35 Chơng 2 Sự phát triển của mô hình "Ma-dòng chảy" Quá trình chọn lọc tự nhiên Mọi thứ quan trọng đều đã đợc nghĩ trớc bởi những nguời không phát minh ra nó. Al fred NorthWhitehead, 1920 2.1. Điểm khởi đầu: Phơng pháp tỷ số Điều đáng nhớ là mô hình "ma-dòng chảy" có một lịch sử dài và các nhà thuỷ văn đang cố gắng dự báo dòng chảy đợc mong đợi từ ma cũng là ngời nhìn thấu các quá trình thuỷ văn mặc dù các phơng pháp của họ bị hạn chế bởi số liệu và kỹ thuật tính toán. Chúng ta có thể quay trở lại 150 năm trớc cho đến khi mô hình "ma-dòng chảy" đợc sử dụng rộng rãi lần đầu bởi kỹ s Ai Len,Thomas James Mulvaney (1822 - 1892) và đợc công bố năm 1851. Mô hình là một phơng trình đơn đơn giản nhng ngay nh thế minh hoạ đợc hầu hết các vấn đề đã làm khó khăn cho những ngời lập mô hình thuỷ văn. Từ đó phơng trình đợc viết nh sau: RCAQ p (2.1) Phơng trình Mulvaney không cố gắng dự đoán toàn bộ đờng quá trình mà chỉ dự đoán đỉnh quá trình Q p . Đấy là tất cả mà một nhờ thuỷ văn công trình cần để thiết kế một cây cầu, hoặc một cái cống có khả năng tiêu thoát lu lợng đỉnh tính toán. Các biến đầu vào là: diện tích lu vực A, cờng độ ma trung bình lu vực lớn nhất R , một thông số hoặc hệ số kinh nghiêm C. Nh vậy mô hình này phản ánh con đờng trong đó lu lợng tăng theo diện tích và cờng độ ma theo một tỷ số. Gần đây nó đợc biết nh là phơng pháp tỷ số. Thực tế, sự thay đổi trong phơng trình (2.1) đã đợc công bố bởi rất nhiều tác giả theo các số liệu kinh nghiệm khác nhau (tổng kết về điều này, xem Dooge, 1957), và ngày nay vẫn sử dụng (Hromadks và Whitley, 1994). Thông số tỷ lệ C sẽ phản ánh thực tế là không phải toàn bộ ma đều sinh ra lu lợng, nhng ở đây phơng pháp không hoàn toàn là một tỷ số vì nó không cố gắng phân chia các ảnh hởng khác nhau của việc sinh dòng chảy và diễn toán dòng chảy, chúng sẽ điều chỉnh quan hệ giữa thể tích và lợng ma rơi trên lu vực trong một trận ma, sự ảnh hởng A R , và lu lợng tại đỉnh quá trình. Thêm vào đó, hệ số C đợc yêu cầu đa ra quan hệ phi tuyến giữa các điều kiện có trớc và profile của một trận ma và dòng chảy đợc hình thành. Hệ số C không phải là hằng số, và sẽ thay đổi từ trận ma này đến trận ma khác trong cùng một lu vực, và từ lu vực này đến lu vực khác cho các trận ma giống nhau. Cách dễ dàng nhất để nhận đợc một giá trị C là tính ngợc trở lại từ ma và đỉnh lu lợng (dạng đơn giản nhất để hiệu chỉnh 36 mô hình). Dự đoán giá trị chính xác cho tập hợp các điều kiện khác nhau có lẽ lớn hơn những gì xảy ra trớc đó, hoặc cho một lu vực không có quan trắc là một bài toán khó hơn rất nhiều. Sự khó khăn nh vậy vẫn tồn tại cho tới ngày nay, thậm chí các mô hình tính toán phức tạp nhất. Nó càng khó cho các trờng hợp của quá trình sinh dòng chảy phi tuyến, đặc biệt là trong các trờng hợp số liệu bị giới hạn. Dễ dàng để nhận đợc các giá trị thông số ảnh hởng là tính toán ngợc hoặc hiệu chỉnh đối với nơi có khả năng quan trắc vẫn còn rất nhiều khó khăn khi dự báo các giá trị ảnh hởng cho một trận ma cực trị hoặc một lu vực không đo đạc. Vẫn còn những vấn đề về sự phân chia ảnh hởng của việc sinh dòng chảy và diễn toán dòng chảy trong thông số hoá mô hình (và thực tế có thể mong đợi điều này vì các tơng tác vật lý thực trong lu vực). Tuy nhiên, không thể tạo ra các dự báo, thậm chí với các mô hình đơn giản nh thế, mặc dù trong thời đại tiền máy tính, phơng pháp tỷ số đợc giải theo kỹ thuật ớc lợng đồ thị (xem Linslay và nnk, 1949 hoặc Chow, 1964 với đầy đủ chi tiết). Đây là một sự cố gắng để tổng hợp một phạm vi rộng của các phân tích áp dụng cho các lu vực ở Mỹ một tập hợp đồ thị hoặc toán đồ có thể sử dụng để dự báo lu lợng đỉnh dới các trận ma và và các điều kiện kỳ trớc khác nhau (hình 2.1). Sự tiếp cận này đợc sử dụng nh là một công cụ thiết kế cho nhiều năm và đa vào trong dạng toán học bởi Plate và nnk, (1988). 