Diễn toán lũ đợc dùng để tính toán sự di chuyển sóng lũ qua đoạn sông và hồ chứa. Hầu hết các phơng pháp diễn toán lũ có trong HEC-HMS dựa trên phơng trình liên tục và các quan hệ giữa lu lợng và lợng trữ. Những phơng pháp này là Muskingum, Muskingum- Cunge, Puls cải tiến (Modified Puls), sóng động học (Kinematic Wave) và Lag.
Trong tất cả những phơng pháp này quá trình diễn toán đợc tiến hành trên một nhánh sông độc lập từ thợng lu xuống hạ lu, các ảnh hởng của nớc vật trên đờng mặt nớc nh nớc nhảy hay sóng đều không đợc xem xét.
Thấm trong kênh
Tổn thất thấm trong kênh đợc tính theo hai phơng pháp:
* Phơng pháp thứ nhất tính toán tính tổn thất theo phơng trình sau:
Q1(i) = [ Qvào(i) – Qtổn thất ] * ( 1- C ) (2.31)
trong đó: Qvào (i) là tung độ đờng quá trình dòng chảy đến tại thời điểm thứ i tr- ớc khi tổn thất. Qtổn thất là hằng số tổn thất tính bằng cfs (m3/s), C là một phần của lu l- ợng duy trì bị tổn thất và Q(i) là tung độ đờng quá trình sau khi tổn thất.
Đờng quá trình đợc tính tổn thất sau khi diễn toán cho tất cả các phơng trình ngoại trừ phơng pháp Puls cải tiến, đối với Puls cải tiến tổn thất đợc tính trớc khi diễn toán.
* Phơng pháp thứ hai tính toán tổn thất trong kênh khi diễn toán lợng trữ dựa trên tổn thất kênh không đổi (cfs/arce) trên diện tích đơn vị và diện tích mặt nớc của dòng chảy trong kênh. Diện tích bề mặt của kênh đợc tính:
h i S Wt()
= (2.32)
trong đó: Wt (i) là lợng trữ trong kênh tại thời điểm i tơng ứng với dòng chảy ra tại cuối thời đoạn, S là diện tích bề mặt kênh tơng ứng và h là độ sâu dòng chảy trung bình trong kênh. Độ sâu dòng chảy trung bình trong kênh đợc tính theo công thức:
h = hm – h® (2.33)
trong đó: hm là cao trình mực nớc tơng ứng với W(i) và hđ là cao trình đáy kênh. Đờng quá trình dòng chảy đợc tính:
Q2(i) = Q®(i) - S * P (2.34)
trong đó: Qđ(i) là lu lợng dòng chảy đến tại thời điểm i khi cha tính tổn thất và P là tỉ lệ tổn thất không đổi của kênh (cfs/acre).
I-4-1. Phơng pháp diễn toán sóng động học
Khi giải phơng trình sóng động học giả thiết rằng độ dốc đáy kênh và độ dốc mặt nớc là nh nhau và các ảnh hởng của gia tốc trọng trờng là không đáng kể (các thông số theo đơn vị mét đợc chuyển thành đơn vị Anh để sử dụng trong phơng trình).
Mô hình sóng động học đợc xác định bằng hai phơng trình sau:
Phơng trình động lợng đơn giản thành:
St = S0 (2.35)
trong đó: St là độ dốc ma sát và S0 là độ dốc đáy kênh. Vì vậy, lu lợng tại bất kỳ
điểm nào trong kênh đều đợc tính theo công thức Maning:
3 / 2 2 / 1 0
49 .
1 S AR
Q= n
(hệ đơn vị Anh) (2.36)
với: Q là lu lợng dòng chảy, S0 là độ dốc đáy kênh, R là bán kính thủy lực, A là diện tích mặt cắt ớt, n là hệ số nhám Manning. Phơng trình (2.36) đợc đơn giản thành:
Am
Q=α (2.37)
trong đó: α và m liên quan tới chế độ dòng chảy và độ nhám bề mặt. Hình 2.4
đa ra một số các giá trị của α và m cho các kênh sử dụng trong HEC-HMS.
Phơng trình động lợng đợc đơn giản thành quan hệ giữa diện tích và lu lợng, sự chuyển động của sóng lũ còn đợc mô tả bởi phơng trình liên tục:
x q Q t
A =
∂ +∂
∂
∂
(2.38)
Điều kiện ban đầu của vùng dòng chảy tràn trên mặt là đất khô và không có lu lợng gia nhập tại đờng biên của vùng. Điều kiện ban đầu và điều kiện biên cho diễn toán sóng động học trong kênh đợc xác định dựa trên đờng quá trình ở thợng lu.
