3 Quá trình Rainfall-Runoff

Quá trình rainfall-runoff (mưa – dòng chảy) là tập hợp các quá trình tự nhiên có liên quan, theo đó nước dưới dạng giáng thủy rơi vào một lưu vực và sau đó thoát đi dưới dạng dòng chảy do mưa (runoff). Lượng nước mưa chảy ra từ lưu vực được gọi là lượng mưa dư (rainfall excess) . Các thất thoát thủy văn (hydrologic abstraction) thường dùng để mô tả tất cả các quá trình làm thất thoát nước từ lượng nước mưa ban đầu. Dòng chảy bề mặt do mưa (surface runoff) là phần lượng nước rơi không bị mất đi do các thất thoát. Từ đó nói rằng thể tích của dòng chảy bề mặt do mưa bằng với thể tích của lượng mưa dư.

Mục tiêu chính của chương này là mô tả đầy đủ hơn về dòng chảy do mưa bằng cách đặt nó trong bối cảnh của chu trình thủy văn. Việc hiểu rõ quá trình này giúp áp dụng đúng các phương pháp thiết kế thủy văn. Phần này xác định các khía cạnh liên quan của sự giáng thủy và trình bày chi tiết từng loại thất thoát thủy văn, minh họa ảnh hưởng tương ứng của chúng đến dòng chảy do mưa. Chương này cũng thảo luận định tính về dòng chảy do mưa và nêu rõ các đặc trưng quan trọng, cùng với cách mà các yếu tố khác nhau của lưu vực ảnh hưởng đến nó. Vì các đặc trưng thời gian đối với dòng chảy do mưa rất quan trọng trong thiết kế, chương này cũng đề cập đến các thông số thời gian truyền của dòng chảy do mưa.

3.1 Chu trình thủy văn

Nước là một trong những chất cơ bản và phổ biến nhất, đồng thời là chất duy nhất trên Trái Đất tồn tại tự nhiên ở cả ba trạng thái vật chất (lỏng, rắn và khí). Lượng nước thay đổi theo không gian và thời gian. Tại bất kỳ thời điểm nào, phần lớn nước trên Trái Đất nằm trong các đại dương, nhưng luôn có sự luân chuyển liên tục của nước từ đại dương vào khí quyển, đến đất liền, và quay trở lại đại dương. Các nhà thủy văn gọi quá trình luân chuyển này, cùng với sự chuyển pha của nước từ dạng này sang dạng khác, là chu trình thủy văn (hydrologic cycle).

Chu trình thủy văn: Quá trình rainfall-runoff cũng được biết đến với tên gọi là chu trình thủy văn. Chu trình thủy văn là sự vận động liên tục của nước, dưới các dạng lỏng, khí và rắn, từ khí quyển đến bề mặt Trái Đất và quay trở lại khí quyển. Bức xạ mặt trời là nguồn năng lượng chính điều khiển các quá trình mưa/tuyết rơi, bay hơi và ngưng tụ. Lực hấp dẫn là động lực chính chi phối dòng chảy tràn của nước trên bề mặt Trái Đất.

Hình 3.1 minh họa chu trình thủy văn. Bắt đầu với hơi ẩm trong khí quyển, chu trình thủy văn có thể được mô tả như sau (mặc dù thực tế không có điểm bắt đầu hay kết thúc cụ thể cho chu trình này):

• Khi không khí ấm và ẩm được nâng lên đến độ cao nơi xảy ra quá trình ngưng tụ, hiện tượng giáng thủy sẽ hình thành dưới dạng mưa, mưa đá, mưa tuyết hay tuyết, và sau đó rơi xuống một lưu vực.
• Một phần nước sẽ bay hơi trong khi rơi; phần còn lại hoặc rơi xuống mặt đất hoặc bị cản lại bởi các công trình, cây cối và thảm thực vật khác.
• Lượng nước bị cản lại sẽ bay hơi trực tiếp trở lại khí quyển, qua đó hoàn tất một phần của chu trình thủy văn.
• Phần nước còn lại sẽ rơi xuống bề mặt đất hoặc các mặt nước như sông, hồ, ao và đại dương.

Nếu giáng thủy dưới dạng tuyết hoặc băng và nhiệt độ bề mặt hoặc không khí đủ lạnh, nước đóng băng này sẽ được lưu trữ tạm thời dưới dạng tuyết tích tụ (snowpack). Khi nhiệt độ tăng lên và băng tan, lượng nước này sẽ được giải phóng. Trong khối tuyết, một phần nước có thể bay hơi trực tiếp qua quá trình thăng hoa – tức là băng chuyển thành hơi nước mà không qua giai đoạn lỏng. Khi nhiệt độ vượt quá điểm tan, nước từ tuyết tan có thể tiếp tục tham gia vào chu trình thủy văn.

Phần nước chạm đến bề mặt Trái Đất sẽ bay hơi, thấm vào vùng rễ, hoặc chảy tràn trên bề mặt vào các vũng nước, trũng địa hình, rãnh hoặc dòng chảy. Quá trình thấm (infiltration) giúp tăng độ ẩm của đất. Dung tích đồng ruộng (field capacity) là lượng nước mà đất giữ lại sau khi thoát hết nước do trọng lực. Nếu độ ẩm đất nhỏ hơn dung tích đồng ruộng, nước sẽ tiếp tục bốc hơi hoặc thoát qua quá trình thoát hơi nước từ cây cối. Nếu độ ẩm vượt quá dung tích đồng ruộng, nước sẽ thấm sâu và trở thành nước ngầm.

Phần lượng mưa đọng lại trong các vũng nước hoặc vùng trũng có thể bay hơi, thấm vào đất, hoặc nếu vượt quá khả năng chứa thì sẽ chảy tràn bề mặt và dần chảy về các rãnh thoát nước tự nhiên. Nước đọng này được gọi là trữ nước vùng trũng (depression storage) và không đóng góp cho dòng chảy tràn bề mặt.

Trước khi nước có thể chảy tràn bề mặt hoặc vào hệ thống thoát nước tự nhiên hay nhân tạo, nó phải làm đầy thể tích chứa – được gọi là trữ nước tạm thời (detention storage). Đây là dạng trữ nước ngắn hạn vì phần lớn nước sẽ tiếp tục thoát ra sau khi mưa dừng. Phần nước thấm vào đất sẽ được lưu giữ dưới dạng độ ẩm đất hoặc nước ngầm, có thể tiếp tục tham gia chu trình thủy văn bằng chuyển động mao dẫn, chảy rò rỉ ra sông hồ, hoặc được bơm từ giếng, xả vào hệ thống tưới tiêu, cống thoát, v.v. Nước đến sông ngòi có thể bị giữ lại trong các hồ chứa hoặc chảy ra đại dương. Trong suốt quá trình này, nước liên tục bay hơi và quay trở lại khí quyển, lặp lại chu trình thủy văn.

Trong thiết kế đường giao thông, mối quan tâm chính là dòng chảy bề mặt do mưa (tức phần của chu trình thủy văn ảnh hưởng trực tiếp đến hệ thống thoát nước). Bốn yếu tố quan trọng nhất với kỹ sư thiết kế là:

1. Precipitation (giáng thủy),
2. Infiltration (thấm),
3. Storage (trữ nước),
4. Surface runoff (dòng chảy bề mặt do mưa).

Tùy vào điều kiện địa phương, các yếu tố khác có thể quan trọng; tuy nhiên, bốc hơi và thoát hơi nước thường có thể bỏ qua trong tính toán.

Precipitation đóng vai trò rất quan trọng trong việc xây dựng thủy đồ, đặc biệt là trong các phương pháp thủy đồ đơn vị tổng hợp. Trong một số công thức tính lưu lượng đỉnh, lượng mưa dư hoặc tổng lượng mưa rơi trừ đi tổng lượng nước thấm và bị trữ lại được dùng để ước tính lưu lượng lũ.

Như đã đề cập ở trên, thấm là phần lượng mưa thấm vào bề mặt đất và có thể trở thành nước ngầm hoặc được cây cối hấp thụ rồi thoát trở lại khí quyển qua quá trình thoát hơi nước. Một phần nước thấm có thể quay trở lại hệ thống sông nhánh; dòng nước này được gọi là dòng chảy trung gian (interflow) – di chuyển chậm dưới bề mặt đất hoặc qua quá trình thấm rỉ nước ngầm. Tuy nhiên, lượng dòng chảy trung gian này thường nhỏ.

HEC-16 (FHWA 2023) trình bày chi tiết hơn về vai trò của nước ngầm đối với nước mặt và dòng chảy trung gian. Lượng trữ nước (storage) là lượng nước giữ lại trên mặt đất trong các vũng nước, vùng trũng, lượng nước được giữ lại với quy mô lớn hơn trong các công trình nhân tạo.

Dòng chảy bề mặt do mưa là phần nước chảy trên bề mặt đất, từ lưu vực vào hệ thống sông nhánh và cuối cùng vào dòng chính của con sông.

Người thiết kế cần xác định khối lượng và phân bố thời gian của dòng chảy do mưa tại vị trí vượt sông của tuyến đường, xem xét các yếu tố liên quan trong chu trình thủy văn. Trong phần lớn các trường hợp, người thiết kế ước lượng các yếu tố này. Ở một số tình huống, người thiết kế có thể xác định giá trị lượng mưa, thấm và trữ nước một cách tự tin, trong khi ở các trường hợp khác, sẽ có mức độ không chắc chắn đáng kể. Phân tích cuối cùng có thể bỏ qua tầm quan trọng của một hoặc nhiều dạng thất thoát thủy văn.

3.2 Giáng thủy (Precipitation)

Precipitation là nước rơi từ khí quyển xuống dưới dạng lỏng hoặc rắn. Nó được hình thành từ quá trình ngưng tụ hơi ẩm trong khí quyển do sự làm lạnh của một khối không khí. Nguyên nhân phổ biến nhất gây ra sự làm lạnh này là sự nâng lên động học hoặc đẳng nhiệt của không khí. Sự nâng đẳng nhiệt – chịu ảnh hưởng bởi áp suất không khí, thể tích và nhiệt độ – khiến một khối không khí được nâng lên, dẫn đến làm lạnh và khả năng ngưng tụ thành các giọt mây rất nhỏ. Khi các giọt nước này kết tụ lại và đạt đến kích thước đủ lớn để vượt qua sức cản của không khí, precipitation sẽ xảy ra dưới một hình thức nào đó.

3.2.1 Các dạng Precipitation

Precipitation xảy ra dưới nhiều hình thức khác nhau. Mưa là dạng precipitation tồn tại ở thể lỏng khi đến mặt đất. Tuyết là nước đóng băng ở trạng thái tinh thể, trong khi mưa đá là nước đóng băng ở trạng thái “rắn khối”. Mưa tuyết (sleet) là tuyết đã tan một phần, tạo thành hỗn hợp giữa mưa và tuyết. Tất nhiên, precipitation rơi xuống mặt đất ở trạng thái đông lạnh sẽ không tham gia vào dòng chảy do mưa cho đến khi tan chảy. Phần lớn precipitation ở khu vực đồi núi và các vĩ độ phía bắc sẽ ở dạng băng tuyết và được lưu trữ dưới dạng tuyết tích hoặc băng cho đến khi thời tiết ấm lên.

3.2.2 Các loại Precipitation (theo nguồn gốc)

Nguồn gốc của chuyển động nâng đoạn nhiệt cho phép phân loại các loại hình trận mưa. Các chế độ mưa khác nhau về không gian và thời gian đặc trưng cho từng loại phân loại này, thường dựa theo kiểu hình của hệ thống gây mưa. Ba loại trận mưa chính được phân loại là mưa do đối lưu (convective storms), mưa do địa hình (orographic storms), và mưa do nhiễu động xoáy (cyclonic storms). Một số khu vực có thể xem xét một loại trận mưa thứ tư, ví dụ như bão hoặc xoáy thuận nhiệt đới (hurricane or tropical cyclone), mặc dù đây là một trường hợp đặc biệt của mưa do nhiễu động xoáy. Các trận mưa thiết kế (Design storms) sẽ được trình bày trong Mục 8.2.