2.2 Dự báo thực hành: Các hệ số dòng chảy và chuyển đổi thời gian Trong chơng 1 và phần trớc, vấn đề phân tách ảnh hởng của việc sinh dòng chảy và diễn toán dòng chảy đã đợc xây dựng. Sự khác biệt này của hai quá trình là thực chất của những thử nghiệm đầu tiên cho các quá trình thuỷ văn, bắt đầu từ những năm 1920. Phải nhớ rằng tất cả những tính toán trong thời gian đó đợc làm bằng tay mà không có sự trợ giúp thậm chí của máy tính điện tử cầm tay. Lúc đó các trợ giúp về tính toán bị giới hạn bởi các bảng logarit do đó các phép tính phải thật đơn giản. Trong một bài báo công bố năm 1921, Ross có lẽ là ngời đầu tiên cố gắng sử dụng một mô hình thuỷ văn phân bố. ý kiến của Ross là tách lu vực thành các phần căn cứ theo thời gian chảy truyền đến cửa ra lu vực. Vùng 1 sẽ là vùng mà dòng chảy đạt đến cửa ra trong một bớc thời gian (ví dụ là một giờ). Vùng 2 sẽ là vùng mà dòng chảy thoát ra của ra trong 2 bớc thời gian, và v.v (xem hình 2.2). Ross đồng ý rằng nếu việc sinh dòng chảy có thể đợc tính toán trong từng phần diện tích thì sẽ tơng đối đơn giản để diễn toán dòng chảy đó đến cửa ra lu vực và thu đợc một thuỷ đồ dự báo. Các điều kiện ban đầu khác nhau và cờng độ ma khác nhau sẽ cho lợng dòng chảy khác nhau và sau đó đờng quá trình thuỷ văn cũng khác nhau biểu đồ không- thời gian kết quả diễn tả sự làm chậm dòng chảy từ từng phần của lu vực. Một khái niệm tơng tự đợc sử dụng ở Mỹ bởi Zoch (1934), Turner và Burdoin (1941), Clark (1945), và ở Anh bởi Richards (1944) tại một trong các quyển sách đầu tiên về mô hình "ma-dòng chảy" và sự tính toán lũ đợc công bố. Các ý tởng này vẫn nằm trong một 37 số mô hình phân bố đang đợc sử dụng. Ví dụ Kull và Feldman (1998) đã chứng minh phơng pháp Clark có thể đợc sử dụng nh thế nào với đầu vào là sự phân bố ma nhận đợc từ hệ thống rada NEXRAD. Hình 2.1. Kỹ thuật đồ thị cho ớc lợng dòng chảy ma tăng thêm nhận đợc một chỉ số của lợng ma kỳ trớc, tuần trong năm, chỉ số giữ nớc của đất và ma trong 6 h trớc. Mũi tên biểu diễn sự nối tiếp khi sử dụng đồ thị (Linsley 1949) Chú ý rằng các nghiên cứu sớm này đã tạo nên một giả thiết về sự tuyến tính trong diễn toán dòng chảy. Sự tuyến tính có nghĩa rằng thời gian diễn toán cho các vùng khác nhau là giống nhau không kể tới tổng lợng dòng chảy đợc diễn toán, do đó quá trình diễn toán là một toán tử tuyến tính (xem hộp 2.1). Đây là một sự gần đúng. Trong vài thế kỷ mọi ngời biết rằng tốc độ dòng chảy thay đổi phi tuyến với cờng độ dòng chảy hoặc độ sâu dòng chảy. Tuy nhiên, giả thiết về sự tuyến tính làm cho công việc tính toán dễ dàng hơn rất nhiều. Điều này cũng đợc chỉ ra trong chơng 4. Bất kì sự không chính xác nào do sự giả thiết tuyến tính cho việc diễn toán dòng chảy nhìn chung nhỏ hơn sự không chính xác do sự quyết định bao nhiêu lợng ma để diễn toán dòng chảy, nghĩa là vấn đề ớc 38 lợng ma hiệu quả hoặc hệ số dòng chảy trong một trận ma. Lợng ma hiệu quả là phần