Bài giảng Thủy văn Hồ đầm

Nội dung text: Bài giảng Thủy văn Hồ đầm

1. bộ nông nghiệp & phát triển nông thôn tr−ờng đại học thủy lợi
   Bài giảng thủy văn hồ đầm hà nội v - 2004 1
2. thủy văn hồ đầm Mở đầu Việt Nam là chiếc nôi của nền văn minh lúa n−ớc. Dân tộc ta từ x−a đ* có kinh nghiệm khai phá, chinh phục vùng đất ngập n−ớc theo mùa. Tổng kết các kinh nghiệm mà dân tộc ta đ* tích luỹ đ−ợc khi khai phá vùng đất ngập n−ớc và nhìn nhận, phân tích chúng d−ới ánh sáng của thành tựu khoa học mới sẽ là những đóng góp quý cho ngành Thuỷ Lợi. 1. Đối t−ợng nghiên cứu của môn học Thủy văn Hồ Đầm Đối t−ợng nghiên cứu của môn học Thủy văn Hồ - Đầm là chế độ Thủy văn môi tr−ờng của vùng đất ngập n−ớc. Theo định nghĩa của các nhà Thủy văn Nga thì Hồ và Đầm phá là những lòng chảo hoặc vùng trũng của bề mặt đất có chứa n−ớc. Nh− vậy ở Việt Nam có các loại Hồ và Đầm phá nh− sau: • Hồ và đầm tự nhiên n−ớc ngọt • Các đầm phá n−ớc mặn • Hồ và kho n−ớc nhân tạo. Hồ và đầm tự nhiên, n−ớc ngọt Các hồ đầm tự nhiên ở vùng đồng bằng, th−ờng là dấu vết còn lại của các đoạn sông chết, hay vỡ đê. các hồ này n−ớc ít luân chuyển, Các hồ đầm tự nhiên xuất hiện ở vùng núi th−ờng là dấu vết còn lại của núi lửa, động đất hay những nguyên nhân khác. Phần lớn các hồ đầm tự nhiên n−ớc không chảy nh−ng cũng có hồ n−ớc chảy nh− hồ Ba Bể. Các đầm phá n−ớc mặn Các đầm phá n−ớc mặn có rất nhiều ở vùng ven biển n−ớc ta, và đang đ−ợc khai thác triệt để. Sự can thiệp của con ng−ời đang làm thay đổi cân bằng sinh thái vùng đất ngập n−ớc mặn này. Chúng ta đ* có nhiều bài học thành công và không thành công, cần rút kinh nghiệm khi khai hoang lấn biển, đấy cũng là một thực tế đòi hỏi phải đ−a vào ch−ơng trình giảng dạy cho các kỹ s− ngành Thuỷ Văn Môi Tr−ờng môn học này. 2
3. Kho n−ớc nhân tạo: Tính đến năm 2003 n−ớc ta đ* xây d−ng đ−ợc khoảng 3500 hồ chứa có 3 3 dung tích W hồ > 0.2 triệu m . Chỉ có 1967 hồ co dung tich > 1 trieu m , chiếm 55.9% với tổng dung tích 24.8 tỷ m 3. Trong số hồ trên có 10 hồ do ngành điện quản lý với tổng dung tích 19 tỷ m 3. Có 44 tỉnh và thành phố trong 64 tỉnh thành cả n−ớc có hồ chứa. Tỉnh có nhiều hồ nhất là Nghệ An (249 hồ), Hà Tĩnh (166 hồ), Thanh Hoá (123 hồ), Phú thọ (118 hồ), ĐakLak (116 hồ) và Bình Định (108 hồ). Trong số 1957 hồ cấp n−ớc t−ới do Bộ NNPTNT quan lý phân theo dung tích có: • 79 hồ có dung tích trên 10 triệu m3 • 66 hồ có dung tích từ 5 đến 10 triệu m3 • 442 hồ có dung tích từ 1 đến 5 triệu m3 • 1370 hồ có dung tích từ 1 đến 2 triệu m3 Tổng dung tích các hồ chứa này là 5.8 tỷ m3 n−ớc t−ới cho 505.162 ha. 2. Nội dung nghiên cứu của môn học Thủy văn Hồ Đầm Môn học Thủy văn Hồ - Đầm nghiên cứu về: *- Hệ sinh thái hồ chứa và đầm phá. *- Các đặc tính nhiệt học, hoá học, quang học của Hồ *- Sóng và gió trong hồ, bồi lắng hồ chứa *- Hệ động thực vật trong hồ. Hiểu biết các đặc điểm Thủy văn