3.2.2.1 Mưa do đối lưu (Convective Storms)

Precipitation từ các trận mưa do đối lưu xảy ra khi không khí ẩm ấm từ các tầng thấp bốc lên và trộn lẫn vào lớp không khí lạnh hơn bên trên, như minh họa trong Hình 3.2. Dạng đặc trưng của mưa do đối lưu là mưa dông mùa hè. Bề mặt Trái đất được làm nóng đáng kể từ giữa trưa đến cuối buổi chiều trong một ngày hè, truyền nhiệt cho lớp không khí xung quanh. Không khí được làm nóng này bắt đầu bốc lên xuyên qua lớp không khí bên trên, và nếu điều kiện độ ẩm phù hợp được đáp ứng (tức đạt đến mức ngưng tụ), một lượng lớn hơi ẩm sẽ bị ngưng tụ từ khối không khí đang bốc lên và bị làm lạnh nhanh chóng.

Sự ngưng tụ nhanh này thường dẫn đến lượng mưa rất lớn chỉ từ một cơn giông đơn lẻ được hình thành do tác động đối lưu. Tốc độ và độ sâu mưa rất lớn là hiện tượng phổ biến dưới những trận giông chuyển động chậm.

3.2.2.2 Mưa do địa hình (Orographic Storms)

Mưa do địa hình là kết quả của không khí bị ép dâng lên qua một đặc điểm địa lý cố định như một dãy núi (xem Hình 3.3). Các kiểu mưa đặc trưng ở các bang ven Thái Bình Dương là kết quả của ảnh hưởng địa hình đáng kể. Các sườn núi đón gió (windward) ẩm ướt hơn nhiều so với sườn khuất gió (leeward). Ở dãy núi Cascade tại bang Washington và Oregon, các sườn núi hướng tây có thể nhận được hơn 100 inch mưa hàng năm, trong khi các sườn núi hướng đông, chỉ cách đỉnh núi một khoảng ngắn, chỉ nhận được khoảng 20 inch mưa hàng năm.

3.2.2.3 Mưa do nhiễu động xoáy (Cyclonic Storms)

Không khí bốc lên hoặc nâng lên khi hội tụ tại một vùng áp suất thấp sẽ gây ra precipitation do nhiễu động xoáy. Không khí di chuyển từ khu vực có áp suất cao về phía khu vực có áp suất thấp. Ở các vĩ độ trung bình, các trận mưa do nhiễu động xoáy thường di chuyển từ tây sang đông và đi kèm với các khối không khí lạnh và nóng đối lập. Các xoáy thuận ở vĩ độ trung bình này đôi khi còn được gọi là xoáy ngoài nhiệt đới, thể hiện việc chúng đã mất đi các đặc điểm “nhiệt đới” ban đầu, hoặc còn gọi là trận mưa lục địa.

Trận mưa lục địa thường xảy ra tại ranh giới giữa hai khối không khí có nhiệt độ khác biệt rõ rệt. Khi xuất hiện nhiễu động tại ranh giới giữa hai khối không khí này, nó có thể phát triển thành một dạng sóng, di chuyển từ tây sang đông dọc theo ranh giới. Trên bản đồ thời tiết, nhiễu động xoáy thường xuất hiện như minh họa trong Hình 3.4, với hai mặt phân chia (front) hình thành: một mặt có không khí nóng đẩy vào vùng có không khí lạnh, và mặt còn lại có không khí lạnh đẩy vào vùng có không khí ấm hơn.

Kiểu di chuyển không khí này, khi không khí ấm là khối tấn công, được gọi là mặt nóng (warm front); khi không khí lạnh là khối tấn công, thì gọi là mặt lạnh (cold front) (xem Hình 3.5). Precipitation đi kèm mặt lạnh thường rất lớn và tập trung trong phạm vi nhỏ, trong khi precipitation từ mặt nóng thì nhẹ hơn, ít hơn nhưng trải rộng trên diện tích lớn hơn.

Lốc xoáy (tornado) và các hiện tượng thời tiết cực đoan khác thường liên quan đến mặt lạnh.

3.2.2.4 Bão và Bão nhiệt đới (Hurricanes and Typhoons)

Bão nhiệt đới, bão xoáy thuận nhiệt đới hình thành trên các đại dương nhiệt đới có nhiệt độ bề mặt nước lớn hơn 84 °F (~29 °C). Bão không có các mặt phân chia khí áp, vì không khí đều ấm do bề mặt đại dương nơi hình thành bão cũng đồng đều ấm. Bão có thể gây ra lượng mưa cực lớn trong thời gian tương đối ngắn. Lượng mưa từ 14 đến 20 inch (350 – 500mm) trong chưa đầy 24 giờ là phổ biến trong các cơn bão đã phát triển mạnh, trong đó gió duy trì thường vượt quá 74 dặm/giờ (nd: ~119km/h).

(nd: Hurricanes and Typhoons)

• Hurricane: chỉ bão mạnh hình thành ở Đại Tây Dương và Đông Bắc Thái Bình Dương (thường gọi là bão).
• Typhoon: chỉ bão mạnh ở Tây Bắc Thái Bình Dương (thường gọi là bão nhiệt đới hoặc bão xoáy).
• Cả hai đều là xoáy thuận nhiệt đới (tropical cyclones), chỉ khác tên gọi theo khu vực.

3.2.3 Đặc điểm của các trận mưa

Lượng mưa được đo bằng độ sâu thẳng đứng của nước sẽ tích tụ trên một bề mặt nằm ngang nếu nó giữ nguyên vị trí rơi xuống. Có nhiều loại máy đo mưa khác nhau để đo lượng mưa. Tất cả các trạm khí tượng cấp một đều sử dụng máy đo để cung cấp số liệu gần như liên tục về lượng mưa tích lũy theo thời gian. Các kỹ sư đường chủ yếu xem xét các đặc điểm lượng mưa ảnh hưởng trực tiếp đến thoát nước của đường: cường độ (tốc độ mưa rơi); thời lượng; phân bố thời gian của lượng mưa; hình dạng, kích thước, hướng di chuyển và tần suất của trận mưa.

Giáng thủy dưới dạng tuyết cũng được đo bằng độ sâu thẳng đứng và có thể chuyển đổi sang lượng nước tương đương. (Xem Mục 11.2)

Hình 3.6 biểu diễn sự phụ thuộc theo thời gian của cường độ mưa, được gọi là biểu đồ mưa (hyetograph), đối với hai trận mưa tại một vị trí đo cụ thể. Cường độ mưa là tốc độ mưa và thường được biểu diễn bằng đơn vị inch mỗi giờ. Cường độ có thể thay đổi từ các điều kiện mưa phùn (chỉ có dấu hiệu mưa) đến lượng mưa lớn từ những trận mưa giông dữ dội. Dữ liệu mưa thường được báo cáo dưới dạng bảng hoặc dưới dạng các đường tổng lượng mưa tích lũy như được minh họa trong Hình 3.7. Trong bất kỳ trận mưa nào, cường độ tức thời là độ dốc của đường cong tổng lượng mưa tại một thời điểm cụ thể.

Các nhà phân tích thường chia trận mưa thành các khoảng thời gian thuận tiện và xác định cường độ trung bình trong mỗi khoảng thời gian đã chọn. Trong khi các minh họa phía trên sử dụng khoảng thời gian 1 giờ để xác định cường độ trung bình, các kỹ sư thiết kế có thể sử dụng bất kỳ khoảng thời gian nào phù hợp với quy mô thời gian của hiện tượng thủy văn cần được phân tích.

Các kỹ sư xác định thời lượng mưa (storm duration) — hoặc thời gian mưa (time of rainfall) — là khoảng thời gian từ lúc bắt đầu mưa đến lúc mưa kết thúc. Ví dụ, trong Hình 3.6, thời lượng mưa đơn giản là độ rộng (đáy thời gian) của biểu đồ mưa. Theo Hình 3.7, thời lượng được tính từ lúc bắt đầu trận mưa đến điểm mà đường tổng lượng mưa tích lũy trở nên nằm ngang, cho thấy không còn sự tích lũy lượng mưa nào nữa. Thời lượng mưa ảnh hưởng trực tiếp nhất đến dòng chảy bề măt do mưa, với các cơn mưa kéo dài tạo ra dòng chảy do mưa lớn hơn so với các cơn mưa ngắn có cùng cường độ.

Phân bố theo thời gian của lượng mưa ảnh hưởng đến phân bố tương ứng của dòng chảy mặt do mưa. Như minh họa trong Hình 3.8, lượng mưa cường độ cao ở đầu cơn mưa thường dẫn đến sự gia tăng nhanh chóng của dòng chảy do mưa, sau đó là giai đoạn suy giảm kéo dài. Ngược lại, nếu lượng mưa cường độ cao xảy ra vào cuối thời gian mưa thì thời gian đến đỉnh thường dài hơn, theo sau là giai đoạn suy giảm tát nhanh.

Các nhà phân tích thường xác định ba yếu tố khí tượng — dạng mưa, phạm vi và hướng di chuyển — theo loại hình cơn mưa (xem Mục 3.2.2). Ví dụ, các cơn mưa liên quan đến các front lạnh (giông bão) thường mang tính cục bộ hơn, di chuyển nhanh hơn và có thời gian ngắn hơn, trong khi các front ấm có xu hướng tạo ra các cơn mưa di chuyển chậm, phạm vi rộng và thời gian kéo dài. Cả ba yếu tố này đều quyết định phạm vi không gian của lượng mưa và mức độ mà một phần của lưu vực đóng góp vào dòng chảy bề mặt theo thời gian. Như được minh họa trong Hình 3.9, một trận mưa nhỏ, mang tính cục bộ với cường độ và thời lượng nhất định, xảy ra trên một phần của lưu vực, sẽ tạo ra lượng dòng chảy do mưa nhỏ hơn nhiều so với trường hợp cùng trận mưa đó bao phủ toàn bộ lưu vực.

Vị trí của một trận mưa cục bộ trong lưu vực cũng ảnh hưởng đến phân bố thời gian của dòng chảy bề mặt do mưa. Một trận mưa gần cửa ra của lưu vực dẫn đến lưu lượng đỉnh xảy ra rất nhanh và lũ đi qua nhanh. Nếu cùng trận mưa xảy ra ở một khu vực xa cửa ra, dòng chảy do mưa tại cửa ra sẽ kéo dài hơn và lưu lượng đỉnh thấp hơn do có sự trữ nước trong dòng chảy.

Sự di chuyển của trận mưa cũng ảnh hưởng tương tự đến phân bố dòng chảy do mưa, đặc biệt nếu lưu vực dài và hẹp. Hình 3.10 cho thấy một trận mưa di chuyển ngược dòng từ cửa ra cho thấy lưu lượng đỉnh khá đối xứng trong phân bố dòng chảy do mưa . Cùng cơn mưa di chuyển xuôi dòng thường dẫn đến lưu lượng đỉnh cao hơn, xảy ra muộn hơn và phân bố bất đối xứng.

Tần suất cũng là một đặc tính quan trọng vì nó thiết lập khung tham chiếu cho việc đánh giá mức độ thường xuyên mà một dạng mưa nhất định có khả năng xảy ra trung bình trong một khoảng thời gian quan sát. Xét về mặt thiết kế đường giao thông, mối quan tâm chính là tần suất xảy ra của dòng chảy bề mặt do mưa tương ứng, và đặc biệt là tần suất của lưu lượng đỉnh. Dù một trận mưa có cùng tần suất không phải lúc nào cũng gây ra lũ có cùng tần suất, nhiều kỹ thuật phân tích được xây dựng dựa trên giả định này, đặc biệt trong các lưu vực không có số liệu đo đạc. Mục 3.4 trình bày một số yếu tố quyết định mức độ tương quan giữa tần suất của mưa và lưu lượng đỉnh.

Chương 4 sẽ trình bày đầy đủ hơn về các tài liệu tham khảo và nguồn dữ liệu về lượng mưa. Do đặc điểm rất thay đổi và bất thường của lượng mưa, các kỹ sư và thiết kế đường bộ có thể cần làm quen với các loại trận mưa khác nhau và các đặc trưng lượng mưa đặc trưng cho khu vực của họ. Việc hiểu biết các biến đổi theo mùa phổ biến ở nhiều khu vực có thể hữu ích. Ngoài ra, các kỹ sư thiết kế đường cũng có thể thu được lợi ích từ việc nghiên cứu các báo cáo về các trận mưa bão và lũ lịch sử trong một khu vực. Những báo cáo này có thể cung cấp thông tin về các trận mưa trong quá khứ và các hậu quả mà chúng có thể đã gây ra cho các công trình thoát nước.