ma bằng thể tích dòng chảy tạo ra bởi trận ma đó. Hệ số dòng chảy là tỷ lệ của tổng lợng ma trong một trận ma hình thành dòng chảy. Cách mà dòng chảy đợc dự báo nói chung là phi tuyến với một hệ số dòng chảy, phụ thuộc vào cả hai: điều kiện kỳ trớc và ma rơi. Vấn đề chính với khái niệm không - thời gian của Ross là sự khó khăn nhiều trong việc quyết định những diện tích nào của lu vực sẽ đóng góp cho các vùng khác nhau, bởi vì có ít thông tin về lu tốc của dòng chảy cho tất cả trờng hợp dòng chảy mặt và dòng chảy sát mặt. Vấn đề này đã đợc Sherman tránh đi. Sherman đã đa ra ý kiến rằng thời gian làm chậm dòng chảy trên lu vực dẫn đến cửa sông có thể đợc diễn tả nh là sự phân bố thời gian mà không có sự liên kết trực tiếp nào với các phần diện tích bao hàm. Bởi vì phơng thức diễn toán là tuyến tính, sự phân bố này có thể đợc chuẩn hoá để diễn tả phản ứng cho một đơn vị sinh dòng chảy hoặc ma hiện quả tạo ra trên lu vực trong một đơn vị thời gian. Sherman đã gọi hàm này là đờng đơn vị. Bây giờ chúng ta biết đến nh là đờng thuỷ đồ đơn vị, và trở thành một kỹ thuật mô hình hoá thuỷ văn đợc sử dụng phổ biến nhất trong thuỷ văn, vừa dễ hiểu và đợc áp dụng một cách dễ dàng (đặc biệt là có sự trợ giúp của các mô hình máy tính). Thuỷ đồ đơn vị diễn tả một hàm chuyển đổi đặc biệt của lơng ma hiệu quả đạt đến ở cửa ra tập trung cho quy mô lu vực. Hình 2.2. Khởi tạo một toán đồ thời gian-diện tích bằng cách chia lu vực thành n diện tích với thời gian chảy truyền khác nhau từ cửa ra i =1,2,3, ,n Thuỷ đồ đơn vị vẫn là kỹ thuật diễn toán tuyến tính, nguyên tắc xếp chồng đợc áp dụng. Do đó, hai đơn vị lợng ma hiệu quả trong một bớc thời gian sinh ra dự đoán gấp đôi dòng chảy trên thuỷ đồ tại cửa ra lu vực nh là một đơn vị với cùng sự phân bố thời gian (hộp 2.1) Sự tính toán dòng chảy sinh ra từ lợng ma hiệu quả theo các bớc thời gian có thể đợc phân bố bằng cách áp dụng các đờng đơn vị trễ pha và cộng gộp lại để tính đờng tổng hợp tại cửa ra lu vực. Nhìn chung, cũng giả thiết rằng dạng của đờng đơn vị không thay đổi theo thời gian. Còn lại một vấn đề phức tạp hơn là xác định tổng lợng ma hiệu quả để diễn toán nh thế nào. Rõ ràng đây là một bài toán phi tuyến bao gồm thay đổi các quá 39 trình thuỷ văn và sự không đồng nhất của cờng độ ma, các đặc trng đất đá, cùng với các điều kiện kỳ trớc nh là hệ số C ở tỷ lệ phần trớc. Chú ý về vấn đề ớc lợng ma hiệu quả là bắt đầu hớng tới mô hình hoá quá trình "ma-dòng chảy" dựa trên sự hiểu biết về các quá trình thuỷ văn. Tuy nhiên vẫn cha tìm ra lời giải và vẫn còn các mô hình khác ớc lợng lợng ma hiệu quả dựa trên các giả thiết khác nhau về bản chất các quá trình giải quyết. Bớc chính trong việc giải quyết vấn đề đợc trình bày một năm sau khi Sherman giới thiệu đờng đơn vị của mình. Robert Horton đã công bố bài báo về việc tạo dòng chảy vợt khả năng thấm của đất (Horton 1933). Tác phẩm của Horton đợc dựa trên kinh nghiệm, và ông đã sử dụng hàm kinh nghiệm để diễn tả cờng độ thấm giảm theo thời gian (Ví dụ trong hình 2,3). Mặc dù đơn giản các bớc giải phơng trình Darcy cho dòng chảy qua đất là sẵn có, lớn nhất từ bài báo của Green- Ampt. Từ đó rất nhiều các phơng trình thấm khác đợc xây dựng, và hầu hết đều dựa trên các đơn giản hoá khác nhau vấn đề dòng chảy phi tuyến của Darcy (xem ví dụ về phần giới thiệu của Parlange và Haverkamp, 1989 và hộp 5.2). Hình 2.3. Sự giảm khả năng thấm theo thời gian từ khi bắt đầu ma.A. Cờng độ ma cao hơn khả năng thấm của đất.B. Cờng độ ma thấp hơn khả năng thấm của đất sao cho cờng độ thấm bằng cờng độ ma cho đến thời gian tích đọng tp; f là còng độ thấm ban đầu của đất. Tất cả các phơng trình này đều cung cấp một ớc lợng về khả năng thấm giới hạn cục bộ của đất đá theo thời gian. Trong suốt quá trình của một trận ma khi cờng độ ma vợt quá cờng độ thấm thì nớc sẽ bắt đầu tích đọng trên bề mặt và sau khi dung tích chỗ trũng cục bộ đợc làm đầy, có thể bắt đầu chảy xuôi dốc nh là chảy tràn bề mặt. So sánh cờng độ ma và cờng độ thấm để ớc lợng lợng ma hiệu quả cho một trận ma (ví dụ B hình 2.3) nếu dòng chảy thực sự đợc tạo thành bằng cơ chế vợt thấm. Tuy nhiên, nh chúng ta đã xét trong chơng 1, điều này không phải là trờng hợp phổ biến và thậm chí khi dòng chảy mặt xảy ra thì cờng độ thấm có thể chỉ ra có mức độ không đồng nhất cao trong không gian. Có một nghi ngờ nhỏ là sự tiếp cận này dễ ớc lợng sai lợng ma hiệu quả và có thể tiếp tục sai (ít nhất là giải thích sai) 60 năm sau trình bày gốc của khái niệm này. 40 Lý do cho điều này là công thức, mô hình vợt thấm của lợng ma hiệu quả và đờng đơn vị cung cấp đồng thời các thành phần hàm cần thiết cho một mô hình thuỷ văn, tức là ớc lợng bao nhiêu lợng ma trở thành dòng chảy và trung bình phân bố của lợng ma hiệu quả theo thời gian để dự đoán hình dạng của thuỷ đồ. Do đó không cần thiêt áp dụng phơng pháp này dới các giả thiết rằng đó là dòng chảy mặt thực sự khi vợt quá cờng độ thấm của đất đợc diễn toán bằng đờng đơn vị (nh là trong hình 2.4 (a)). Các mô hình ma hiệu quả đơn giản nhất cũng giả thiết có một rằng tỷ lệ tổn thất không đổi (phơng pháp chỉ số ) (hình 2.4(b)) hoặc tỷ lệ không đổi của lợng ma là lợng ma hiệu quả (hình 2.4 (c)), nó cũng đợc sử rộng rãi nhng ít rõ ràng hơn các mô hình dòng chảy mặt: đó là cách đơn giản để nhận đợc hệ số dòng chảy gần đúng. Cách ớc lợng lợng ma hiệu quả này phục vụ yêu cầu nh là hàm số của tổn thất và là phi tuyến với tổng lợng ma, bỏ qua việc biến các quá trình dòng chảy thực là do cơ chế vợt thấm. Các cách tính toán lợng ma hiệu quả khác, với các hàm tơng tự, cũng thờng đợc sử dụng. Cả hai phơng pháp đều có cùng một một thông số, nhng sẽ cho phân bố lợng ma hiệu quả khác nhau trong thời gian của cùng một trận ma. Hình 2.4. Các phơng pháp tính toán lợng ma hiệu quả (vùng tối trong mỗi trờng hợp):(a).Cờng độ ma cao hơn cờng độ thấm của đất, tính toán thời gian tích đọng nếu cần thiết.(b).Khi cờng độ ma cao hơn một cờng độ tổn thất không đổi nào đấy (phơng pháp chỉ số ).(c).Khi lợng ma hiệu quả là một tỷ số không đổi của cờng độ ma tại mỗi bớc thời gian Một phơng pháp kinh nghiệm tiếp theo trong việc ớc lợng lợng ma hiệu quả 41 là tiếp cận đờng cong SCS (USDA Soil Conservation Servive) (McCuen 1982). Đó cũng đợc xem nh là một phơng trình thấm (ví dụ Yu 1998; Mishra và Singh 1999), nhng thực tế đợc Moskus (1999) bắt đầu từ việc phân tích thể tích dòng chảy trên một lu vực nhỏ và có thể không chỉ bao gồm dòng chảy tràn mặt đất nh là cơ chế chung của dòng chảy. Giả thiết tới hạn của phơng pháp SCS là tỷ số của dòng chảy thực với dòng chảy tiềm năng (lợng ma nhỏ hơn tổn thất ban đầu) bằng tỷ số của lợng giữ lại thực với lợng giữ lại tiềm năng. Không có lý giải vật lý cho giả thiết này, Mockus chỉ gợi ý nó sinh ra các loại đờng cong "ma-dòng chảy" đợc tìm thấy trong các lu vực tự nhiên. Do đó hàm kinh nghiệm thực sự để ớc lợng hệ số dòng chảy và làm sáng tỏ bất kì quá trình nào bằng việc giữ lại lợng thấm và dòng chảy cho đến dòng chảy bề mặt đợc tiến hành từ các công việc đầu tiên. Điều này chứng minh chiều sâu của các khái niệm Horton về tạo dòng chảy, xuyên suốt sự phát triển mô hình "ma-dòng chảy" trong quá khứ. Phơng pháp SCS cũng đợc sủ dụng rộng rãi trong một số mô hình phân bố hiện thời và sẽ đợc xem xét chi tiết hơn trong chơng 6 bao gồm cả việc làm sáng tỏ các quá trình biến đổi (xem hộp 6.1). Tính toán lợng ma hiệu quả là một công việc chính trong việc sử dụng kỹ thuật đờng đơn vị, đặc biệt là từ khi nó đợc liên kết với việc giải quyết sự phân cắt thuỷ đồ để quyết định tổng lợng dòng chảy trong trận ma (xem bên dới). Tuy nhiên, bởi vì sử dụng đờng đơn vị là toán tử tuyến tính, nhận đợc một dạng của lợng ma và biểu đồ ma, đã phân chia ngay khi đờng đơn vị là sẵn có cho lu vực nó có thể đợc sử dụng theo cách ngợc lại để ớc lợng phân bố của lợng ma hiệu quả. Thực vậy, bằng việc sử dụng quá trình lặp bắt đầu với một ớc lợng ban đầu nào đâu của dạng đờng đơn vị, cả thứ tự của lợng ma hiệu quả và đờng đơn vị có thể đợc hiệu chỉnh mà không cần bất kì giả thiết nào về bản chất các quá trình sinh dòng chảy (xem hộp 4.2). Đáng tiếc, điều này không xuất hiện làm dễ dàng hơn cho việc giải thích lợng ma hiệu quả đợc phân chia theo cách này để có thể dự đoán lợng ma hiệu quả dễ dàng hơn cho các trận ma khác. Có một vấn đề xa hơn trong việc áp dụng đờng đơn vị. Trong bất kì một thuỷ đồ ma nào, mặc dù không có ma nhng vẫn có lu lợng trong sông. Điều này thờng đợc gọi là thành phần dòng chảy cơ sở trong sông, và nếu có khoảng thời gian khô hạn từ trận ma trớc thì dòng chảy cơ sở thờng đợc giả thiết đợc lấy từ dòng chảy sát mặt. Sớm biết rằng lợng ma hiệu quả có quan hệ tuyến tính nhiều hơn với lu lợng trong sông nếu đờng thuỷ đồ tổng hợp đợc phân tách thành một thành phần dòng chảy cơ sở và thành phần dòng chảy ma rào (ví dụ hình 2.5(a)). Sau đó sự phân chia thuỷ đồ trở thành một phần quan trọng của việc áp dụng mô hình đờng đơn vị, vấn đề là không có kỹ thuật phân chia đờng thuỷ đồ thoả mãn. Do đó thực tế có một vài phơng pháp phân chia thuỷ đồ rất lạ đợc đa ra (xem phần giới thiệu trong Beven 1991b). Mặc dù kỹ thuật hợp lý về mặt vật lý duy nhất cho sự phân chia thuỷ đồ là để cố gắng ớc lợng dòng chảy có thể xảy ra nếu không có ma. Tuy nhiên, một thủ tục nh thế có khuynh hớng dẫn tới các thuỷ đồ dòng chảy với đoạn cuối rất dài 42 và có thể nhận đợc khá phức tạp trong trờng hợp của một vài trận ma kế tiếp nhanh (hình 2.5 (b)) do đó nó không đợc sử dụng thờng xuyên (nh Reed và nnk 1975). Thực tế phơng pháp tốt nhất đối xử việc phân chia thuỷ đồ là tránh phân chia tất cả đồng thời, nh đợc xét trong phần sau. Hình 2.5. Phân chia thuỷ đồ thành dòng chảy do ma và dòng chảy cơ sở. (a).Phân theo đờng thẳng (Hawlett 1974) .