Cách giải:
Phơng trình tổng quát cho diễn toán sóng động học và Muskingum đợc giải theo cùng một cách. Phơng pháp giả thiết rằng lu lợng đầu vào có thể là ma vợt thấm hay lợng nhập khu giữa là ổn định trong một bớc thời gian và phân bố theo không gian. Bằng cách kết hợp phơng trình (2.37) và (2.38) phơng trình tổng quát thu đợc là:
x q mA A
t
A m =
∂ + ∂
∂
∂ α ( −1)
(2.39)
trong đó: A là biến độc lập trong phơng trình α và m đợc coi là hằng số. Phơng trình đợc giải theo cách dùng lợc đồ sai phân hữu hạn của Leclerc và Schaake(1973).
Dạng chuẩn của sai phân hữu hạn theo phơng trình nh sau:
a j
i j i j m
i j i j
i j
i q
x A A A
m A t
A
A =
∆
−
+
∆ +
− −1 −1 −−11 −1 −1 −−11 α 2
(2.40) trong đó qa đợc tính:
2
−1
= ij + ij
a
q q q
(2.41)
Chỉ số của lợc đồ đợc đánh theo các vị trí trên lới thời gian- không gian. Lới chỉ ra vị trí của lợc đồ khi nó giải các giá trị cha biết của A cho các vị trí và thời gian khác nhau. Chỉ số i chỉ ra vị trí hiện tại của lợc đồ giải theo chiều dài L của kênh hay vùng dòng chảy tràn qua, chỉ số j chỉ ra bớc thời gian hiện tại của lợc đồ. i- 1, j- 1chỉ ra vị trí và thời gian quay lại một giá trị ∆x và ∆t từ vị trí hiện tại của lợc đồ. Giá trị không biết trong phơng trình là giá trị hiện tại Aij. Tất cả các giá trị khác đều đã biết từ khi giải phơng trình tại vị trí i-1 và thời gian j-1, hay từ điều kiện biên:
[ 1 11]
1 1 1 1 1
2
−−
−
− −
− −
− −
+
∆
− ∆ +
∆
= ij ij
j m i j i j
i a
j
i A A A A
x m t A
t q
A α (2.42)
Khi Aijđã biết lu lợng đợc tính:
[ ]ij m
j
i A
Q =α (2.43)
Dạng chuẩn của phơng trình sai phân hữu hạn đợc áp dụng khi hệ số ổn định R ( Khi R nhỏ hơn 1):
[ ( ) ] ( ) }
{ a ij m ij m
a
A A
t x q
R q ∆ + −−11 − −−11
= α∆ qa> 0 (2.44)
hay:
a m
j
i q
x A t
m
R ∆
=α ( −−11) −1 ∆ qa = 0(2.45)
Nếu R nhỏ hơn 1 thì hình thức chuyển đổi của phơng trình sai phân hữu hạn:
a j i j i j i j
i q
t A A x
Q
Q =
∆ + −
∆
− −1 −1 −−11
(2.46)
Trong đó: Qij cha biết. Tìm Qij:
[ 1 11]
1 −
−
−
− −
∆
−∆
∆ +
= ij ij ij
j
i A A
t x x q Q
Q (2.47)
Khi biết giá trị của Qij:
j m i j i
A Q
1
=
α (2.48)
Sự chính xác và ổn định của lợc đồ sai phân hữu hạn phụ thuộc vào giá trị
t c x
∆
≈ ∆ , trong đó: c là tốc độ sóng động học. Tốc độ sóng động học là một hàm của độ sâu dòng chảy và thờng biến đổi trong khi diễn toán đờng quá trình. Khi gán cho ∆x một giá trị, lợc đồ sai phân hữu hạn dùng một biến ∆t để duy trì quan hệ giữa ∆x, ∆t và c. Sự chính xác của lợc đồ sai phân hữu hạn phụ thuộc vào việc lựa chọn số gia khoảng cách ∆x. Khoảng cách gia tăng đợc lựa chọn ban đầu theo công thức: ∆x = c∆tm , trong đó: c trong trờng hợp này là tốc độ sóng lớn nhất ớc tính phụ thuộc vào l- ợng gia nhập khu giữa và ∆tm là bớc thời gian tơng ứng đợc chọn là nhỏ nhất trong các cách sau:
- Một phần ba thời gian chảy truyền qua đoạn sông
- Một phần sáu thời gian lên của đờng quá trình lu lợng thợng lu - Thời khoảng tính toán nhập vào mô hình bởi ngời sử dụng
Cuối cùng, ∆x đợc lựa chọn là giá trị nhỏ nhất của ∆x tính toán và L/N, trong
trong lợc đồ sai phân hữu hạn (giá trị mặc định nhỏ nhất N = 5 cho vùng dòng chảy tràn; bằng 2 cho kênh và N lớn nhất bằng 50).