3.2.4 Đường cong Cường độ–Thời lượng–Tần suất

Ba đặc trưng của mưa – cường độ, thời lượng và tần suất – rất quan trọng và có sự tương tác với nhau trong nhiều bài toán thiết kế thủy văn. Trong thiết kế, các kỹ sư đường thường kết hợp ba đặc trưng này, thường là dưới dạng đồ thị, thành đường cong cường độ–thời lượng–tần suất (IDF). Các nhà thực hành vẽ đồ thị cường độ mưa theo thời lượng với mỗi tần suất, trong đó cường độ mưa là tung độ và thời lượng là hoành độ. Các đường cong IDF phụ thuộc vào vị trí. Do tính phụ thuộc vị trí này, các kỹ sư đường bộ sử dụng các đường cong IDF địa phương và Atlas NOAA 14, cùng với các nguồn khác, cho công việc thiết kế thủy văn. Hình 3.11 minh họa một ví dụ về một tập hợp các đường cong IDF.

Thông thường, đường cong IDF cho một tần suất cụ thể có dạng cong đặc trưng đối với các thời lượng ngắn (thường là 2 giờ trở xuống) và là một đường thẳng đối với các thời lượng dài hơn. Một mô hình cho đường cong IDF với một tần suất cho trước là:

$$i = \begin{cases} \frac{a}{D + b} & \text{với } D \leq 2 \text{ h} \\ cD^d & \text{với } D > 2 \text{ h} \end{cases} \quad \tag{3.1}$$

trong đó:

• i = Cường độ mưa, in/h (mm/h)
• D = Thời lượng mưa, giờ
• a, b, c, d = Các hằng số thực nghiệm

Một mô hình khác cho đường cong IDF là phiên bản tổng quát hơn của phần thời lượng ngắn của mô hình trước.

$$i = \frac{a}{(D + b)^m} \quad \tag{3.2}$$

trong đó:

• i = Cường độ mưa, in/h (mm/h)
• D = Thời lượng mưa, giờ
• a, b, m = Các hằng số thực nghiệm

Trong cả hai mô hình, thời lượng được giả định bằng với thời gian tập trung trong ngữ cảnh của phương pháp Rational.

Một số tài liệu thiết kế thủy văn cung cấp các đường cong depth-duration-frequency (DDF) như một lựa chọn thay thế cho các đường cong IDF. Đường cong DDF giống với IDF ngoại trừ việc độ sâu mưa được biểu diễn trên trục tung (ordinate). Cả hai dạng biểu diễn đều cung cấp cùng một thông tin. Việc chọn lựa cách biểu diễn phụ thuộc vào ứng dụng cụ thể của dữ liệu mưa.

3.3 Các thất thoát thủy văn (Hydrologic Abstractions)

Thất thoát (abstraction), còn được gọi là tổn thất mưa (rainfall loss), là thuật ngữ chung cho các quá trình khác nhau loại bỏ nước từ lượng mưa rơi trước khi nó rời lưu vực dưới dạng dòng chảy do mưa. Các dạng thất thoát nước trực tiếp bao gồm thấm vào đất (infiltration), chặn nước (interception), và lưu trữ tại chỗ trũng (depression storage). Các dạng thất thoát nước gián tiếp, tức là xảy ra chủ yếu sau khi mưa kết thúc, bao gồm bay hơi (evaporation) và thoát hơi (transpiration).

3.3.1 Thấm vào đất (Infiltration)

Thấm là dòng chảy của nước từ bề mặt đất xuống lớp đất bên dưới thông qua sự thấm hút. Quá trình thấm rất phức tạp và phụ thuộc vào nhiều yếu tố như loại đất, lớp phủ thực vật, độ ẩm ban đầu của đất (được bàn trong Mục 3.5.7), hoặc thời gian đã trôi qua kể từ trận mưa trước đó; cường độ mưa; và nhiệt độ. Thấm thường là quá trình thất thoát quan trọng nhất trong việc xác định phản ứng của một lưu vực đối với một trận mưa cụ thể. Dù thấm rất quan trọng, việc sử dụng các mô hình để dự đoán chính xác tốc độ thấm hoặc tổng lượng thấm đối với một lưu vực cụ thể đã chứng minh là rất thách thức.

3.3.2 Sự chặn nước (Interception)

Chặn nước là quá trình loại bỏ nước khi nó làm ướt và bám vào các vật thể phía trên mặt đất như công trình, cây cối và thảm thực vật. Khi mưa bắt đầu, lá cây và các bề mặt chắn nước khác còn khô. Khi nước mưa bám vào các bề mặt này, một phần của trận mưa ban đầu bị giữ lại. Quá trình này xảy ra trong một khoảng thời gian tương đối ngắn, và khi sự làm ướt ban đầu hoàn tất, lượng nước bị chắn sẽ giảm về 0. Lượng nước này sau đó bị loại bỏ khỏi các bề mặt chắn thông qua bay hơi. Lượng nước bị chắn có thể lên tới 0.08 inch trong một trận mưa đơn lẻ, nhưng thường vào khoảng 0.02 inch. Lượng nước bị loại bỏ qua chắn nước thường không đáng kể trong một trận mưa riêng lẻ và thường bị bỏ qua trong các ứng dụng thủy văn đường giao thông, nhưng trong thời gian dài, nó có thể trở nên đáng kể. Sau mỗi trận mưa, nước bị chặn thường bay hơi.

3.3.3 Trữ nước chỗ trũng (Depression Storage)

Sự trữ nước ở chỗ trũng là thuật ngữ áp dụng cho lượng nước bị mất vì bị giữ tạm thời trong các vùng trũng nhỏ đặc trưng cho bất kỳ bề mặt tự nhiên nào mà không có khả năng thoát ra để trở thành dòng chảy do mưa. Cuối cùng, nước trong vùng lưu trữ trũng hoặc bốc hơi hoặc thấm vào đất. Khi vùng lưu trữ trũng đã đầy, lượng mưa tiếp theo sẽ tràn qua các vùng trũng này và trở thành dòng chảy tràn. Lượng nước bị mất do trữ nước chỗ trũng thay đổi đáng kể tùy theo mục đích sử dụng đất. Một bề mặt lát không giữ được nhiều nước như một cánh đồng mới được cày xới. Tầm quan trọng tương đối của trữ nước chỗ trũng trong việc xác định dòng chảy do mưa từ một trận mưa phụ thuộc vào lượng và cường độ mưa trong trận mưa đó. Giá trị điển hình của trữ nước chỗ trũng dao động từ 0.04 đến 0.3 inch, với một số giá trị cao tới 0.6 inch mỗi trận mưa. Giống như bay hơi và thoát hơi nước, các kỹ sư thường không tính toán sự trữ nước chỗ trũng trong thiết kế đường giao thông.

3.3.4 Bay hơi (Evaporation)

Bay hơi là quá trình mà nước từ mặt đất và bề mặt nước được chuyển hóa thành hơi nước và quay trở lại khí quyển. Quá trình này xảy ra liên tục khi không khí chưa bão hòa và nhiệt độ đủ cao. Không khí được xem là “bão hòa” khi nó giữ được lượng hơi ẩm tối đa ở nhiệt độ nhất định. Không khí bão hòa có độ ẩm tương đối 100 phần trăm. Bay hơi đóng vai trò lớn trong việc xác định cân bằng nước dài hạn trong một lưu vực. Tuy nhiên, bay hơi thường không đáng kể trong các lưu vực nhỏ đối với các sự kiện mưa đơn lẻ và có thể được bỏ qua khi tính toán lưu lượng thoát từ một trận mưa nhất định.

3.3.5 Thoát hơi nước (Transpiration)

Thoát hơi nước là quá trình loại bỏ nước vật lý khỏi lưu vực thông qua các hoạt động sinh học gắn với sự phát triển của thực vật. Trong quá trình hô hấp, thực vật xanh hút nước từ đất và thải hơi nước ra không khí qua tán lá. Giống như quá trình bay hơi, quá trình này chỉ có ý nghĩa đáng kể với một lưu vực trong thời gian dài. Nó có ảnh hưởng tối thiểu đến dòng chảy tràn từ một sự kiện mưa đơn lẻ, vốn xảy ra trong thời gian ngắn hơn. Nước bị thực vật hút thường đã được thấm vào đất từ trước.

3.3.6 Các phương pháp tính tổng thất thoát (Total Abstraction Methods)

Mặc dù thể tích của từng quá trình thất thoát nước riêng lẻ có thể nhỏ, nhưng tổng thể tích của chúng có thể có ý nghĩa thủy văn đáng kể. Do đó, các phương pháp thủy văn thường tính toán một giá trị duy nhất cho toàn bộ các quá trình thất thoát nước gộp lại. Ví dụ, phương pháp số đường cong (curve number method) của Dịch vụ Bảo tồn Đất (Soil Conservation Service – SCS), nay là Dịch vụ Bảo tồn Tài nguyên Thiên nhiên (Natural Resources Conservation Service – NRCS), kết hợp tất cả các quá trình thất thoát nước, với thể tích bằng hiệu giữa lượng mưa rơi và dòng chảy do mưa. Phương pháp Rational sử dụng một giá trị duy nhất cho tổng lượng nước bị thất thoát. Phương pháp phi-index giả định một tốc độ thất thoát nước không đổi trong suốt thời gian của trận mưa. Những phương pháp tính tổng lượng thất thoát này giúp đơn giản hóa việc tính toán các lưu lượng dòng chảy do mưa.

3.4 Đặc điểm của Dòng chảy do mưa (Runoff)

Lượng nước không bị thất thoát khỏi lượng mưa ban đầu sẽ rời khỏi lưu vực dưới dạng dòng chảy bề măt do mưa (surface runoff). Do đó, thể tích dòng chảy bề mặt do mưa bằng với lượng mưa dư. Trong trường hợp ứng dụng điển hình, dòng chảy do mưa là hiệu số của lượng mưa ban đầu trừ đi lượng thấm (infiltration) và lượng trữ (storage). Trong khi dòng chảy do mưa trải qua nhiều giai đoạn, thiết kế công trình thoát nước – ví dụ như rãnh, hố thu và cống – chủ yếu xem xét đến dòng chảy đã hình thành dạng kênh vì nó ảnh hưởng đến kích thước của công trình. Lưu lượng của dòng kênh hay dòng chảy do mưa tại một thời điểm nhất định (được đo bằng thể tích trên đơn vị thời gian) được gọi là lưu lượng xả (discharge). Các mục tiếp theo sẽ xem xét các đặc điểm quan trọng của dòng chảy do mưa trong thiết kế thoát nước, đặc biệt là:

1. lưu lượng đỉnh (peak discharge) hoặc tốc độ đỉnh của dòng chảy (peak rate of flow),
2. sự thay đổi lưu lượng theo thời gian (thủy đồ – hydrograph),
3. tổng thể tích của dòng chảy do mưa
4. tần suất các lưu lượng với cường độ nhất định có khả năng xảy ra hoặc vượt ngưỡng (xác suất vượt ngưỡng – probability of exceedance).

3.4.1 Lưu lượng đỉnh (Peak Flow)

Lưu lượng đỉnh, là lượng dòng chảy do mưa lớn nhất tại một điểm nhất định trong hoặc sau một trận mưa. Các kỹ sư giao thông xác định kích thước của một công trình thoát nước để đáp ứng lưu lượng đỉnh trong các trận mưa ở một lưu vực. Vì lưu lượng đỉnh thay đổi theo từng trận mưa, người thiết kế có trách nhiệm xác định kích thước công trình phù hợp với cấp độ trận mưa được cho là chấp nhận được về mặt rủi ro trong từng trường hợp cụ thể. Mức độ rủi ro này có thể được quy định bởi pháp luật, bởi các hướng dẫn thiết kế địa phương và/hoặc bằng đánh giá kỹ thuật. Lưu lượng đỉnh có thể bị ảnh hưởng bởi nhiều yếu tố trong lưu vực, bao gồm lượng mưa, kích thước lưu vực và các đặc điểm địa hình tự nhiên.