của Hồ - Đầm lầy giúp cho việc tìm giải pháp bảo vệ hệ sinh thái hồ chứa và đầm phá, hạn chế các tác động xấu đến tài nguyên n−ớc các đôi t−ợng này. Bảo vệ hệ sinh thái vùng hồ không phải là cố gắng giữ nguyên hiện trạng mà nghiên cứu hệ sinh thái hồ chứa và đầm phá nhằm mục đích đánh giá đúng những diễn biến của hồ chứa và đầm phá, khi con ng−ời tác động vào chúng theo những kịch bản khác nhau, trên cơ sở đó lựa chọn giải pháp hợp lý nhất. Nghiên cứu hệ sinh thái hồ chứa và đầm phá, ng−ời ta không chỉ chú ý tới số l−ợng n−ớc trong hồ mà còn chú ý tới hệ động thực vật phát triển trong hồ, chú ý tới quá trình trao đổi nhiệt trong hồ, cũng nh− tác động của sóng, gió và quá trình bồi lắng của chúng. 3
4. Các quá trình biến đổi trong hồ th−ờng diễn ra chậm chạp hơn trong sông. Những tác động tích cực hoặc tiêu cực của các giải pháp đều cần có thời gian dài để kiểm chứng và thông th−ờng khi nhận biết đ−ợc hậu quả xấu thì số tiền vốn bỏ ra đ* khá lớn. Khi có hiểu biết đầy đủ các đặc điểm Thủy văn của Hồ - Đầm lầy giúp cho ta lựa chọn giải pháp can thiệp hợp lý hơn vào hệ sinh thái hồ chứa và đầm tránh đ−ợc các thiệt hại, Ngoài diện tích Hồ và Đầm lầy, Việt Nam còn tiềm năng rất lớn về vùng đất ngập n−ớc mặn, đó là các đầm phá ven biển nh− đầm Cầu Hai (Huế), đầm Thị Nại (Quy Nhơn), Vũng Cam Ranh (Khánh Hoà) và diện tích b*i Triều ven biển từ Móng Cái đến Hà Tiên. Chỉ tính riêng từ Móng Cái đến Thanh Hoá đ* có 1596 Km 2 đất ngập n−ớc theo Thuỷ Triều gọi chung là b*i Triều. Phần đất ven biển tính từ mực n−ớc Thuỷ Triều thấp nhất (cao trình 0 mét Hải đồ) đến mực n−ớc Thuỷ Triều trung bình, có tên là B4i Triều Thấp chiếm khoảng 60% diện tích B*i Triều. Phần đất ven biển tính từ mực n−ớc Thuỷ Triều trung bình, (cao trình 0 mét Lục địa) đến mực n−ớc Thuỷ Triều cao nhất có tên là B4i Triều Cao chiếm khoảng 40% diện tích còn lại. Vùng B4i Triều Cao có nhiều khả năng chuyển đổi, cải tạo thành ruộng đất canh tác nông nghiệp hoặc hồ đầm nuôi trồng thuỷ sản. Tất nhiên tuỳ theo mục tiêu cải tạo mà lựa chọn biện pháp thuỷ lợi thích hợp. Nếu chuỷên thành đất trồng lúa thì cần xây dựng cống ngăn mặn và mạng kênh rạch phục vụ thau chua rửa mặn. Nếu chuỷên thành hồ nuôi tôm, cá thì cần xây dựng bờ cao và cống lấy n−ớc mặn đủ lớn đảm bảo chế độ thay n−ớc hàng ngày theo thuỷ triều và đảm bảo độ mặn trong hồ nuôi. Vùng B4i Triều có đặc tính là cân bằng rất mỏng manh, nơi này bị xói nơi khác đ−ợc bồi, có nơi mỗi năm tiến ra biển tới 120m, kèm theo nó là hệ sinh thái rừng ngập mặn. Thiếu hiểu biết về quy luật bồi xói, hay thiếu hiểu biết về hệ sinh thái rừng ngập mặn đều gây đổ vỡ cho các công trình khai hoang lấn biển. Việt Nam có nhiều vùng đất ngập n−ớc, có nơi ngập n−ớc ngọt, có nơi ngập n−ớc mặn, có nơi ngập quanh năm, có nơi ngập theo mùa cần nghiên cứu kỹ các đặc tính của chúng để có biện pháp khai thác hợp lý và có lợi nhất. 3. Quan hệ giữa môn học với các môn khoa học khác 4