Thông thờng, sự chính xác của lợc đồ sai phân hữu hạn phụ thuộc cả vào việc chọn ∆x và việc nội suy của quá trình sóng động học theo thời khoảng tính toán.
I-4-2. Phơng pháp Muskingum
Phơng pháp Muskingum là một phơng pháp diễn toán lũ đã đợc dùng phổ biến
để điều khiển quan hệ động giữa lợng trữ và lu lợng. Phơng pháp này đã mô hình hoá
lợng trữ của lũ trong một lòng sông bằng tổ hợp của hai loại dung tích, một dung tích hình nêm và một dung tích lăng trụ. Trong khi lũ lên, dòng vào vợt quá dòng ra nên
đã tạo ra một dung tích hình nêm. Khi lũ rút, lu lợng dòng ra lớn hơn lu lợng dòng vào, dẫn đến dung tích hình nêm mang dấu âm. Ngoài ra, ta còn có dung tích lăng trụ
đợc tạo thành bởi thể tích của lòng dẫn lăng trụ với diện tích mặt cắt ngang không đổi dọc theo lòng dẫn.
Giả thiết rằng, diện tích mặt cắt ngang của dòng lũ tỷ lệ thuận với lu lợng đi qua mặt cắt đó, thể tích của lợng trữ lăng trụ là KQ, trong đó K là hệ số tỷ lệ. Thể tích của lợng trữ hình nêm là KX(I - Q), trong đó X là một trọng số có giá trị nằm trong khoảng 0≤ X ≤0.5 . Do đó, tổng lợng trữ sẽ bằng tổng của hai lợng trữ thành phÇn:
S = KQ + KX(I - Q) (2.49)
Phơng trình lợng trữ của phơng pháp Muskingum đợc viết dới dạng:
S = K[XI + (1-X)Q] (2.50)
Phơng trình này tiêu biểu cho một mô hình tuyến tính để diễn toán dòng chảy trong các dòng sông.
Giá trị của X phụ thuộc vào hình dạng của dung tích hình nêm đã mô hình hoá.
Giá trị của X thay đổi từ 0 đối với loại dung tích kiêủ hồ chứa, đến 0.5 đối với dung tích hình nêm đầy. Khi X = 0, dung tích hình nêm không tồn tại và do đó cũng không có nớc vật. Đó là trờng hợp của một hồ chứa có mặt nớc nằm ngang. Trong trờng hợp này, phơng trình (2.50) sẽ dẫn đến một mô hình hồ chứa tuyến tính, S = KQ. Trong các sông thiên nhiên, X lấy giá trị giữa 0 và 0.3 với giá trị trung bình gần với 0.2.
Việc xác định X với độ chính xác cao là không cần thiết, bởi vì các kết quả tính toán của phơng pháp này tơng đối ít nhạy cảm với giá trị của X. Tham số K là thời gian
chảy truyền của sóng lũ qua đoạn lòng dẫn. Để xác định các giá trị của K và X trên cơ sở các đặc tính của lòng dẫn và lu lợng, ta có thể sử dụng một phơng pháp gọi là Muskingum- Cunge. Trong diễn toán lũ, giá trị của K và X đợc giả thiết đã biết và không đổi trên toàn phạm vi thay đổi của dòng chảy.