3.4.2 Biến thiên theo thời gian (Thủy đồ – Hydrograph)

Dòng chảy trong sông ngòi thay đổi theo thời gian, đặc biệt là trong và sau các trận mưa. Khi mưa rơi và lan truyền qua lưu vực, mực nước trong sông tăng lên và có thể tiếp tục dâng trong một thời gian (tùy thuộc vào vị trí của cơn mưa trong lưu vực) ngay cả sau khi mưa đã kết thúc. Thủy đồ lũ (flood hydrograph) mô tả sự phản ứng theo thời gian của dòng chảy trong sông bị ảnh hưởng bởi trận mưa.

Phản ứng này có thể được minh họa bằng đồ thị biểu diễn lưu lượng dòng chảy theo thời gian. Hình 3.12 minh họa các đặc điểm chính của một thủy đồ điển hình. Các đặc điểm này bao gồm nhánh lên và nhánh xuống của đường cong thủy đồ, lưu lượng đỉnh (peak flow), thời gian đạt đỉnh (time to peak) và thời gian nền của thủy đồ (time base). Lưu lượng lớn nhất trên thủy đồ chính là lưu lượng đỉnh.

Dòng chảy trực tiếp do mưa (direct runoff) là phần dòng chảy phát sinh do mưa, được xác định bằng cách lấy tổng thủy đồ dòng chảy trừ đi dòng chảy nền (base flow). Có nhiều loại thủy đồ, như thủy đồ đơn vị (unit hydrograph) trên mỗi đơn vị diện tích và thủy đồ mực nước (stage hydrograph), nhưng tất cả đều thể hiện kiểu biến thiên theo thời gian.

3.4.3 Tổng thể tích (Total Volume)

Tổng thể tích dòng chảy do mưa từ một trận lũ nhất định có ý nghĩa quan trọng hàng đầu trong thiết kế các công trình lưu trữ và kiểm soát lũ. Các kỹ sư cũng có thể xem xét thể tích thủy đồ tại các vị trí giao cắt suối, nơi có đường đắp hiện hữu tạo nên khả năng lưu trữ tạm thời.

Cách đơn giản nhất để xác định thể tích lũ là tính diện tích dưới đường thủy đồ lũ (Hình 3.12). Thể tích này thường được đo bằng đơn vị feet khối (hoặc mét khối). Độ sâu tương đương của lượng mưa thực tế trên lưu vực được xác định bằng cách lấy thể tích chia cho diện tích lưu vực.

3.4.4 Tần suất (Frenquency)

Tần suất vượt ngưỡng (exceedance frequency) là số lần tương đối mà một trận lũ có cường độ nhất định được kỳ vọng sẽ xảy ra trung bình trong một khoảng thời gian dài. Nó thường được biểu diễn dưới dạng tỷ lệ hoặc phần trăm.

Theo định nghĩa, tần suất chính là xác suất để một trận lũ có cường độ cho trước bị vượt quá trong bất kỳ năm nào. Đây là một tiêu chí thiết kế quan trọng, giúp xác định mức độ rủi ro có thể chấp nhận được trong thiết kế các công trình đường bộ.

Như đã đề cập trong Mục 1.3, các nhà thiết kế sử dụng nhiều giá trị xác suất vượt ngưỡng (AEP) cho các mức rủi ro khác nhau, tùy theo phân loại tuyến đường.

3.4.5 Chu kỳ lặp lại (Return Period)

Chu kỳ lặp lại là một thuật ngữ thường dùng trong thủy văn. Nó biểu thị khoảng thời gian trung bình giữa các lần xuất hiện của một trận mưa hoặc lũ có cùng cường độ. Xác suất vượt ngưỡng (AEP) ký hiệu là p, và chu kỳ lặp lại T có mối quan hệ như sau:

$$T = \frac{1}{p}\tag{3.3}$$

Ví dụ, một trận lũ có AEP bằng 0.01 thường được gọi là “lũ 100 năm”. Tuy nhiên, thuật ngữ “chu kỳ lặp lại” đôi khi gây hiểu nhầm, vì một số người nghĩ rằng sự kiện đó sẽ xảy ra đúng sau mỗi T năm. Trên thực tế, hai trận lũ “100 năm” có thể xảy ra liên tiếp hoặc cách nhau đến 500 năm. Những hiện tượng như vậy có thể ảnh hưởng đến xác suất xảy ra, buộc phải xem xét lại phân tích tần suất để điều chỉnh theo dữ liệu thực tế. Chu kỳ lặp lại chỉ đơn thuần là giá trị trung bình dài hạn về số năm giữa các lần xảy ra. Tham khảo Mục 10.3 hoặc HEC-17 (FHWA 2016) để biết thêm chi tiết về chủ đề này.

3.5 Ảnh hưởng của lưu vực đến dòng chảy do mưa

Sự phân bố không gian và thời gian của trận mưa cũng như sự biến đổi đồng thời của các quá trình thất thoát xác định đặc điểm của dòng chảy do mưa từ một trận mưa. Tuy nhiên, đây không phải là các yếu tố duy nhất. Khi các quá trình thất thoát tại chỗ đã được thỏa mãn trong một khu vực nhỏ của lưu vực, nước bắt đầu chảy tràn trên mặt và cuối cùng đổ vào các kênh thoát nước tự nhiên như rãnh sâu hoặc thung lũng suối. Tại thời điểm này, đặc tính thủy lực của các kênh thoát nước tự nhiên ảnh hưởng lớn đến đặc điểm tổng thể của dòng chảy do mưa từ lưu vực.

Có nhiều yếu tố quyết định đặc tính thủy lực của hệ thống thoát nước tự nhiên, bao gồm: diện tích lưu vực, độ dốc, độ nhám thủy lực, khả năng trữ nước tự nhiên và trong kênh, mật độ kênh, chiều dài kênh, điều kiện ẩm ban đầu, mức độ đô thị hóa và nhiều yếu tố khác. Việc định lượng ảnh hưởng của từng yếu tố này đến các đặc tính quan trọng của dòng chảy do mưa thường không dễ dàng. Những đoạn tiếp theo sẽ trình bày một số yếu tố ảnh hưởng đến đặc tính thủy lực của hệ thống thoát nước cụ thể.

3.5.1 Diện tích lưu vực

Diện tích lưu vực là đặc điểm quan trọng nhất của lưu vực ảnh hưởng đến dòng chảy do mưa. Như minh họa trong Hình 3.13a, khi diện tích lưu vực đóng góp tăng lên, lượng nước lũ cũng sẽ tăng lên nếu tất cả các thông số thủy văn khác không đổi. Bất kể phương pháp nào được sử dụng để tính toán dòng chảy lũ, lưu lượng đỉnh luôn liên quan trực tiếp đến diện tích lưu vực.

3.5.2 Độ dốc

Độ dốc lớn thường dẫn đến phản ứng dòng chảy do mưa nhanh đối với lượng mưa dư tại chỗ, kéo theo lưu lượng đỉnh cao hơn, như minh họa ở Hình 3.13b. Khi dòng chảy do mưa được rút khỏi lưu vực nhanh chóng, thủy đồ sẽ ngắn và có đỉnh cao. Quan hệ giữa mực nước (stage) và lưu lượng xả (discharge) phụ thuộc nhiều vào đặc điểm hình học cắt ngang của kênh thoát. Nếu độ dốc đủ lớn, dòng chảy siêu tới hạn có thể xảy ra. Độ dốc cũng ảnh hưởng đến tổng lượng dòng chảy do mưa. Nếu độ dốc quá thấp, nước mưa sẽ không thoát đi nhanh chóng mà có thời gian dài hơn để thấm, làm tăng lượng nước bị hấp thụ và giảm lượng nước mưa trực tiếp tạo thành dòng chảy.

Độ dốc ảnh hưởng đến tốc độ truyền nước qua kênh, do đó ảnh hưởng đến độ nhạy của lưu vực đối với các trận mưa có thời lượng khác nhau. Lưu vực có độ dốc lớn truyền tải nước rất nhanh. Nếu mưa có tính đối lưu (mưa cường độ lớn, thời gian ngắn), phản ứng của lưu vực là rất nhanh với lưu lượng đỉnh xảy ra gần như ngay sau khi mưa bắt đầu. Nếu những trận mưa đối lưu này xảy ra với một tần suất cụ thể, thì dòng chảy do mưa tương ứng cũng xảy ra với tần suất tương tự. Ngược lại, với lưu vực có độ dốc nhẹ, phản ứng chậm hơn nên tần suất lưu lượng đỉnh có thể không trùng với tần suất trận mưa.

3.5.3 Độ nhám thủy lực (Hydraulic Roughness)

Độ nhám thủy lực là tổng hợp các đặc điểm vật lý ảnh hưởng đến độ sâu và vận tốc của nước khi chảy trên bề mặt — dù là dòng tràn hay dòng trong kênh. Nó ảnh hưởng đến cả thời gian phản ứng (time response) của kênh lẫn khả năng lưu trữ của kênh (channel storage). Độ nhám có ảnh hưởng rõ rệt đến đặc điểm của dòng chảy tràn do mưa gây ra. Lưu lượng đỉnh thường tỉ lệ nghịch với độ nhám thủy lực — tức là độ nhám càng thấp, đỉnh càng cao (độ nhám thấp thì lưu lượng đỉnh cao hơn). Nói cách khác, độ nhám ảnh hưởng đến thủy đồ dòng chảy do mưa theo chiều ngược lại so với độ dốc: độ nhám thấp làm cho thủy đồ nhọn và ngắn hơn, như minh họa ở Hình 3.13c.

Quan hệ giữa mực nước và lưu lượng xả đối với một đoạn kênh cũng phụ thuộc vào độ nhám (giả sử điều kiện bình thường, không có tác động nhân tạo). Độ nhám cao hơn sẽ dẫn đến mực nước cao hơn cho cùng một lưu lượng.

Tổng lượng dòng chảy do mưa hầu như không phụ thuộc trực tiếp vào độ nhám, vì độ nhám không làm thay đổi tổng lượng nước bị thất thoát đi. Tuy nhiên, có một quan hệ gián tiếp: độ nhám cao sẽ làm chậm phản ứng của lưu vực, cho phép các quá trình hấp thụ hoạt động hiệu quả hơn, từ đó giảm lượng dòng chảy do mưa. Độ nhám cũng ảnh hưởng đến tần suất xuất hiện của lưu lượng đỉnh bằng cách thay đổi thời gian phản ứng của lưu vực đối với các trận mưa có tần suất khác nhau.

3.5.4 Trữ nước (Storage)

Trong nhiều trường hợp, một lưu vực có các vùng trữ nước tự nhiên hoặc nhân tạo ảnh hưởng đáng kể đến phản ứng của lưu vực đối với một trận mưa. Các yếu tố thường góp phần vào khả năng lưu trữ trong lưu vực bao gồm: hồ; đầm lầy; vùng bờ bị che phủ rậm rạp; các chỗ thắt lại trong kênh tự nhiên hoặc có công trình gây ra backwater; và vùng ngập rộng ở sông lớn. Sự trữ nước có thể làm giảm đáng kể lưu lượng đỉnh, mặc dù không phải lúc nào mức giảm này cũng xảy ra.

Trong các trường hợp ao điều tiết nước mưa được thiết kế không có đủ thời gian lưu trữ, do sự trữ nước có thể làm phân phối lại lưu lượng nên dẫn đến lưu lượng đỉnh cao hơn. Như minh họa trong Hình 3.13d, sự trữ nước thường làm cho thủy đồ bị dàn trải theo thời gian, làm chậm thời điểm đạt đỉnh và làm thay đổi hình dạng của thủy đồ dòng chảy sau một trận mưa — quá trình này gọi là suy giảm (attenuation). Mục 9.2 sẽ trình bày chi tiết hơn về ảnh hưởng của hồ trữ nước.

Phía hạ lưu của các kênh có sự trữ nước có thể tạo ra vùng backwater, làm thay đổi quan hệ mặt nước – lưu lượng trong kênh, sao cho với cùng một lưu lượng, mực nước sẽ cao hơn so với trường hợp không có vùng trữ nước. Nếu đoạn kênh nằm hạ lưu vùng trữ nước, quan hệ này có thể bị ảnh hưởng hoặc không, tùy thuộc vào sự hiện diện của các công trình điều tiết trong kênh.