5. Nghiên cứu thuỷ văn hồ- đầm phá-kho n−ớc là vấn đề phức tạp, bao gồm quy luật biến đối của các yếu tố thuỷ văn cơ bản nh− quy luật m−a, bốc hơi, dòng chảy, chế độ nhiệt, chế độ ánh sáng, chế dộ thuỷ hoá, quá trình động học của n−ớc trong hồ, bồi lắng lòng hồ và quá trình bào mòn đất trên l−u vực, v.v vì vậy đòi hỏi kiến thức của nhiều ngành liên quan nh−: khí t−ợng học, hải d−ơng học, toán học, vật lý học, hoá học, sinh vật học, địa lý, địa chất học, v.v Những năm gần đây khi nghiên cứu các quá trình vận động của n−ớc, quá trình trao đổi nhiệt, trao đổi chất hoà tan,v.v th−ờng sử dụng các kết quả và thành tựu mới nhất trong các lĩnh vực khoa học nh− viễn thám, vệ tinh định vị không gían, vật lý hạt nhân phóng xạ, các loại mô hình mô phỏng v.v nhờ vậy mà các kết quả thu đ−ợc vừa nhanh, ít sai số, vừa đáp ứng đòi hỏi của nhu cầu phát triển thực tế kinh tế x* hội. 4. Ph−ơng pháp nghiên cứu Thuỷ văn hồ đầm là một bộ phân của thuỷ văn lục điạ vì vậy trong nghiên cứu th−ờng dùng các ph−ơng pháp nh− đối với nghiên cứu thuỷ văn và địa lý học nói chung đó là: 1-Ph−ơng pháp quan trắc, thực nghiệm , điều tra thăm dò 2-Ph−ơng pháp xác suất thống kê 3-Ph−ơng pháp tổng hợp địa lý 4-Ph−ơng pháp mô hình hoá 5- Ph ươ ng phỏp k ỹ thu ật vi ễn thỏm và h ệ thụng tin đị a lý. 5
6. Ch−ơng I. Hồ I.1 Nguồn gốc các kiểu hồ và hình thái học của các lòng hồ. I.1.1 Giới thiệu chung Định nghĩa : Hồ là những lòng chảo hoặc vùng trũng của bề mặt trái đất chứa đầy n−ớc và không nối liền với biển (theo định nghĩa của Tse-bô-ta-rôp A.I. /9/). Thông th−ờng các vùng trũng trên bề mặt đất chứa đầy n−ớc có diện tích mặt n−ớc không quá lớn, nh−ng cũng có những hồ diện tích mặt n−ớc lên tới chục 2 2 ngàn Km (ví dụ nh− nh− hồ Bai-can ở Nga F hồ =31.500km , hồ Ladozski ở Nga F hồ 2 2 =18.400km , hồ Victoria ở Châu Phi F hồ =68.800km hay ở Bắc Mỹ có hồ Verkhnhi diện tích tới 83.300km 2). Với các hồ rộng nh− thế thì ng−ời ta coi đây nh− đại d−ơng và dùng các ph−ơng pháp nghiên cứu hải d−ơng để nghiên cứu. Về độ sâu từ vài mét cho tới hàng nghìn mét. Sâu nhất là hồ Bai Can tới 1741m, sau đó là hồ Tanganica ở châu Phi 1435 mét. Khi nghiên cứu những bể n−ớc lớn nh− Catxpiên, Aran, Bai Can ng−ời ta sử dụng rộng r*i các ph−ơng pháp nghiên cứu hải d−ơng. Vì vậy nói chung, các cán bộ hải d−ơng nghiên cứu chế độ thuỷ văn của những bể n−ớc này, tuy vậy nhiều khi một số vấn đề nh− cân bằng n−ớc lại đ−ợc cán bộ thuỷ văn đất liền nghiên cứu. Đôi khi khác với n−ớc chảy (sông) ng−ời ta định nghĩa hồ nh− là những kho n−ớc với dòng chảy tràn hoặc với chế độ trao đổi n−ớc chậm chạp. Khi đ* có lòng chảo, hồ sẽ đ−ợc hình thành nếu dòng n−ớc đến chỗ trũng này sẽ lớn hơn l−ợng n−ớc tiêu hao vào thấm và bốc hơi. Hồ đ−ợc xây dựng nhân tạo gọi là kho n−ớc. Những bồn chứa n−ớc có kích th−ớc nhỏ gọi là ao. Đôi khi ng−ời ta gọi ao là những hồ thiên nhiên cạn, trên mặt hồ đó phổ biến thực vật thuỷ sinh. I.1.2. Các kiểu hồ theo đặc điểm lòng hồ: 6
