong sơng là tổng của: (1) dịng chảy trực tiếp, dòng chảy nhanh từ lượng mưa, và (2) dòng chảy cơ sở. Dòng chảy trực tiếp sinh ra từ mưa quá thấm được tính tốn bằng phương pháp đường quá trình đơn vị tổng hợp SCS đã trình bày trong mục 2.4.6 ở trên. Dòng chảy cơ sở được biết đến là dòng ổn định hay dòng chảy trong thời kỳ có “thời tiết đẹp” của chu kỳ mưa được lưu trữ trong chuỗi thời gian của lưu vực. Trung tâm thủy văn cơng trình Mỹ [28] đưa ra 3 mơ hình để tính tốn dịng chảy cơ sở gồm: (i) mơ hình hằng số biến đổi theo tháng, giá trị dòng chảy được coi là
đường cong nước rút suy giảm theo quy luận hàm mũ; và (iii) mơ hình hồ chứa tuyến
tính, mơ phỏng sự chuyển động và lưu trữ của dòng chảy sát mặt như là sự chuyển
động và lưu trữ của nước thông qua hồ chứa một cách tuyến tính.
Các mơ hình (ii) và (iii) phản ánh chính xác hơn hơn q trình dịng chảy cở sở trong lưu vực. Tuy nhiên, cũng đòi hỏi người dùng phải xác định nhiều thông số phức tạp hơn. Trong khi, đối hầu hết các lưu vực sông nhỏ hoặc sơng đơ thị, những đóng góp của dịng cơ sở là nhỏ và khơng đáng kể. Những đóng góp của dịng chảy cơ sở là có ý nghĩa và khơng thể bỏ qua đối với các lưu vực sơng lớn khi mà dịng chảy cơ sở có được từ lượng trữ ngầm lớn và chu kỳ mưa trong năm [19]. Do đó, trong nghiên cứu này sử dụng mơ hình đơn giản nhất về dịng chảy cơ sở, nó được diễn tả như dịng chảy khơng đổi, có thể biến đổi theo tháng (i). Thơng số người dùng cần đưa vào mơ hình chỉ là dịng chảy cơ sở theo tháng.
Hình 2.10. Đường q trình dịng chảy trong trận mưa rào và các phương pháp xác định dòng chảy cơ sở [19].
(a) phương pháp đường thẳng; (b) phương pháp chiều dài đáy cố định; (c) phương pháp độ dốc biến đổi.
Dịng chảy cơ sở là khơng được đo đạc trực tiếp mà được tính thơng qua đường
q trình lưu lượng đo đạc12 được của dịng chảy trong sơng. Xét trận mưa rào với
đường quá trình lưu lượng thể hiện trên Hình 2.10, bằng cách đánh dấu thời kì mà
12 Lưu lượng thực ra là khơng đo đạc trực tiếp được mà nó được tính tốn dựa trên số liệu đo đạc về vận tốc và độ sâu dịng nước. Tuy nhiên, đơi khi ta vẫn coi số liệu tính tốn được qua đo đạc này là số liệu đo đạc hay quan trắc để phân biệt với số liệu tính tốn mơ hình.
đường quá trình lưu lượng trong năm trùng với đường cong nước rút của dịng cơ sở ta có thể xác định được thời điểm bắt đầu và kết thúc của quá trình dịng chảy trực tiếp (các điểm B và D trong Hình 2.10). Giữa hai điểm này, Ven Te Chow (1988) [19] đưa ra 3 phương pháp để tách rời dòng chảy cơ sở và dòng chảy trực tiếp, gồm: (a) phương pháp đường thẳng; (b) phương pháp chiều dài đáy cố định; (c) phương pháp độ dốc đột biến.
Trong khi các phương pháp (b) và (c) cho kết quả phân tách tốt hơn nhưng lại đòi hỏi người dùng phải xác định được khoảng thời gian N từ khi dòng chảy mặt đạt đỉnh đến khi kết thúc và điểm uốn trên nhánh nước hạ tương ứng. Điều này, đôi khi là không dễ dàng khi các với sự nghèo nàn của các trạm đo đạc trên các lưu vực sông nhỏ ở miền Trung Việt Nam. Do đó, phương pháp đường thẳng (a) với việc xác định dòng cơ sở đơn giản bằng cách vẽ một đường thẳng nằm ngang từ dòng chảy mặt bắt đầu đến giao điểm của nó với nhánh nước hạ của đường quá trình lưu lượng tỏ ra hiệu quả. Trên Hình 2.11 thể hiện phương pháp đường thẳng để phân tách dòng chảy cơ sở từ đường quá trình lưu lượng tại trạm Kiến Giang phục vụ tính tốn thơng số đầu vào
cho mơ hình tính tốn dịng chảy cơ sở trong HEC-HMS.
Hình 2.11. Phương pháp đường thẳng xác định dòng chảy cơ sở từ đường lưu lượng trong sông tại trạm Kiến Giang (01-08 tháng 11 năm 1999)
Trong đó, đường tổng lưu lượng trong sơng năm 1999 được tính tốn từ giá trị đo mực nước năm 1999 tại trạm Kiến Giang dựa trên quan hệ lưu lượng – mực nước
(Q-H) của trạm này do sau năm 1974 trạm Kiến Giang đã ngừng đo lưu lượng. Quan
-200,0 ,0 200,0 400,0 600,0 800,0 1000,0 1200,0 1 3 5 7 9 11 13 15 17 19 21 23 1 3 5 7 9 11 13 15 17 19 21 23 1 3 5 7 9 11 13 15 17 19 21 23 1 3 5 7 9 11 13 15 17 19 21 23 1 3 5 7 9 11 13 15 17 19 21 23 1 3 5 7 9 11 13 15 17 19 21 23 1 3 5 7 9 11 13 15 17 19 21 23 1 5 9 13 17 21 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 7 7 7 7 7 7 7 7 7 7 7 7 8 8 8 8 8 8
Thành phần dòng chảy cơ sở Thành phần dòng chảy trực tiếp Tổng dịng chảy trong sơng
D B
Q cơ sở = 79.7 (m3/s)
Q (m3/s)
hệ Q-H tại trạm này được xây dựng dựa trên số liệu lưu lượng và mực nước thực đo có được năm 1976.
Như đã đề cập dịng chảy lũ trong sơng là tổng của thành phần dòng chảy trực tiếp và thành phần dòng chảy cơ sở, các thành phần này phải được tính tốn cho từng phụ lưu làm lưu lượng đầu vào cho diễn tốn lũ trong sơng. Dịng chảy trực tiếp tại cửa ra của mỗi phụ lưu tính tốn được sử dụng phương pháp đường quá trình đơn vị tổng hợp SCS như trình bày ở mục 2.4.6. Cũng như dòng chảy trực tiếp, dòng chảy cơ sở cũng cần được tính tốn cho từng phụ lưu. Trong phương pháp tách dịng chảy cơ sở nêu trên mới tính được thơng số dịng chảy cơ sở của các phụ lưu đổ vào đoạn sông tại Trạm Kiến Giang. Vậy ta còn cần xác định thơng số dịng chảy cơ sở cho tất cả các phụ lưu khác có trong lưu vực phục vụ thông số đầu vào cho mơ hình dịng chảy
khơng đổi, biến đổi theo tháng để mơ phỏng dịng chảy cơ sở. Tuy nhiên, do chỉ có số
liệu đo đạc lưu lượng tại trạm Kiến Giang mà khơng có ở trạm khác hay các phụ lưu