(b)Phân bằng mở rộng đờng nớc rút (Reed và nnk). Trong nhiều tài liệu, thành phần dòng chảy do ma đợc gọi là thành phần "dòng chảy mặt". Điều này là một xấp xỉ trong đó thuỷ đồ dòng chảy tổng hợp đợc đo đạc nh dòng chảy mặt trong kênh nhng tên đó cũng duy trì tế nhị khái niệm nói chung không đúng đắn liên kết với ý kiến cho rằng dòng chảy đợc sinh ra bằng một cơ chế vợt thấm. Thuật ngữ này nên đợc sửa lại, bởi vì sẽ có ý kiến rằng lợng ma hiệu quả cũng là cùng lợng nớc hình thành đờng quá trình lu lợng. Nhìn chung thông tin ban đầu gợi ý rằng điều đó là không nh vậy (nh đợc thảo luận trong phần 1.5). Mặc dù với tất cả sự giới hạn này, mô hình đờng đơn vị vẫn đợc dùng để dự báo lu lợng. Nh đã lu ý ở trên, nó có các thành phần hàm cơ bản. Cần thiết có nhiều kỹ thuật hiện đại rất tốt trong cả dự báo lũ hạn ngắn và dự báo lũ hạn dài (xem chơng 4). Bây giờ cũng có nhiều phơng án liên kết với hệ thống thông tin địa lý (GIS), trở lại với các khái niệm tơng tự nh trình bày toán đồ thời gian - diện tích ban đầu của Ross. Sự tiếp cận này có thể đợc quan tâm nh là mô hình để dự đoán lu lợng và chúng ta quay lại một số lần sau đây. 2.3. Sự biến đổi của đờng đơn vị Nh kinh nghiệm trong việc áp dụng đờng đơn vị, một số khó khăn với việc tiếp cận đợc đánh giá trong cả việc hiệu chỉnh lu vực thực và dự báo. Hai vấn đề chính xuất hiện trong việc hiệu chỉnh. Một vấn đề đã đợc đề cập, đó là phân chia thuỷ đồ. 43 Tuy nhiên, ngay khi một kỹ thuật đã đợc chọn, có thể tính toán tổng thể tích dòng chảy từ ma xuất hiện từ các trận ma hiệu chỉnh đợc tính. Bởi vì giả thiết tuyến tính, sự so sánh thể tích dòng chảy này với thể tích ma rơi có nghĩa là hệ số dòng chảy cho từng trận ma hiệu chỉnh có thể tính toán chính xác. Do đó trong sự hiệu chỉnh cuối cùng, sự lựa chọn phơng pháp phân chia lợng ma hiệu quả từ tổng lợng ma là không giới hạn, các thể tích trận ma sẽ đợc cung cấp. Đây là một lý do tại sao phơng pháp chỉ số rất đơn giản lại tiếp tục đợc sử dụng cho tới ngày nay. Ngay khi lợng ma hiệu quả và chuỗi thời gian dòng chảy ma rào sẵn có, vấn đề thứ hai trong việc hiệu chỉnh xuất hiện từ một số khó khăn trong việc tính toán số trị đờng đơn vị. Nếu đờng đơn vị đợc xem nh là một đồ thị (hình 2.6(a)) thì mỗi một tung độ của đồ thị là một giá trị cha biết để xác định đợc một thông số ảnh hởng của đờng đơn vị. Tuy nhiên, toạ độ biểu đồ tơng quan khá chặt, đặc biệt trên nhánh lũ xuống, và cùng với các sai số thuộc về chuỗi thời gian của lợng ma hiệu quả và dòng chảy từ ma, điều này tạo ra một vấn đề không hoàn hảo về mặt toán học. Các cố gắng giải trực tiếp dẫn đến sự dao động trong toạ độ đờng đơn vị, đôi khi dao động rất lớn, điều đó không tơng ứng với các tính chất vật lý nh là đại biểu của diễn toán lu vực. Một số cách để tránh các dao động đó đã đợc thử, bao gồm cả việc ép hình dạng đờng thuỷ đồ (ví dụ: Natale và Todini, 1977) bằng sự tổng hợp số liệu từ nhiều trận ma và xác định một đờng đơn vị trung bình bằng phơng pháp bình phơng nhỏ nhất (ví dụ, ODonnell,1966). Sự tiếp cận sau này vẫn đợc sử dụng trong mô hình DPFI-ERUHDIT của Duband và nnk (1993). Một cách tiếp cận khác là giảm số lợng các thông số cần xác định. Điều này có thể đạt đợc bằng cánh xác định một cấu trúc toán học đặc biệt cho đờng đơn vị. Hình dạng có thể đơn giản nhất, chỉ với hai thông số, là hình tam giác (nếu thời gian cơ sở và thời gian xuất hiện đỉnh lũ đợc xác định thì việc đó ép sự cân bằng khối lợng cho một thuỷ đồ bằng thể tích đơn vị, có nghĩa là độ cao đỉnh của hình tam giác có thể đợc tính toán). Hình tam giác đợc chọn nh một mô hình đơn giản cho dự báo phản ứng của lu vực không đo đạc ở Anh (NERC 1975; xem Shaw 1994). Nó vẫn còn trong các phơng thức sửa đổi trong sổ tay ớc lợng lũ mới của Anh (IH, 1999). Tuy nhiên điều này không chỉ là