Các giá trị của lợng trữ tại thời điểm j và j+1 theo (2.50) đợc viết là : Sj = K[XIj+(1-X)Qj] (2.51)
Sj+1 = K[XIj+1+(1-X)Qj+1] (2.52)
Sử dụng các phơng trình (2.51) và (2.52), ta tính đơc số gia của lợng trữ trên khoảng thời gian ∆t là :
Sj+1- Sj =K{[XIj+1+(1-X)Qj+1]- [XIj+(1-X)Qj]} (2.53) Số gia của lợng trữ còn có thể biểu thị bằng phơng trình:
Q t t Q
I S I
Sj j j j j + j ∆
− + ∆
=
− + +
+ 2 2
1 1
1 (2.54)
Kết hợp (2.53) , (2.54) và sau khi rút gọn ta thu đợc:
Qj+1 = C1Ij+1+C2Ij + C3Qj (2.55)
đó là phơng trình diễn toán của phơng pháp Muskingum, trong đó
( X) t
K
KX C t
∆ +
−
−
= ∆ 1 2
2
1 (2.56)
( X) t
K
KX C t
∆ +
− +
= ∆ 1 2
2
2 (2.57)
( )
( X) t
K
t X C K
∆ +
−
∆
−
= − 1 2
1 2
3 (2.58)
Lu ý rằng : C1+C2 +C3 = 1
Ta có thể xác định đợc K và X nếu trong đoạn sông đang xét đã có sẵn các đ- ờng quá trình lu lợng thực đo của dòng vào và dòng ra. Giả thiết nhiều giá trị khác nhau của X và sử dụng các giá trị đã biết của các đờng quá trình lu lợng, ta tính đợc các giá trị liên tiếp của tử số và mẫu số trong biểu thức của K đợc suy ra từ (2.53), (2.54)
) )(
1 ( ) (
)]
( ) [(
5 . 0
1 1
1 1
j j j
j
j j j j
Q Q X I
I X
Q Q I
I K t
−
− +
−
+
− +
= ∆
+ +
+
+ (2.59)
Các giá trị tính toán của tử số và mẫu số cho từng khoảng thời gian đợc chấm trên đồ thị với tử số đợc đặt trên trục tung và mẫu số đặt trên trục hoành. Nói chung, ta sẽ thu đợc một đồ thị có dạng đờng vòng dây. Giá trị đúng của X là giá trị làm cho
đờng vòng dây thu hẹp gần sát nhất thành một đờng đơn nhất và độ dốc của đờng này theo (2.59) chính là K. Bởi vì K là thời gian cần thiết để sóng lũ vận động qua đoạn lòng dẫn nên giá trị của nó có thể đợc ớc lợng bằng thời gian chảy truyền thực đo của
đỉnh lũ trong đoạn lòng dẫn đang xét.
Nếu ta không có số liệu thực đo các đờng quá trình lu lợng của dòng vào và dòng ra để xác định K và X, các giá trị này có thể đợc ớc lợng bằng phơng pháp Muskingum- Cunge.
I-4-3. Phơng pháp diễn toán Muskingum- Cunge
Ngời ta đã đề xuất ra rất nhiều dạng khác nhau của phơng pháp diễn toán sóng
động học. Cunge (1969) đã đề nghị một phơng pháp dựa trên phơng pháp Muskingum, một phơng pháp đã đợc áp dụng một cách truyền thống trong diễn toán lợng trữ thuỷ văn tuyến tính.
Kỹ thuật diễn toán Muskingum- Cunge là một phơng pháp hệ số phi tuyến đợc dùng để diễn toán lu lợng bộ phận từ các kênh thu nớc vào một kênh chính hay đờng quá trình từ thợng lu xuống hạ lu.
Công thức cơ bản của phơng trình liên tục và dạng khuyếch tán của phơng trình động lợng:
q1
x Q t
A+ = δ δ δ δ
(2.60)
x S Y
Sr
δδ
−
= 0
(2.61)
Bằng cách kết hợp phơng trình (2.60), (2.61) và tuyến tính hoá. Phơng trình khuyếch tán rối sau đợc thành lập:
2 1
2 cq
x Q x
c Q t
Q + = +
δ àδ δ δ δ
δ
(2.62) trong đó:
Q = lu lợng dòng vào (cfs)
A = diện tích mặt cắt ngang trung bình (ft2) t = thời gian tính toán ( giây)
x = khoảng cách dọc theo chiều dài sông( feet ) Y = độ sâu dòng chảy ( feet)
q1 = lợng nhập khu giữa (thứ nguyên là lu lợng trên 1 đơn vị chiều dài kênh dẫn)
Sr = độ dốc ma sát S0 = độ dốc đáy kênh
c = tốc độ sóng động học tơng ứng với Q và B, đợc tính nh sau:
dA c = dQ
(2.63) Hệ số khuyếch tán thủy lực à đợc biểu thị nh sau:
2BS0
= Q
à (2.64)
trong đó: B là chiều rộng của mặt nớc.