Sự hiện diện của vùng trữ nước không ảnh hưởng trực tiếp đến tổng lượng dòng chảy do mưa. Sự trữ nước chỉ phân phối lại lượng nước theo thời gian chứ không làm thay đổi tổng lượng nước. Tuy nhiên, bằng việc phân phối lại dòng chảy theo thời gian, sự trữ nước có thể tạo điều kiện để các quá trình hấp thụ khác làm giảm lượng dòng chảy do mưa, tương tự như ảnh hưởng của độ dốc và độ nhám.

Sự thay đổi trong trữ nước có thể ảnh hưởng rõ rệt đến tần suất xuất hiện của các lưu lượng đỉnh. Sự trữ nước có xu hướng làm giảm phản ứng của lưu vực đối với những trận mưa ngắn hạn. Điều này có thể làm thay đổi mối quan hệ giữa tần suất của các trận mưa và tần suất của dòng chảy do mưa.

3.5.5 Mật độ kênh thoát (Drainage Density)

Mật độ kênh thoát biểu thị khả năng của một lưu vực trong việc tiêu thoát nước thông qua hệ thống kênh thoát phát triển tốt. Kỹ sư thường định lượng mật độ kênh thoát bằng tỉ số giữa tổng chiều dài của các dòng chảy thường xuyên chia cho diện tích lưu vực. Một cách đo không thứ nguyên của mật độ kênh thoát là tổng chiều dài dòng chảy bình phương chia cho diện tích lưu vực. Tuy nhiên, việc xác định thế nào là một dòng chảy trong lưu vực lại mang tính chủ quan.

Mật độ kênh thoát ảnh hưởng mạnh đến cả phản ứng không gian và thời gian của lưu vực đối với một trận mưa nhất định. Nếu lưu vực có mạng lưới kênh thoát liên kết tốt và dòng chảy tràn mặt ngắn, thì phản ứng sẽ nhanh hơn so với lưu vực có mạng lưới thưa thớt và thời gian dòng chảy tràn dài hơn. Vận tốc trung bình của dòng chảy tràn mặt thường thấp hơn so với dòng chảy trong kênh tự nhiên phát triển tốt. Mật độ kênh cao gắn liền với phản ứng nhanh hơn của lưu vực, làm tăng lưu lượng đỉnh và rút ngắn thủy đồ cho một trận mưa cụ thể (xem Hình 3.13e).

Mật độ kênh cũng ảnh hưởng đến tổng lượng dòng chảy do mưa vì một số quá trình thất thoát liên quan đến thời gian tồn tại của lượng mưa dư dưới dạng dòng chảy tràn mặt đất. Do đó, mật độ kênh càng thấp thì tổng lượng dòng chảy do mưa từ một trận mưa càng thấp.

Thay đổi trong mật độ kênh, ví dụ như do cải tạo kênh trong vùng đô thị hóa, có thể ảnh hưởng đến tần suất xuất hiện các lưu lượng dòng chảy có độ lớn nhất định. Bằng cách ảnh hưởng mạnh đến phản ứng của lưu vực với một đầu vào mưa cụ thể, mật độ kênh quyết định phần nào tần suất của phản ứng. Mật độ kênh càng cao, thì tần suất của dòng chảy do mưa càng gần với tần suất mưa tương ứng.

(nd: mật độ kênh)

Mật độ kênh thấp → nước di chuyển chậm hơn → dễ bị thấm, bốc hơi, v.v. → dòng chảy do mưa ít hơn.

Mật độ kênh cao → nước thoát nhanh hơn → ít thời gian để mất mát → dòng chảy do mưa nhiều hơn

3.5.6 Chiều dài kênh (Channel Length)

Chiều dài kênh là một đặc trưng quan trọng của lưu vực. Kênh càng dài thì thời gian để nước chảy từ đầu nguồn đến cửa ra của lưu vực càng lâu. Do đó, nếu các yếu tố khác như nhau, lưu vực có kênh dài sẽ có phản ứng chậm hơn với một trận mưa so với lưu vực có kênh ngắn hơn. Khi thủy đồ di chuyển dọc theo kênh, nó sẽ bị suy giảm (attenuated) và kéo dài do ảnh hưởng của độ dốc kênh và độ nhám thủy lực. Như minh họa trong Hình 3.13f, kênh dài thường dẫn đến lưu lượng đỉnh thấp hơn và thủy đồ dài hơn.

Chiều dài kênh cũng ảnh hưởng đến tần suất xuất hiện các dòng chảy có độ lớn khác nhau. Giống như với mật độ kênh, kỹ sư thường dùng chiều dài kênh để ước tính thời gian phản ứng của lưu vực với các trận mưa có tần suất nhất định. Tuy nhiên, chiều dài kênh có thể không còn giữ nguyên khi xảy ra các lưu lượng lớn. Ví dụ, trong vùng ngập rộng, nơi dòng chính vượt qua bờ và chảy thẳng ra vùng trũng, chiều dài hiệu quả của kênh sẽ giảm, làm giảm đáng kể chiều dài kênh thực sự điều khiển dòng chảy.

3.5.7 Điều kiện ẩm ban đầu (Antecedent Moisture Conditions)

Như đã đề cập trước đó, điều kiện ẩm ban đầu – tức là độ ẩm của đất trong lưu vực vào đầu một trận mưa – ảnh hưởng đến quá trình thấm và lượng dòng chảy do mưa phát sinh từ trận mưa đó. Lượng dòng chảy do mưa có quan hệ trực tiếp với mức độ ẩm ban đầu. Độ ẩm trong đất càng thấp vào lúc mưa bắt đầu, thì lượng dòng chảy do mưa càng nhỏ do khả năng thấm nước của đất cao hơn. Ngược lại, khi đất đã ẩm sẵn, khả năng thấm giảm, dẫn đến tốc độ thấm nước thấp hơn nên lượng dòng chảy do mưa sinh ra lớn hơn.

3.5.8 Đô thị hóa (Urbanization)

Khi một lưu vực bị đô thị hóa, lưu lượng đỉnh thường tăng và thủy đồ trở nên ngắn hơn, với nhánh lên (rising limb) dốc hơn, trừ khi có biện pháp giảm thiểu. Trước khi bị đô thị hóa, một lưu vực thường có hệ thống thoát nước tự nhiên gồm rãnh, suối, ao, đầm lầy… hoạt động cân bằng với hệ sinh thái và đặc điểm địa hình tự nhiên. Khi quá trình đô thị hóa diễn ra, các thay đổi điển hình bao gồm:

1. loại bỏ thảm thực vật tự nhiên và thay thế bằng bề mặt không thấm nước,
2. điều chỉnh dòng chảy tự nhiên qua kênh hóa,
3. tăng cường hệ thống thoát nước nhân tạo bằng cống và kênh hở.
   Những thay đổi này làm giảm khả năng thấm, tăng khả năng dẫn dòng, và rút ngắn thời gian di chuyển của dòng chảy trong khu vực đô thị hóa. Kết quả là lưu lượng đỉnh và tổng lượng dòng chảy do mưa tăng, trong khi thời gian của thủy đồ ngắn lại và nhánh lên tăng nhanh hơn.

3.5.9 Các yếu tố khác (Other Factors)

Ngoài các yếu tố trên, còn có nhiều yếu tố khác trong lưu vực cũng ảnh hưởng đến đặc điểm của dòng chảy do mưa, bao gồm: mức độ và loại thảm thực vật, sự tồn tại của các công trình điều tiết dòng chảy, và các điều chỉnh dòng chảy trong kênh. Những yếu tố này có thể làm tăng hoặc giảm một số đặc điểm dòng chảy đã mô tả trước. Cần nhận thức rằng tất cả các yếu tố này thường tồn tại đồng thời trong cùng một lưu vực và chính sự kết hợp của chúng quyết định lưu lượng đỉnh, thể tích, và thời gian của dòng chảy do mưa.

3.6 Minh họa quá trình dòng chảy do mưa

Mục 3.3 đã trình bày một số thất thoát thủy văn chính dưới dạng tổng quát. Phần này minh họa một phương pháp để phân tích quá trình dòng chảy do mưa và sử dụng kết quả đó để xây dựng một thủy đồ. Từ Hình 3.14a đến Hình 3.14f minh họa sự phát triển của dòng chảy trực tiếp do mưa từ một trận mưa điển hình.

Bước 1. Chọn đầu vào lượng mưa

Lượng mưa được phân bố ngẫu nhiên theo không gian và thời gian, và tại một điểm cụ thể thì lượng mưa thực tế có thể biến thiên rất lớn. Để đơn giản hóa, giả sử lượng mưa được xét tại một điểm duy nhất trong không gian, và giả định rằng sự biến thiên của cường độ mưa theo thời gian có thể xấp xỉ bằng các khoảng thời gian rời rạc với cường độ không đổi. Hình 3.14a minh họa sự đơn giản hóa này. Các giá trị cụ thể về cường độ và thời gian không quan trọng trong ví dụ minh họa này vì nó chỉ nhằm thể hiện mối quan hệ và độ lớn tương đối. Lượng mưa, được sắp xếp như vậy, chính là đầu vào cho quá trình dòng chảy do mưa, trong đó tính đến các thất thoát khác nhau sẽ được trừ đi.

Bước 2. Ước lượng interception (giữ lại bởi tán lá hoặc bề mặt khác)

Hình 3.14b minh họa độ lớn tương đối và mối quan hệ theo thời gian của quá trình interception lên tán cây và các bề mặt khác có khả năng giữ nước. Lượng mưa không bị giữ lại sẽ rơi xuống mặt đất và tiếp tục tham gia vào quá trình runoff. Như đã đề cập trong Mục 3.3.2, kỹ sư thường bỏ qua interception trong nhiều trường hợp vì ảnh hưởng của nó không đáng kể.

Bước 3. Ước lượng depression storage (sự trữ nước chỗ trũng)

Hình 3.14c minh họa độ lớn tương đối của depression storage theo thời gian. Lượng nước chảy vào các vùng trũng này thay đổi tùy theo mục đích sử dụng đất và loại đất (minh họa mang tính đại diện). Các trũng nhỏ đầy nhanh hơn, trong khi các vùng trũng lớn hơn sẽ đầy dần theo thời gian khi mưa tiếp tục. Đường minh họa sẽ dần tiến tới giá trị bằng 0 khi toàn bộ vùng trũng đã đầy. Như đã trình bày ở Mục 3.3.3, kỹ sư thường bỏ qua depression storage trong nhiều tình huống do ảnh hưởng của nó không lớn.

Bước 4. Ước lượng infiltration (thấm vào đất)

Infiltration là một quá trình phức tạp, và tốc độ thấm tại một thời điểm cụ thể phụ thuộc vào nhiều yếu tố. Điểm quan trọng được minh họa trong Hình 3.14d là sự phụ thuộc theo thời gian của quá trình thấm. Cũng cần lưu ý hành vi của đường cong infiltration sau giai đoạn có cường độ mưa tương đối thấp giữa trận mưa. Tốc độ thấm sẽ tăng trở lại so với trước đó vì lớp đất mặt đã được rút nước ở mức độ nào đó, độc lập với cường độ mưa tại thời điểm đó.

Hầu hết các mô hình xác định (deterministic models), bao gồm cả phương pháp phi-index được đề cập trong Mục 7.3.1, không mô phỏng quá trình infiltration một cách chính xác ở khía cạnh này.

Bước 5. Tính toán lượng mưa dư (rainfall excess)

Khái niệm lượng mưa dư là một yếu tố quan trọng trong phân tích thủy văn. Sau khi các quá trình thất thoát ban đầu và các tổn thất khác đã được tính đến, phần nước mưa dư còn lại sẽ trở thành dòng chảy tràn từ bề mặt đất. Hình 3.14e minh họa phần lượng mưa dư này.

Lượng mưa dư định lượng thể tích nước cuối cùng chảy tới cửa xả của một lưu vực. Khi nhân với diện tích lưu vực, giá trị này bằng với thể tích dưới đường thủy đồ dòng trực tiếp do mưa (direct runoff hydrograph). Lượng mưa dư ảnh hưởng đến độ lớn của lưu lượng đỉnh, thời lượng và hình dạng của thủy đồ.

Bước 6. Xác định dòng trực tiếp do mưa (direct runoff)

Hình 3.14f minh họa dòng trực tiếp do mưa cuối cùng tại cửa xả của lưu vực. Thể tích của lượng mưa dư và dòng trực tiếp do mưa là bằng nhau, nhưng dòng trực tiếp do mưa lại được phân bố khác nhau về mặt thời gian do ảnh hưởng cộng dồn của các yếu tố điều chỉnh dòng chảy khi nước di chuyển qua kênh và lưu vực, như đã thảo luận trong Mục 3.5.