mô hình hai thông số đợc sử dụng. Một trong những mô hình đợc sử dụng rộng rãi và nổi tiếng nhất đợc gọi là hồ chứa bậc thang Nash, nó có thể đợc hình dung nh là một sự nối tiếp của N lợng trữ tuyến tính. Trong dãy mỗi hệ thức ứng với một khoảng thời gian tồn tại trung bình là k đơn vị thời gian k (Nash 1959). Cấu trúc toán học kết quả của đờng đơn vị h(t) tơng đơng với phân bố Gamma: )( )/exp(1 )( 1 NK Kt K th N (2.2) trong đó: )(N là hàm Gamma ( )!1()( NN cho các giá trị nguyên của N). Cho các giá trị khác nhau của N và K, phân bố Gamma có cấu trúc hoàn toàn linh hoạt (hình 2.6(b)). Về toán học, N không phải là một số nguyên của lợng trữ mà cũng có thể 44 nhận các giá trị phân số để đa ra một giới hạn của hình dạng rộng hơn phù hợp với số liệu quan trắc. Dooge (1959) đã đa ra một tổng kết về một số mô hình tuyến tính đơn giản khác có thể sử dụng, bao gồm cả sự làm chậm thời gian. Nhìn chung, sự phát triển của các hàm này là đạt tới các ớc lợng thông số ổn định nhiều hơn, trong khi đó vẫn đảm bảo sự linh hoạt trong hình dạng để diễn tả sự thay đổi của các thuỷ đồ lu vực khác nhau. Các cố gắng đợc làm để liên kết các thông số kết quả với các biến khác nhau diễn đạt các đặc trng lu vực, nhng phải nhớ rằng các giá trị thông số sẽ phụ thuộc vào các phơng thức đợc sử dụng trong sự xác định các thông số và đặc biệt là sử dụng kỹ thuật phân chia đờng thuỷ đồ và kỹ thuật phân chia lợng ma sử dụng. Hình 2.6. Đờng đơn vị nh là: (a).Toán đồ. (b) hình tam giác.(c). Hồ chứa bậc thang Nash của N lợng trữ tuyến tính trong dãy. Tuy nhiên trong vài năm gần đây, có một vài cố gắng thành công để tránh các vấn đề cố hữu trong kỹ thuật phân chia này và nhận đợc một mô hình liên hệ giữa tổng lợng ma và tổng lu lợng không chỉ cho một trận ma đơn mà còn cho các mô phỏng liên tục. Những mô hình này xuất phát từ sự phát triển trong phân tích hệ thống tuyến tính chung đợc đi đầu bởi Box và Jenkin (1970). Các mô hình tuyến tính chung cho phép chia cắt thuỷ đồ rõ ràng sẽ đợc xem xét chi tiết trong chơng 4. Một [...]... là một hàm phi tuyến đơn giản của các đầu vào hoặc các biến khác có thể Hộp 2. 2 Mô hình Xinanjiang/ Arno/ VIC Hình B .2. 2.1.Đồ thị sơ đồ của mô hình VIC-2L (Liang và nnk 199 4) Một diễn tả về một loại các mô hình được đặt tên khác nhau là Xinanjiang (Zhao và Liu, 199 5), Arno (Todini, 199 6), hoặc mô hình thấm thay đổi (VIC) (Wood và nnk, 19 92; X.Liang và nnk, 1994; Lohmann và nnk, 1998a) được bao hàm ở... tại trung bình dài cho mô hình dòng chảy cơ sở Ví dụ mô hình IHACRES của Jakeman và nnk (1 99 0) và mô hình luỹ thừa song tuyến tính của Young và Beven (1 99 4), các mô hình này giống nhau trong mô hình của họ về thành phần diễn toán nhưng khác về cách tiếp cận để mô hình hoá lưu vực một cách phi tuyến Kiểm tra chi tiết hơn về loại mô hình hàm chuyển đổi chung này sẽ được đưa ra trong phần 4.3 Các tiếp cận... Arno hoặc mô hình khả năng thấm thay đổi (VIC), được mô tả trong bảng 2. 2 Mô hình này khá thú vị là mặc dù nó có thể bị phân loại như là loại mô hình dạng ESMA, thành phần tạo dòng chảy mặt cũng có thể được giải thích bởi thuật ngữ hàm phân bố của các đặc trưng lưu vực (xem phần 2. 