Theo công thức của Muskingum, với lợng gia nhập khu giữa phơng trình liên tục đợc biểu thị:
) ( 1
4 1 3 2 1
1I C I CQ C q x
C
Qt = t− + t + t− + ∆ (2.65)
trong đó: Các hệ số C1, C2, C3 đợc tính theo công thức (2.56), (2.57) và (2.58), còn:
) 1 ( 2 2
4 X
K t
K t C
−
∆+
∆
=
(2.66)
Trong các phơng trình này, K là hằng số lợng trữ có thứ nguyên thời gian và X là một hệ số biểu thị ảnh hởng tơng đối cuả dòng chảy vào đối với lợng trữ. Cunge chỉ ra rằng: khi K và ∆tđợc coi là không đổi thì phơng trình (2.65) là một nghiệm gần
đúng của các phơng trình sóng động học (2.35) và (2.38). Hơn thế nữa, ông đã chứng minh rằng (2.65) có thể đợc coi là một nghiệm gần đúng của một phơng trình khuếch
c K = ∆x
(2.67)
− ∆
= BS c x X Q
o
2 1 1
(2.68)
Các giá trị c, Q, B và các hệ số C1, C2, C3, C4 luôn thay đổi vì K, X đều thay đổi theo thời gian và không gian. Trong HEC- HMS sử dụng thuật toán do Ponce đa ra (1986) để tính toán tại mỗi bớc thời gian ∆t và không gian ∆x. Giá trị ∆t đợc chọn là giá trị nhỏ nhất trong các cách sau:
- Bớc thời gian của đờng quá trình thực đo.
- 1/20 thời gian đạt tới đỉnh cao nhất của đờng quá trình dòng chảy đến.
- Thời gian chảy truyền của đoạn kênh và ∆x đợc ớc tính nh sau:
∆x = c∆t (2.69)
∆x phải thỏa mãn yêu cầu sau:
∆ +
<
∆ BS c
t Q c x
0 0
2
1 (2.70)
trong đó: Q0 là lu lợng tham chiếu, QB là dòng chảy ngầm và Qd lu lợng đỉnh lấy từ đờng quá trình dòng chảy đến:
) 2(
1
0 QB Qd QB
Q = + − (2.71)
Giá trị ∆x, ∆t đợc chọn sẽ đợc in ra cùng với lu lợng đỉnh lũ tính toán trong bảng kết quả mô hình.
Số liệu theo phơng pháp Muskingum- Cunge bao gồm các đặc trng kênh nhánh và kênh chính sau đây:
- Mặt cắt ngang đoạn kênh đặc trng - Độ dài đoạn kênh L
- Hệ số nhám Manning n - Độ dốc đáy kênh S0
Phơng pháp Muskingum- Cunge sử dụng một trong hai hình dạng mặt cắt ngang kênh để tính toán trong mô hình:
+ Mặt cắt ngang tiêu chuẩn: Gồm có các mặt cắt: hình tròn, hình tam giác, hình vuông, hình chữ nhật và hình thang với các hệ số α, m tơng ứng (Hình 2.4)
+ Phơng pháp mặt cắt ngang 8 điểm: dùng các phơng trình và cách giải các ph-
ơng trình này tơng tự nh phơng pháp Muskingum- Cunge. Tuy nhiên, kênh đợc miêu tả với mặt cắt ngang 8 điểm với các cao trình mặt nớc thay vì dùng 1 mặt cắt tiêu chuẩn dạng cong hay hình lăng trụ. Kênh đợc chia thành các phần: bờ trái, phần kênh chính và bờ phải. Các thông số yêu cầu bao gồm: chiều dài kênh, độ dốc mặt nớc, các hệ số nhám và số liệu mực nớc – lu lợng.
Phơng pháp Muskingum- Cunge đợc a chuộng hơn các phơng pháp sử dụng mô hình sóng khuếch tán vì tính đơn giản của nó, trong khi vẫn đạt đợc độ chính xác tơng tự.
* Ưu điểm của phơng pháp:
- Thu đợc nghiệm qua việc giải phơng trình đại số tuyến tính (2.65) thay vì
phép xấp xỉ sai phân hữu hạn hoặc đặc trng của một phơng trình vi phân đạo hàm riêng. Điều này cho phép thu đợc toàn bộ đờng quá trình lu lợng tại các mặt cắt ngang yêu cầu mà không phải tìm nghiệm trên toàn chiều dài kênh cho từng bớc thời gian nh trong phơng pháp sóng động học.
- Nghiệm sử dụng (2.65) tỏ ra có mức suy giảm sóng nhỏ hơn nên cho phép lựa chọn ∆x và ∆t linh hoạt hơn phơng pháp sóng động học.
* Hạn chế của phơng pháp:
- Không xử lý đợc các nhiễu động ở hạ lu truyền lên (ảnh hởng của nớc vật).
- Không dự đoán đợc chính xác quá trình lu lợng tại một biên hạ lu, khi có sự thay đổi lớn về tốc độ sóng động học (nh sự thay đổi tạo nên từ một vùng ngập lũ lớn) I-4-4. Modified Puls
Cho tới nay, hệ phơng trình Saint- Vernant cha có lời giải tổng quát bằng biểu thức giải tích, mà chỉ có cách giải gần đúng. Có hai hớng tìm lời giải gần đúng của hệ phơng trình này, một là các phơng pháp thuỷ động lực, hai là các phơng pháp giản hoá. Phơng pháp Modified Puls (Chow, 1964) thuộc cách giải giản hoá, theo phơng pháp này ngời ta dùng phơng trình cân bằng nớc thay cho phơng trình liên tục (2.38), dùng phơng trình lợng trữ thay cho phơng trình động lực (2.35). Phơng trình cân
r
v Q
dt Q
dW = − (2.72)
Nếu lợng nhập khu giữa q = 0, ta có dạng sai phân:
t W W Q Q Q
Qt t d d
∆
= −
− +
+ 2 1 2 2 1
1
2
2 (2.73)
Với: Qt1, Qt2 là lu lợng trạm trên ở đầu và cuối thời đoạn ∆t
Qd1, Qd2 là lu lợng trạm dới ở đầu và cuối thời đoạn ∆t
W1, W2 thể tích nớc của đoạn sông ở đầu và cuối thời đoạn tính toán ∆t
Phơng trình lợng trữ:
W = f (Qd, Qt ) (2.74)
Phơng trình (2.74) biểu thị quan hệ giữa lợng trữ của đoạn sông W với lu lợng chảy vào Qt và lu lợng chảy ra Qd . Nếu xác định đợc quan hệ hàm số này thì ta có thể tính đợc giá trị lu lợng chảy ra tại cuối thời đoạn Qd2 khi biết các giá trị lu lợng chảy vào: Qd1, Qt1, Qt2. Nói cách khác, ta dự báo đợc lu lợng chảy ra với thời gian dự kiến là ∆t.
Nh thế, đáng lẽ phải giải hệ phơng trình Saiint- Vernant, ta thay bằng giải hệ phơng trình (2.72), (2.74) đơn giản hơn.
Diễn toán Puls cải tiến đợc tính toán bằng cách cung cấp quan hệ lợng trữ với lu lợng ra là đầu vào trực tiếp của mô hình HEC- HMS. Quan hệ này có thể lấy đợc từ việc nghiên cứu thành phần nớc hoặc việc phân tích thủy lực khác của sông hay hồ.
Số liệu lợng trữ và lu lợng ra dùng trong phơng pháp có thể tính toán từ các
đặc tính kênh. Chơng trình sử dụng mặt cắt ngang 8 điểm đặc trng cho đoạn sông diễn toán. Lu lợng ra đợc tính từ độ sâu bình thờng dùng phơng trình Manning. Lợng trữ chính là diện tích mặt cắt ngang 8 điểm lấy dọc theo sông. Giá trị lợng trữ và lu l- ợng đợc tính với các mực nớc khác nhau bắt đầu tại điểm thấp nhất trên mặt cắt ngang tới mực nớc lớn nhất xác định.
I-4-5. Phơng pháp diễn toán Lag
Đây là phơng pháp diễn toán lũ đơn giản nhất trong mô hình HEC- HMS. Ph-
ơng pháp này quan niệm rằng: lũ ở thợng lu sẽ truyền nguyên vẹn về hạ lu sau một khoảng thời gian trễ nào đó. Dòng chảy không bị suy yếu và hình dạng của nó cũng không bị thay đổi trong quá trình chảy truyền. Mô hình này đợc ứng dụng rộng rãi trong tiêu thoát nớc đô thị (Pilgrim và Cordery, 1993).