Các quá trình được mô tả ở các phần trước xảy ra đồng thời để chuyển đổi lượng mưa đầu vào (từ Hình 3.14a) thành direct runoff đầu ra tương ứng trong Hình 3.14f. Ví dụ này minh họa quá trình runoff cho một lưu vực nhỏ. Nếu lưu vực có diện tích lớn, hoặc nếu trận mưa có quy mô đáng kể, thì các yếu tố về không gian và thời gian cũng như các điều kiện khác sẽ làm cho việc mô tả quá trình runoff trở nên phức tạp hơn.

3.7 Thời gian di chuyển (Travel Time)

Thời gian di chuyển (travel time) của dòng chảy do mưa là một yếu tố quan trọng trong thiết kế thủy văn. Khi thiết kế các miệng thu và hệ thống thoát nước, các kỹ sư thường ước tính thời gian di chuyển của dòng chảy bề mặt do mưa. Một số phương pháp tính lưu lượng đỉnh sử dụng thời gian tập trung (time of concentration) làm đầu vào để suy ra cường độ mưa từ các đường cong IDF (Intensity-Duration-Frequency).

Thời gian đến đỉnh (time to peak) của thủy đồ, trong một số trường hợp, được tính từ thời gian tập trung, và được sử dụng trong các phương pháp thủy văn (Chương 8). Các phương pháp điều tiết qua đoạn kênh (Mục 9.3) cũng sử dụng thời gian di chuyển để xây dựng thủy đồ theo dọc kênh. Do đó, việc ước lượng thời gian di chuyển là trung tâm của nhiều bài toán thiết kế thủy văn.

3.7.1 Thời gian tập trung (Time of Concentration)

Time of concentration (ký hiệu \(t_c\)) là khoảng thời gian một hạt nước cần để di chuyển từ điểm xa nhất về mặt thủy học trong lưu vực đến cửa ra hoặc điểm thiết kế. Các yếu tố ảnh hưởng đến \(t_c\) bao gồm chiều dài tuyến dòng chảy, độ dốc, hình học và độ nhám thủy lực. Đối với các dòng chảy ở phần đầu lưu vực, đặc điểm của mưa – đặc biệt là cường độ – cũng có thể ảnh hưởng đến vận tốc của dòng chảy do mưa.

Kỹ sư sử dụng nhiều phương pháp khác nhau để ước tính \(t_c\) của lưu vực. Khi lựa chọn phương pháp để áp dụng trong thiết kế, điều quan trọng là phải chọn được phương pháp phù hợp với đoạn dòng chảy chính. Một số phương pháp ước tính được gọi là phương pháp “lumped”, vì được thiết kế và hiệu chỉnh để áp dụng cho toàn bộ lưu vực; các công thức độ trễ (lag formulas) là một ví dụ (xem mục 8.1.3). Các phương pháp này sử dụng \(t_c\) làm biến phụ thuộc.

Một số phương pháp khác được dùng cho từng đoạn của tuyến dòng chảy chính và tạo ra vận tốc dòng chảy có thể sử dụng cùng với chiều dài đoạn dòng đó để tính thời gian di chuyển trên đoạn đó. Với phương pháp phân đoạn này, \(t_c\) bằng tổng thời gian di chuyển của tất cả các đoạn trong tuyến dòng chính.

Để lựa chọn phương pháp phù hợp, việc phân loại các đoạn dòng chảy là hữu ích. Sheet flow (dòng chảy dạng tấm) thường xảy ra ở phần đầu lưu vực – là dòng chảy mỏng, xảy ra trên bề mặt đất trong khoảng cách ngắn và độ sâu nông, trước khi địa hình gây tập trung dòng chảy vào các rãnh hoặc kênh nhỏ. Độ sâu của sheet flow thường là 0.1 ft hoặc ít hơn (SCS 1986) [30mm].

Shallow concentrated flow là dòng chảy tập trung nông, thường xảy ra trong các rãnh hoặc trũng, có độ sâu khoảng từ 0.1 đến 0.5 ft (SCS 1986) [30-150mm]. Một phần của tuyến dòng chảy chính cũng có thể bao gồm các đoạn ống hoặc kênh. Thời gian di chuyển trong những đoạn này sẽ được tính riêng. Kỹ sư thường ước tính vận tốc dòng trong kênh hở và ống dựa trên điều kiện đầy bờ (bankfull) hoặc độ sâu đầy ống (pipe-full).

3.7.2 Phương pháp vận tốc (Velocity Method)

Phương pháp vận tốc (còn được gọi là phương pháp phân đoạn – segment method) có thể được sử dụng để ước tính thời gian di chuyển của các dạng dòng chảy như sheet flow, shallow concentrated flow, pipe flow hoặc channel flow. Phương pháp này dựa trên việc ước tính thời gian di chuyển dựa vào chiều dài và vận tốc, với công thức:

$$t_t = \frac{L}{60V} \tag{3.4}$$

trong đó:

• \(t_t\): Thời gian di chuyển, phút
• L: Chiều dài dòng chảy, ft (hoặc m)
• V: Vận tốc dòng chảy, ft/s (hoặc m/s)

Thời gian di chuyển được tính cho tuyến dòng chảy chính (principal flow path). Nếu tuyến dòng chính gồm nhiều đoạn với độ dốc hoặc lớp phủ bề mặt khác nhau, ta chia thành các phân đoạn, và áp dụng công thức (3.4) cho từng đoạn. Thời gian tập trung sẽ là tổng thời gian di chuyển của tất cả các đoạn:

$$t_c = \sum_{i=1}^{k} t_{t_i} = \sum_{i=1}^{k} \left( \frac{L_i}{60V_i} \right) \tag{3.5}$$

trong đó:

• k: Số đoạn dòng chảy
• i: Chỉ số đoạn dòng chảy thứ i
• \(L_i\): Chiều dài đoạn dòng chảy thứ i
• \(V_i\): Vận tốc dòng chảy trên đoạn thứ i

Vận tốc dòng chảy là một hàm của kiểu dòng chảy (overland, sheet, rill, gully, channel, hoặc pipe), độ nhám của tuyến dòng chảy, và độ dốc của tuyến dòng. Một số phương pháp còn sử dụng chỉ số mưa, ví dụ như lượng mưa trong 24 giờ với chu kỳ 2 năm (2-year, 24-hour rainfall depth). Nhiều phương pháp đã được phát triển để ước lượng vận tốc trong các điều kiện khác nhau.

3.7.2.1 Dòng chảy tấm (Sheet Flow)

Sheet flow là một lớp nước mỏng chảy tràn trên bề mặt phẳng với độ sâu gần như đồng đều trên mặt dốc. Thông thường, độ sâu của dòng chảy không vượt quá 2 inch (~5cm). Loại dòng chảy này chỉ xảy ra trên những đoạn ngắn, hiếm khi vượt quá 300 ft (~90m) và thường nhỏ hơn 100 ft (~30m) (NRCS 2010). Ragan (1971) khuyến nghị rằng sheet flow nên được giả định chỉ xảy ra trong khoảng 72 ft (~20m) hoặc ít hơn.

Kỹ sư thường ước tính tốc độ sheet flow bằng một dạng của phương trình kinematic wave. Dạng nguyên thủy của phương trình thời gian tập trung là:

$$t_t = \alpha \cdot i^{-0.4} \left( \frac{nL}{\sqrt{S}} \right)^{0.6} \tag{3.6}$$

trong đó:

• \(t_t\): Thời gian di chuyển (phút)
• n: Hệ số nhám (xem Bảng 3.1)
• L: Chiều dài dòng chảy, ft (m)
• i: Cường độ mưa, in/h (mm/h), ứng với trận mưa có AEP và thời lượng \(t_c\)
• S: Độ dốc mặt đất, ft/ft (m/m)
• α: Hằng số chuyển đổi đơn vị, 0.93 đối với hệ Mỹ (CU), 6.9 đối với hệ SI

Bảng 3.1 cung cấp các giá trị đại diện cho hệ số nhám Manning (n), tuy nhiên các giá trị này phụ thuộc vào loại bề mặt cụ thể. Một số phương pháp thiết kế thủy văn, ví dụ như phương pháp Rational, giả định rằng thời lượng trận mưa bằng thời gian tập trung. Như vậy, thời gian tập trung \(t_c\) được sử dụng để tra đường cong IDF nhằm xác định cường độ mưa thiết kế.

Tuy nhiên, trong phương trình (3.6), i phụ thuộc vào \(t_c\), trong khi \(t_c\) lại chưa biết ban đầu. Vì thế, việc tính toán \(t_c\) phải được thực hiện theo quy trình lặp (iterative process):

1. Giả định giá trị ban đầu cho \(t_c\)
2. Sử dụng \(t_c\) để tra IDF và tìm giá trị i
3. Thay vào phương trình (3.6) để tính lại \(t_c\)
4. Nếu \(t_c\) mới khác với giá trị giả định, lặp lại quá trình đến khi hội tụ

Bảng 3.1. Hệ số nhám Manning cho overland và sheet flow
(Nguồn: SCS 1986, McCuen 2012)

n	Mô tả bề mặt (Surface Description)
0.011	Nhựa đường nhẵn (Smooth asphalt)
0.012	Bê tông nhẵn (Smooth concrete)
0.013	Lớp phủ bê tông (Concrete lining)
0.014	Gỗ tốt (Good wood)
0.014	Gạch trát vữa xi măng (Brick with cement mortar)
0.015	Đất sét nung (Vitrified clay)
0.015	Gang (Cast iron)
0.024	Ống kim loại lượn sóng (Corrugated metal pipe)
0.024	Bề mặt gạch vụn bê tông (Cement rubble surface)
0.050	Đất bỏ hoang (không có tàn dư) (Fallow – no residue)
0.060	Đất canh tác: có tàn dư ≤ 20% (Cultivated soils: residue cover ≤ 20%)
0.170	Đất canh tác: có tàn dư > 20% (Cultivated soils: residue cover > 20%)
0.130	Đất canh tác: thảm thực vật tự nhiên (Cultivated soils: range)
0.150	Đồng cỏ ngắn (Short grass prairie)
0.240	Cỏ dày (Dense grasses)
0.410	Cỏ Bermuda (Bermuda grass)
0.400	Rừng: thảm thực vật thấp (Woods: light underbrush)
0.800	Rừng: thảm thực vật dày (Woods: dense underbrush)

Ghi chú:
Khi chọn hệ số nhám n cho rừng có lớp thảm thực vật (woody underbrush), hãy xem xét lớp phủ thực vật với chiều cao khoảng 0.1 ft (~3 cm). Đây là phần duy nhất của lớp phủ thực vật ảnh hưởng đến sheet flow.

Ví dụ 3.1 trình bày bài toán tính thời gian di chuyển (travel time) bằng phương pháp lặp (iterative method) cho sheet flow sử dụng phương trình kinematic wave.

Cho:

• Bề mặt: Cỏ ngắn (short grass)
• Độ dốc bề mặt: \(S_0 = 0.005 \, \text{ft/ft}\)
• Chiều dài dòng chảy: L=164 ft (≈ 50 m)
• Hệ số nhám Manning: n = 0.15

Mục tiêu:

Tính thời gian di chuyển bằng phương pháp lặp với phương trình:

$$t_t = \alpha \cdot i^{-0.4} \cdot \left( \frac{nL}{\sqrt{S}} \right)^{0.6}$$

trong đó:

• α = 0.93
• i là cường độ mưa (in/h), phụ thuộc vào thời gian chảy \(t_t\) – lấy từ đường cong IDF (Hình 3.15)

Bước 1. Ước lượng ban đầu thời gian di chuyển.

Giả sử ban đầu \(t_t\) = 12 phút
Từ Hình 3.15, i=3.8 in/h

Sử dụng phương trình 3.6, thời gian chảy tương ứng với cường độ mưa này là:

$$t_t = \frac{\alpha}{i^{0.4}} \left( \frac{nL}{\sqrt{S}} \right)^{0.6} = \frac{0.93}{(3.8)^{0.4}} \left( \frac{0.15(164)}{\sqrt{0.005}} \right)^{0.6} = 18 \text{ phút}$$

Vì giá trị này khác với giá trị giả định \(t_c\) = 12 phút, ta tiến hành lần lặp thứ hai.