6) Nó cũng được thực hiện như một mô hình thuỷ văn quy mô lớn hoặc thông số hoá bề mặt đất trong một vài mô hình khí hậu... trong một mô hình đơn như thế nào Sự phân tích của họ vẫn là cơ sở của hầu hết sự các loại mô hình phân bố mưa- dòng chảy phát triển ngày nay Hầu hết các phương trình là các phương trình vi phân riêng phi tuyến (nghĩa là phương trình vi phân được giải cho nhiều hơn một biến không gian và một biến thời gian, xem hộp 2. 3) Cho dạng của độ lớn dòng chảy và các điều kiện biên trong mô hình hoá mưa- dòng chảy có... G: Trữ nước ngầm (với thông số Kg) G*: Ngưỡng trữ nước ngầm P : Đầu vào mưa ET: Bốc thoát hơi từ trữ nước trong đất ER: Bốc hơi từ trữ nước mặt Q1: Dòng chảy mặt QS: Dòng chảy ra từ trữ diễn toán nước mặt QB: Dòng chảy ra từ trữ nước ngầm Q: Lưu lượng dòng tổng cộng Hình 2. 8 Đồ thi sơ đồ của mô hình mưa- dòng chảy tính toán độ ẩm đất hiện (ESMA) hoặc nhận thức Dawdy và ODonnel (1 98 5) Cung cấp một số... quy mô lớn hơn mà tại đó dự báo yêu cầu Mô hình dự báo sẽ phản ánh các dạng của số liệu có khả năng trong thực tế Trong chương sau, chúng ta sẽ xem xét số liệu có khả năng cho mô hình hoá chi tiết hơn Chương 4 sẽ xem xét các mô hình lưu vực tập trung, chương 5 sẽ thảo luận các mô hình dựa trên vật lý đầy đủ, và chương 6 sẽ xem xét các mô hình hàm phân bố 2. 8 Các điểm khoá từ chương 2 Bất kỳ một mô hình. .. rằng một mô hình tương thích hơn so với các mô hình khác sau khi các thông số của mô hình đã được hiệu chỉnh (xem ví dụ nghiên cứu của Franchini và Pacciani 1991; Chiew và nnk, 1993; và Editjatno và nnk, 199 9) Hình 2. 9 Lưu lưọng dự báo và quan trắc của Kings Creek (1 1.7km 2) sử dụng mô hình VIC-2L của hộp 2. 2 Lưu ý khó khăn của sự mô phỏng thời kỳ trước-ướt sau một mùa hè khô (Liang và nnk 199 6) In lại... các mô hình HSPF, SSAR và Saramento của Mỹ, mô hình HBV của Thuỵ Điển, mô hình TANK của Nhật, mô hình UBC của Canada, và mô hình RORB của Australia So sánh các mô hình khác nhau phát hiện ra hạn chế chủ quan trong việc xác định một cấu trúc mô hình riêng biệt mặc dù thường có sự tương tự trong một vài thành phần Một ví dụ về mô hình sử dụng hiện nay được biết như là mô hình Xinanjiang hoặc mô hình. .. Mississipi (Liston và nnk, 199 4), lưu vực sông Arkansas-Red (Abdullah và nnk 1996; Abdullah và Lettenmaier 199 7) và sông Weser (Lohman và nnk, 1998b) đã được đưa ra và VIC-2L cũng được có trong dự án so sánh sơ đồ thông số hoá bề mặt đất (PILPS) (xem ví dụ so sánh về dự báo dòng chảy được đưa ra bởi Lohman và nnk, 1998c) Phiên bản của mô hình được diễn tả ở đây là cấu trúc VIC-2L (hai lớp) của X.Liang... chi tiết như mô hình SHE và các mô hình phân bố đầy đủ khác Mô hình loại này nhìn chung sử dụng một cấu trúc hàm phân bố để diễn tả sự thay đổi không gian của sản sinh dòng chảy Sự phân bố có thể căn cứ trên diễn tả thống kê duy nhất như trong mô hình phân bố xác suất (PDM) của Moore và Clarke (1 98 1); trên một cấu trúc hàm đơn giản, như trong mô hình Xinanjiang/ ARNO/ VIC trong hộp 2. 2; trên đường . phân tách thành một thành phần dòng chảy cơ sở và thành phần dòng chảy ma rào (ví dụ hình 2. 5(a )) . Sau đó sự phân chia thuỷ đồ trở thành một phần quan trọng của việc áp dụng mô hình đờng đơn. của đờng đơn vị h(t) tơng đơng với phân bố Gamma: )( )/ exp(1 )( 1 NK Kt K th N (2 . 2) trong đó: )( N là hàm Gamma ( )! 1 () ( NN cho các giá trị nguyên của N). Cho các giá trị. dòng chảy do ma và dòng chảy cơ sở. (a).Phân theo đờng thẳng (Hawlett 197 4) .(b)Phân bằng mở rộng đờng nớc rút (Reed và nnk). Trong nhiều tài liệu, thành phần dòng chảy do ma đợc gọi là thành phần