Bước 2. Ước lượng lần hai thời gian tập trung dòng chảy.

Giả sử \(t_t\) = 18 phút
Từ Hình 3.15, i=3.2 in

Sử dụng phương trình 3.6, thời gian chảy tương ứng với cường độ mưa này là:

$$t_t = \frac{\alpha}{i^{0.4}} \left( \frac{nL}{\sqrt{S}} \right)^{0.6} = \frac{0.93}{(3.2)^{0.4}} \left( \frac{0.15(164)}{\sqrt{0.005}} \right)^{0.6} = 19.6 \approx 20 \text{ phút}$$

Một lần nữa, giá trị này khác với giá trị giả định là 18 phút, do đó cần tiếp tục lặp.

Bước 3. Hội tụ đến nghiệm với ước lượng cuối cùng của thời gian tập trung dòng chảy.

Giả sử ban đầu \(t_t\) = 20 phút
Từ Hình 3.15, i=3.0 in

Sử dụng phương trình 3.6, thời gian chảy tương ứng với cường độ mưa này là:

$$t_t = \frac{\alpha}{i^{0.4}} \left( \frac{nL}{\sqrt{S}} \right)^{0.6} = \frac{0.93}{(3.0)^{0.4}} \left( \frac{0.15(164)}{\sqrt{0.005}} \right)^{0.6} = 20.1 \approx 20 \text{ phút}$$

Giá trị giả định trùng khớp với giá trị tính toán. Không cần thực hiện thêm lần lặp.

Kết quả ví dụ 3.1: Ước lượng thời gian chảy cho dòng chảy này là 20 phút.

Để tránh phải giải \(t_c\) theo phương pháp lặp, tài liệu NRCS TR-55 (1986) sử dụng biến thể sau của phương trình kinematic wave:

$$t_t = \frac{\alpha}{P_2^{0.5}} \left( \frac{nL}{\sqrt{S}} \right)^{0.8} \tag{3.7}$$

trong đó:

• \(P_2\) = lượng mưa trong 24 giờ với chu kỳ lặp lại 2 năm, đơn vị inch (hoặc mm)
• α = hệ số chuyển đổi đơn vị, bằng 0.42 trong đơn vị CU (5.5 trong đơn vị SI)

Các biến khác giống như đã trình bày trước. Phương trình 3.7 dựa trên mối quan hệ IDF giả định. Tài liệu TR-55 (SCS 1986) khuyến nghị chiều dài tối đa L=300 ft (91m) cho phương trình này.

3.7.2.2 Dòng chảy tập trung nông (Shallow Concentrated Flow)

Sau một đoạn ngắn, dòng chảy dạng tấm (sheet flow) có xu hướng tập trung vào các rãnh nhỏ rồi đến các khe rãnh lớn dần. Dòng chảy như vậy thường được gọi là dòng chảy tập trung nông, với độ sâu thường nằm trong khoảng từ 0.1 đến 0.5 feet (NRCS 2010). Vận tốc của dòng chảy này có thể được ước lượng bằng mối quan hệ thực nghiệm giữa vận tốc và độ dốc:

$$V = \alpha k S^{0.5} \tag{3.8}$$

trong đó:

• V = Vận tốc, ft/s (m/s)
• S = Độ dốc, ft/ft (m/m)
• k = Hệ số chặn (xem Bảng 3.2)
• α = Hằng số chuyển đổi đơn vị, bằng 33 trong đơn vị CU (hoặc 10 trong đơn vị SI)

Bảng 3.2: Các hệ số chặn k trong mối quan hệ giữa vận tốc và độ dốc (McCuen 2012):

k	Mô tả bề mặt đất / Kiểu dòng chảy
0.076	Rừng với lớp phủ mặt đất dày; đồng cỏ cắt cỏ khô (dòng chảy mặt – overland flow)
0.152	Đất bỏ hoang hoặc canh tác tối thiểu; canh tác theo đường đồng mức hoặc xen canh; rừng thưa (dòng chảy mặt)
0.213	Đồng cỏ thấp (dòng chảy mặt)
0.274	Đất canh tác hàng thẳng (dòng chảy mặt)
0.305	Đất gần như trống và chưa canh tác (dòng chảy mặt); quạt phù sa ở vùng núi phía Tây
0.457	Kênh cỏ (dòng chảy tập trung nông – shallow concentrated flow)
0.491	Đường không lát (dòng chảy tập trung nông)
0.619	Bề mặt lát (dòng chảy tập trung nông); rãnh nhỏ trên đồi

3.7.2.3 Dòng chảy trong kênh và ống

Dòng chảy sẽ đổ vào các kênh hoặc ống. Trong nhiều trường hợp, sự chuyển tiếp giữa dòng chảy tập trung nông và dòng chảy trong kênh hở có thể được giả định xảy ra thông qua quan sát hiện trường hoặc khi kênh dẫn được nhìn thấy trên ảnh chụp từ không trung. Chiều dài kênh có thể được đo trực tiếp từ bản đồ hoặc ảnh có tham chiếu địa lý. Tuy nhiên, tùy thuộc vào tỷ lệ bản đồ và độ quanh co của kênh, chiều dài kênh đo từ bản đồ có thể bị đánh giá thấp. Chiều dài của ống nên được lấy từ bản vẽ hoàn công đối với các hệ thống hiện có và từ bản thiết kế cho các hệ thống trong tương lai.

Thông tin về mặt cắt ngang (tức là quan hệ giữa độ sâu – diện tích và độ nhám) có thể thu được cho bất kỳ đoạn kênh nào trong lưu vực. Phương trình Manning có thể được sử dụng để ước lượng vận tốc dòng chảy trung bình trong các ống và kênh hở:

$$V = \frac{\alpha}{n} R^{2/3} S^{1/2} \tag{3.9}$$

trong đó:

• V = Vận tốc, ft/s (m/s)
• n = Hệ số nhám Manning
• R = Bán kính thủy lực, ft (m)
• S = Độ dốc, ft/ft (m/m)
• α = Hằng số chuyển đổi đơn vị, 1.49 trong hệ CU (1.0 trong hệ SI)

Bán kính thủy lực được tính bằng diện tích mặt cắt ngang chia cho chu vi ướt. Đối với ống tròn chảy đầy, bán kính thủy lực bằng một phần tư đường kính. Đối với dòng chảy trong kênh hình chữ nhật rộng, bán kính thủy lực xấp xỉ bằng độ sâu của dòng chảy. Bảng 3.3 tổng hợp các khoảng giá trị điển hình của hệ số nhám Manning cho kênh và ống.

Bảng 3.3. Khoảng giá trị điển hình của hệ số nhám Manning (n) cho kênh và ống dẫn
(*Giá trị thấp hơn thường áp dụng cho các ống và kênh được thi công và duy tu tốt – tức là bề mặt trơn nhẵn hơn.)

Loại ống dẫn (Conduit Category)	Vật liệu ống dẫn (Conduit Material)	Hệ số Manning’s n*
Ống kín (Closed conduits)	Ống bê tông (Concrete pipe)	0.010 – 0.015
	Ống kim loại gợn sóng (CMP)	0.011 – 0.037
	Ống nhựa trơn (Plastic pipe – smooth)	0.009 – 0.015
	Ống nhựa gợn sóng (Plastic pipe – corrugated)	0.018 – 0.025
Mặt đường/mép rãnh thoát (Pavement/gutter sections)	Bê tông, nhựa đường (Concrete, asphalt)	0.012 – 0.016
Kênh hở nhỏ (Small open channels)	Bê tông (Concrete)	0.011 – 0.015
	Đá đổ, đá lát (Rubble or riprap)	0.020 – 0.035
	Thảm thực vật (Vegetation)	0.020 – 0.150
	Đất trống (Bare soil)	0.016 – 0.025
	Kênh đào trong đá (Rock cut)	0.025 – 0.045
Kênh/suối tự nhiên
Chiều rộng mặt nước khi lũ < 100 ft (Natural channels/streams, top width at flood stage < 100 ft)	Mặt cắt tương đối đều (Fairly regular section)	0.025 – 0.050
	Mặt cắt không đều, có vũng (Irregular section with pools)	0.040 – 0.150

Ví dụ 3.2: Thời gian tập trung với nhiều đoạn dòng chảy.

Mục tiêu: So sánh các ước tính thời gian tập trung cho:

1) điều kiện chưa phát triển so với điều kiện đã phát triển

2) sử dụng phương pháp lặp với phương trình dòng chảy tấm.

Cho : Hình 3.16a minh họa đường dòng chảy chính cho điều kiện hiện tại của một lưu vực nhỏ. Bảng 3.4 tóm tắt các đặc điểm của các đoạn dòng chảy chính cho vị trí tại Baltimore, Maryland.

Đối với các thời đoạn ngắn (2 giờ hoặc ít hơn), đường cong IDF 2 năm áp dụng được biểu diễn bằng phương trình sau:

\(i = \frac{1.85}{0.285 + D}\)

trong đó:
  i = Cường độ mưa, in/h
  D = Thời đoạn, h

Lượng mưa 2 năm – 24 giờ là 3.2 inch.

Bước 1. Ước tính thời gian tập trung cho điều kiện hiện tại.

Hình 3.16 cho thấy đường dòng chảy trong điều kiện hiện tại với ba đoạn. Tính thời gian chảy riêng lẻ và cộng lại để có thời gian tập trung.

Bước 1a. Sử dụng phương trình dòng chảy tập trung nông để ước tính vận tốc và thời gian chảy trong đoạn AB.

\(V = \alpha k S^{0.5} = 33(0.076)(0.07)^{0.5} = 0.66 \text{ ft/s}\)

Vậy, thời gian chảy cho đoạn AB là:

\(t_{AB} = (490 \text{ ft}) / (0.66 \text{ ft/s}) / (60 \text{ s/min}) = 12 \text{ phút}\)

Bảng 3.4. Các đặc trưng của các đường dòng chảy trong ví dụ.

Điều kiện lưu vực	Đoạn dòng chảy	Chiều dài (ft)	Độ dốc (ft/ft)	n	Sử dụng đất/Phủ lớp mặt đất
Hiện tại	A đến B	490	0.07	—	Trên mặt đất (rừng)
	B đến C	3450	0.012	0.040	Kênh tự nhiên (hình thang): w = 1 ft, d = 2.3 ft, z = 2:1
	C đến D	3600	0.006	0.030	Kênh tự nhiên (hình thang): w = 4.1 ft, d = 2.3 ft, z = 2:1
Đã phát triển	E đến F	80	0.07	0.013	Dòng chảy tấm: i = 1.85 / (0.285 + D) với i [in/h], D [h]
	F đến G	400	0.07	—	Rãnh cỏ
	G đến H	900	0.02	—	Khu vực lát nền
	H đến J	2000	0.015	0.015	Cống thoát nước, D = 42 inch
	J đến K	2950	0.005	0.019	Kênh hở (hình thang): w = 5.2 ft, d = 3.3 ft, z = 1:1

Bước 1b. Áp dụng phương trình Manning để ước tính vận tốc và thời gian chảy trong đoạn BC.

Đối với một kênh hình thang, bán kính thủy lực là:

\(R = A/P = \frac{(wd + zd^2)}{(w + 2d\sqrt{1 + z^2})} = \frac{(1(2.3) + 2(2.3)^2)}{(1 + 2(2.3)\sqrt{1 + 2^2})} = 1.14 \text{ ft}\)

Phương trình Manning cho vận tốc:

\(V = \frac{(1.49)(0.040)(1.14)^{0.67}}{(0.012)^{0.5}} = 4.45 \text{ ft/s}\)

Thời gian chảy là:

\(t_{BC} = \frac{3450 \text{ ft}}{4.45 \text{ ft/s}} / \frac{60 \text{ s}}{1 \text{ min}} = 13 \text{ phút}\)

Bước 1c. Áp dụng phương trình Manning để ước tính vận tốc và thời gian chảy trong đoạn CD.

Bán kính thủy lực của kênh hình thang này là:

\(R = \frac{(4.1)(2.3) + 2(2.3)^2}{(4.1 + 2(2.3)\sqrt{1 + (2)^2})} = 1.4 \text{ ft}\)

Áp dụng phương trình Manning, vận tốc là:

\(V = \frac{(1.49)(0.030)(1.4)^{0.67}}{(0.006)^{0.5}} = 4.8 \text{ ft/s}\)

Thời gian chảy là:

\(t_{CD} = \frac{3600 \text{ ft}}{4.8 \text{ ft/s}} / \frac{60 \text{ s}}{1 \text{ min}} = 13 \text{ phút}\)

Bước 1d. Ước tính thời gian tập trung cho điều kiện hiện tại bằng cách cộng các thời gian chảy của các đoạn.

Sử dụng phương trình 3.5 để tính thời gian tập trung:

\(t_c = \Sigma t_i = t_{AB} + t_{BC} + t_{CD} = 12 + 13 + 13 = 38 \text{ phút}\)

Bước 2. Ước tính thời gian tập trung cho điều kiện đã phát triển bằng cách sử dụng phương trình dòng chảy tấm lặp.

Hình 3.16 cho thấy đường dòng chảy trong điều kiện đã phát triển với năm đoạn. Tính thời gian chảy riêng lẻ và cộng lại để có thời gian tập trung. Vì phương trình dòng chảy tấm lặp sử dụng thời gian ước tính cho toàn bộ đường dòng chảy, hãy ước tính đoạn dòng chảy tấm (EF) sau cùng.

Bước 2a. Áp dụng phương trình dòng chảy tập trung nông để ước tính vận tốc và thời gian chảy trong đoạn FG.

Đoạn này bao gồm các rãnh có lót cỏ. Sử dụng phương trình 3.8 để tính vận tốc:

\(V = \alpha k S^{0.5} = 33(0.457)(0.07)^{0.5} = 4.0 \text{ ft/s}\)

Thời gian chảy là:

\(t_{FG} = \frac{(400 \text{ ft})}{(4.0 \text{ ft/s})} / (60 \text{ s/min}) = 2 \text{ phút}\)

Bước 2b. Áp dụng phương trình dòng chảy tập trung nông để ước tính vận tốc và thời gian chảy trong đoạn GH.

Đoạn này bao gồm rãnh lát nền. Sử dụng phương trình 3.8 và Bảng 3.2 để ước tính vận tốc:

\(V = \alpha k S^{0.5} = 33(0.619)(0.02)^{0.5} = 2.9 \text{ ft/s}\)

Thời gian chảy là:

\(t_{GH} = \frac{(900 \text{ ft})}{(2.9 \text{ ft/s})} / (60 \text{ s/min}) = 5 \text{ phút}\)

Bước 2c. Sử dụng phương trình Manning để ước tính vận tốc và thời gian chảy trong đoạn HJ.

Đoạn này là một ống có đường kính 42 inch. Bán kính thủy lực là một phần tư đường kính (D/4), do đó vận tốc cho dòng chảy đầy là:

\(V = \frac{(1.49)(0.015)(0.875)^{0.67}}{(0.015)^{0.5}} = 11.1 \text{ ft/s}\)

Thời gian chảy là:

\(t_{HJ} = \frac{(2000 \text{ ft})}{(11.1 \text{ ft/s})} / (60 \text{ s/min}) = 3 \text{ phút}\)

Bước 2d. Sử dụng phương trình Manning để ước tính vận tốc và thời gian chảy trong đoạn JK.

Đoạn này là một kênh hình thang được cải tạo. Bán kính thủy lực là:

\(R = \frac{(wd + zd^2)}{(w + 2d\sqrt{1 + z^2})} = \frac{(5.2)(3.3) + (3.3)^2}{(5.2 + 2(3.3)\sqrt{(1 + 1^2)})} = 1.95 \text{ ft}\)

Phương trình Manning được sử dụng để tính vận tốc:

\(V = \frac{(1.49)(0.019)(1.95)^{0.67}}{(0.005)^{0.5}} = 8.7 \text{ ft/s}\)

Thời gian chảy là:

\(t_{JK} = \frac{(2950 \text{ ft})}{(8.7 \text{ ft/s})} / (60 \text{ s/min}) = 6 \text{ phút}\)

Bước 2e. Ước tính thời gian chảy cho điều kiện đã phát triển, không bao gồm đoạn dòng chảy tấm (EF).

Tổng thời gian chảy qua bốn đoạn (không bao gồm đoạn đầu tiên) là:

\(t_t = \Sigma t_i = t_{FG} + t_{GH} + t_{HJ} + t_{JK} = 2 + 5 + 3 + 6 = 16 \text{ phút}\)

Bước 2f. Sử dụng phương trình dòng chảy tấm lặp để ước tính vận tốc và thời gian chảy trong đoạn EF.

Giả sử tổng thời gian chảy cho toàn tuyến. Thời gian tập trung là 16 phút cộng thêm thời gian chảy qua đoạn dòng chảy tấm EF.

Bước 2f1. Lặp lần 1: Giả sử thời gian chảy trên đoạn dòng chảy tấm EF là 2 phút.

Giả sử: \(t_c = D = 16 + 2 = 18 \text{ phút} = 0.30 \text{ h}\)

Cường độ mưa tương ứng là:

\(i = \frac{1.85}{0.285 + D} = \frac{1.85}{0.285 + 0.3} = 3.2 \text{ in/h}\)

Theo đó, phương trình 3.6 cho ước lượng thời gian chảy:

\(t_t = \frac{\alpha}{i^{0.4}} \left( \frac{nL}{\sqrt{S}} \right)^{0.6} = \frac{0.93}{(3.2)^{0.4}} \left( \frac{0.013(80)}{\sqrt{0.07}} \right)^{0.6} = 1.2 \approx 1 \text{ phút}\)

Vì đã giả định 2 phút cho đoạn này, một lần lặp thứ hai sẽ được thực hiện bằng cách sử dụng giá trị mới.

Bước 2f2. Lặp lần 2: Thực hiện ước tính lần hai thời gian chảy trong đoạn EF.

Giả sử: \(t_c = D = 16 + 1 = 17 \text{ phút} = 0.283 \text{ h}\)

Cường độ mưa tương ứng là:

\(i = \frac{1.85}{0.285 + D} = \frac{1.85}{0.285 + 0.283} = 3.3 \text{ in/h}\)

Theo đó, phương trình 3.6 cho ước lượng thời gian chảy:

\(t_t = \frac{\alpha}{i^{0.4}} \left( \frac{nL}{\sqrt{S}} \right)^{0.6} = \frac{0.93}{(3.3)^{0.4}} \left( \frac{0.013(80)}{\sqrt{0.07}} \right)^{0.6} = 1.2 \approx 1 \text{ phút}\)

Bước 2g. Ước tính thời gian tập trung cho điều kiện đề xuất bằng cách cộng các thời gian chảy của các đoạn.

Sử dụng phương trình 3.5 để tính thời gian tập trung:

\(t_t = \Sigma t_i = t_{EF} + t_{FG} + t_{GH} + t_{HJ} + t_{JK} = 1 + 2 + 5 + 3 + 6 = 17 \text{ phút}\)

Bước 3. Ước tính thời gian tập trung cho điều kiện đã phát triển bằng cách sử dụng phương trình dòng chảy tấm trực tiếp.

Tính thời gian chảy trong đoạn dòng chảy tấm EF bằng phương trình 3.7:

\(t_t = \frac{\alpha}{P_2^{0.5}} \left( \frac{nL}{\sqrt{S}} \right)^{0.8} = \frac{0.42}{(3.2)^{0.5}} \left( \frac{0.013(80)}{\sqrt{0.07}} \right)^{0.8} = 0.7 \approx 1 \text{ phút}\)

Các thời gian chảy của các đoạn khác đã được tính trong bước 2. Do đó, thời gian tập trung là:

\(t_c = \Sigma t_i = t_{EF} + t_{FG} + t_{GH} + t_{HJ} + t_{JK} = 1 + 2 + 5 + 3 + 6 = 17 \text{ phút}\)

Kết quả:
Thời gian tập trung cho các điều kiện chưa phát triển và đã phát triển lần lượt là 38 và 17 phút. Việc phát triển đã dẫn đến sự giảm đáng kể thời gian tập trung. Trong ví dụ này, việc sử dụng phương trình dòng chảy tấm lặp và trực tiếp đều cho cùng một ước lượng thời gian chảy dòng chảy tấm là 1 phút.

3.7.3 Phương pháp Kerby-Kirpich

Phương pháp Kerby-Kirpich dựa vào một vài tham số đầu vào và bao gồm hai thành phần, dòng chảy trên mặt (overland) và dòng chảy trong kênh, được biểu diễn bằng phương trình sau:

$$t_c = t_{ov} + t_{ch} \tag{3.10}$$

trong đó:

• t_ov = Thời gian dòng chảy trên mặt (phút)
• t_ch = Thời gian dòng chảy trong kênh (phút)

Phương pháp Kerby-Kirpich để ước tính t_c được áp dụng cho các lưu vực có diện tích từ 0.25 mi² đến 150 mi² [0.647km² – 388km²], chiều dài kênh chính từ 1 đến 50 dặm [1.6-80km], và độ dốc kênh chính từ 0.002 đến 0.02 (ft/ft) (Roussel et al. 2005). Đối với các lưu vực nhỏ nơi dòng chảy trên mặt là một thành phần quan trọng trong tổng thời gian di chuyển, phương trình Kerby cho dòng chảy trên mặt (chiều dài tối đa của dòng chảy trên mặt là 1200 ft [0.37km]) là:

$$t_{ov} = \alpha (LN)^{0.467} S^{-0.235} \tag{3.11}$$

trong đó:

• L = Chiều dài dòng chảy trên mặt (overland), ft (m)
• N = Hệ số cản trở không thứ nguyên
• S = Độ dốc địa hình dẫn dòng chảy trên mặt, ft/ft (m/m)
• α = Hằng số chuyển đổi đơn vị, 0.828 trong hệ CU (1.44 trong hệ SI)

Hệ số cản trở không thứ nguyên được sử dụng tương tự như hệ số độ nhám Manning. Bảng 3.5 liệt kê các giá trị điển hình cho hệ số cản trở.

Bảng 3.5. Giá trị hệ số cản trở trong phương trình Kerby

Mô tả địa hình tổng quát	Hệ số cản trở không thứ nguyên (N)
Pavement Mặt có lát	0.02
Smooth, bare, packed soi Đất trống, nhẵn, chặt	0.10
Poor grass, cultivated row crops, or moderately rough packed surfaces Cỏ kém, cây trồng hàng, hoặc bề mặt đóng gói hơi gồ ghề	0.20
Pasture, average grass Đồng cỏ, cỏ trung bình	0.40
Deciduous forest Rừng rụng lá	0.60
Dense grass, coniferous forest, or deciduous forest with deep litter Cỏ dày, rừng lá kim, hoặc rừng rụng lá với lớp thảm mục dày	0.80

Phương trình Kirpich được phát triển cho các lưu vực thoát nước nhỏ ở Tennessee và Pennsylvania, với diện tích lưu vực từ 1 đến 112 acre (0.405 – 45.36 hecta) nhưng hiện đã được mở rộng để áp dụng trên khắp Hoa Kỳ và cho cả các lưu vực lớn hơn. Nó được áp dụng trong các lưu vực có hiện tượng xói lở nghiêm trọng (bao gồm cả kênh dẫn được xây dựng trong các đô thị như vỉa hè, rãnh, cống thoát, và kênh) chiếm hơn 10 phần trăm chiều dài của dòng chính. Đối với dòng chảy trong kênh, phương trình Kirpich để tính thời gian di chuyển là:

$$t_{ch} = \alpha L^{0.77} S^{-0.385} \tag{3.12}$$

trong đó:

• L = Chiều dài dòng chảy trong kênh, ft (m)
• S = Độ dốc kênh chính, ft/ft (m/m)
• α = Hằng số chuyển đổi đơn vị, 0.0078 trong hệ CU (0.0195 trong hệ SI)

Phương pháp này ước tính thời gian tập trung bằng cách sử dụng phương trình 3.10 để cộng các thời gian chảy.

Hỗ trợ duy trì trang:

Tôi xây dựng trang này để chia sẻ các tài liệu kỹ thuật cốt lõi trong thiết kế hạ tầng giao thông.

Nếu bạn thấy nội dung hữu ích và muốn góp phần duy trì trang hoạt động bền vững, tôi rất trân trọng mọi sự ủng hộ.

Qua USD (Buy Me a Coffee)

BIDV • STK: 3101226659 • HOANG HAI HA