7. Mặc dầu hồ gặp trong thiên nhiên rất đa dạng song giữa các hồ cũng vẫn có thể chia ra các kiểu có những tính chất giống nhau. Tr−ớc hết có thể chia các kiểu hồ theo các điều kiện hình thành lòng hồ. Theo đặc điểm của lòng hồ có thể chia ra các kiểu hồ đập, hoặc hồ chắn (ao), hồ lòng chảo và hồ hỗn tạp. Hồ đập . Hình thành khi thung lũng bị chặn ngang ở chỗ nào đó bằng đất đổ, băng hà và hồi tụ v.v trong nhóm này còn có hồ nhân tạo- kho n−ớc. Trong số những hồ đập có thể chia ra: hồ sông, hồ thung lũng và hồ ven biển. Hồ sông . Có thể hình thành nh− những cấu tạo tạm thời do dòng chảy của các sông riêng biệt trong thời kỳ khô của năm giảm mạnh. Trong tr−ờng hợp này sông th−ờng biến thành một dẫy hồ nằm trong thung lũng và cách nhau bằng những đoạn lòng sông khô. Một kiểu hồ sông khác là hồ b*i bồi. Kiểu hồ này liên quan với qua trình hình thành các sông sót do những nhánh sông riêng biệt bị ngăn bởi những đống gờ phù sa và hình thành dòng sông mới. Trong b*i bồi của các sông lớn Vonga, Oka, Don, Duhepr th−ờng thấy rất nhiều hồ kiểu này, hồ Tây, hồ Hoàn Kiếm của Việt Nam cũng thuộc loại hồ này. Hồ thung lũng . Có thể xuất hiện trên núi do đất sụt. Hồ có nguồn gốc đất sụt hình thành vì những đoạn thung lũng hẹp bị ngăn lại bởi các sản phẩm phá huỷ s−ờn thung lũng. Thí dụ về kiểu hồ này là hồ Sarezxki hình thành năm 1911 ở thung lũng sông Muagáp. Hồ đập còn có thể hình thành do sông miền núi bị ngăn lại, do các nhóm khoáng vật của các hẻm vực cạnh, dồn tới thung lũng sông sau khi có m−a rào mạnh. Những hồ duyên hải th−ờng xuất hiện khi những vịnh nông hoặc đầm phá tách ra khỏi biển bởi những con trạch phù sa, bằng sét cát hoặc những b*i cát siên. Hồ lòng chảo mang tên theo những điều kiện và nguyên nhân hình thành lòng chảo. Ng−ời ta phân biệt hồ Moran, hồ Car−, hồ cácxtơ, hồ cácxtơ nhiệt, hồ do gió và hồ kiến tạo. Những hồ cácxtơ là kết quả của những tác động hoá học của n−ớc ngầm và trên mặt (hoà tan). Những vật chất hoà tan và cả những hạt sét nhỏ bị trôi đi có thể dẫn tới sự hình thành những chỗ rỗng ngầm và làm sụt lớp vỏ trên các chỗ rổng này. Điều đó tạo điều kiện xuất hiện các phễu trên mặt đất. Nếu những phểu này đầy n−ớc, trên chỗ đó sẽ xuất hiện hồ cácxtơ. 7
8. Nhiều hồ cácxtơ gặp ở l−u vực sông Đà, sông Gâm, sông Kỳ cùng ( Lạng Sơn), vùng thung Rếch, Tu lý( Hoà Bình), vùng Quảng Bình, Sơn La. Những hồ do gió bố trí trong các bồn địa thành tạo bởi quá trình thổi mòn và những chỗ thấp giữa các đống cát hình trăng non và các đụn cát. Nhiều những hồ lòng chảo xuất hiện do các quá trình núi lửa và kiến tạo. Những quá trình kiến tạo làm xuất hiện những lòng chảo lớn. Bởi vậy những hồ kiến tạo th−ờng sâu. Thí dụ nh− hồ Isuncun – Baican, hồ Ba Bể (Bắc Cạn). Hồ Bai Can (Nga) là hồ kiến tạo có diện tích mặt hồ 31.500km2, có độ sâu cực đại đạt 1741m (Sâu nhất thế giới) . Hồ núi lửa xuất hiện hoặc trong các miệng núi lửa đ* tắt hoặc ở những chỗ khoét sâu trên bề mặt dòng dung nham khi nó nguội lạnh hoặc trong thung lũng sông bị chắn bởi dòng dung nham. Trong tr−ờng hợp sau, hồ xuất hiện sẽ là hồ kiểu đập thành tạo bởi qua trình núi lửa. Thuộc loại hồ này là các hồ Kamchátka – Krônốtxli và Kinrinxki (Nga), hồ Biển hồ (Gia Lai, Việt Nam), hồ Núi lửa, Đắc Mil, (Đắc Lắc-Việt Nam). Hồ Biển hồ thuộc tỉnh Gia Lai, có diện tích mặt n−ớc 650 ha, có độ sâu gần nh− nhau ở các điểm độ sâu trung bình Htb = 20,5m, có chiều dày lớp bùn lắng động 3,0m, hồ ch−a bao giờ cạn n−ớc. Theo các chuyên gia địa chất Mỹ hồ có tuổi 1 triệu năm . Hồ hỗn tạp . Hình thành do tác động của nhiều yếu tố khác nhau lên mặt đất. Khá nhiều những lòng chảo có nguồn gốc kiến tạo sau này chịu tác động của băng hà mà băng hà ảnh h−ởng tới sự thành tạo của nó. Thuộc trong số lòng chảo này là những lòng hồ Ladozski, Telatski và Onetski. Những đất lở trên núi lấp các thung lũng và dẫn tới hình thành hồ kiểu đập, th−ờng đ−ợc chuẩn bị bởi các quá trình phong hoá, hoạt động n−ớc chảy trên mặt và chảy ngầm. Những nguyên nhân trực tiếp dẫn tới chuyển dịch của các tích tụ nham thạch trên s−ờn có thể là động đất. Có thể quan sát thấy những liên hợp khác của các quá trình khác nhau dẫn tới thành tạo lòng hồ. I.1.2. Những thành phần của lòng hồ và vùng bờ. Vùng trũng nằm trên trái đất chứa đầy n−ớc, có địa hình cấu tạo một cách có qui luật khác với những vùng trũng không có n−ớc. Dạng những lòng chảo ban đầu d−ới tác động xói mòn của dòng chảy trên mặt vào hồ cũng nh− của sóng động sẽ thay đổi ; những s−ờn lòng chảo bị thoải dần, những chỗ gồ ghề của địa hình đáy 8
9. đ−ợc san bằng lấp đầy bởi các trầm tích, những thành nghiêng của bờ có trắc địa ổn định. Bộ môn nghiên cứu hồ, trong đó xét những qui luật thể hiện sự hình thành địa hình của lòng hồ, gọi là hình thái học của các hồ. Lòng hồ giới hạn với các vùng xung quanh bởi bờ gốc tạo nên s−ờn hồ. Nếu bờ nằm ở giới hạn trên của những tác động của sóng hồ, bờ gốc chấm dứt bằng đ−ờng gờ là đ−ờng tiếp xúc của s−ờn với bề mặt của các vùng lân cận. Một phần lòng chảo bị ngập n−ớc tới độ cao mực n−ớc dâng cực đại gọi là lòng hồ. Trong bồn hồ tr−ớc hết có thể phân ra miền bờ và miền sâu: Trong miền bờ lại chia thành ba đới: 1) S−ờn bờ – Là phần của s−ờn hồ bao quanh bốn phía và không chịu tác động của sóng xô. 2) Khu vực bờ bao gồm bộ phận khô, nó chỉ chịu tác động của n−ớc khi sóng mạnh và đặc biệt khi n−ớc cao, và bộ phận ngập n−ớc, nó bị n−ớc bao phủ định kỳ trong thời gian mực n−ớc hồ lên và bộ phận d−ới n−ớc, nó nằm d−ới mặt n−ớc và khác với những bộ phận sâu của miền bờ, chịu tác động của sóng khi có sóng động. 3) Khu vực nóng gần bờ – chấm dứt bằng thành nghiêng ngầm, là danh giới giữa s−ờn và lòng hồ, phần trên của khu vực nông gần bờ phù hợp với ranh giới tác động bên d−ới của sóng sô là miền bờ. Trên hình 1-1: Những đới nêu trên của miền bờ bồn hồ đ−ợc đ−a ra d−ới dạng sơ đồ. Những thành phần của sơ đồ này có thể gặp trong hồ khá phát triển song chúng luôn luôn kèm theo những sự sai khác này hoặc nọ tuỳ theo thời gian ồn tại dài lâu, kích th−ớc của hồ, các điều kiện địa chất của lòng chảo và diện thu n−cs của hồ, lực sóng sô, chế độ n−ớc vàcác điều kiện khí hậu. Nh− vậy lòng hồ là cấu tạo thứ sinh-là biến dạng của dạng lòng chảo ban đầu, trong đó mực n−ớc khác biệt giữa chúng th−ờng tăng lên theo thời gian. I.1.3 Sự hình thành lòng hồ d−ới ảnh h−ởng sóng động và bồi tụ phù sa. Sóng động do sức gió, độ sâu và độ lớn của hồ quyết định, tác động trong thời kỳ ồn tại lâu dài của hồ lên miền bờ của bồn hồ, phá huỷ những nham thạch cấu tạo nên nó và mang những vật phẩm xói mòn xuống theo s−ờn và tới đáy hồ. 9
10. Do kết quả đó, kích th−ớc cửa khu vực bờ và b*i nông tăng lên đồng thời diện tích bồi tụ tăng lên và miền sâu của hồ giảm dần. Nh− vậy, hồ bị lấp dần do tác động của sóng. C−ờng độ của quá trình này phụ thuộc vào thành phần địa chất của nham thạch cấu tạo nên bờ hồ. Song vì vật chất của bờ thế nào, d−ới tác động của sóng và phong hoá cuối cùng cũng biến thành những đá nhỏ, sỏi sạn và cát. Ngoài sóng động quá trình đ−a phù sa bởi các con sông chảy vào hồ cũng có ảnh h−ởng quan trọng tới hình dạng lòng hồ. Những dòng n−ớc trên mặt chảy vào hồ xói mòn những đất đá trên đ−ờng đi vào và đem những sản phẩm xói mòn vào hồ. Cả trong những tr−ờng hợp hồ l−u thông, toàn bộ khối l−ợng phù sa cơ bản mà sông đ−a tới bồi lên bồn hồ do ốc độ dòng n−ớc giảm mạnh. Khi n−ớc từ sông chảy vào hồ trong đó những phù sa hạt lớn nhất hình thành tam giác châu ở cửa sông, những hạt nhỏ hơn phân bố ở miền sâu và chỉ có một l−ợng bùn cát rất nhỏ (phụ thuộc chủ yếu vào chiều dài của hồ) có thể đi qua hồ ở trạng thái lơ lững và sẽ bị n−ớc đ−a ra ngoài hồ. Ngoài những trầm tích khoáng rơi vào lòng hồ do kết quả sóng động hoặc do dòng chảy trong sông đ−a tới, còn đ−ợc lấp đầy bởi các trầm tích bùn có nguồn gốc hữu cơ. Bùn này là sản phẩm của quá trình xảy ra trong bản thân hồ và hình thành do sự chết đi và lắng đọng sau này của các thực vật và động vật rất nhỏ lơ lửng trong n−ớc lên đáy (gọi là phù sinh vật) và cả do kết quả chết đi của những thực vật ven bờ sau khi rữa ra thành những hạt nhỏ mà dòng dễ mang tới giữa hồ. Sự phát triển mạnh mẽ của các chất hữu cơ nêu trên trong thời kỳ ấm của năm và sự chết đi trong thời gian lạnh, tạo ra bồi tích các bùn này theo lớp trên đáy hồ. Điều đó cho phép xác định tuổi của hồ theo các tầng. I.1.4. Sự phát triển thực vật trong hồ . L−ợng trầm tích khoáng và bùn hữu cơ trên đáy hồ tăng lên hàng năm do đó đáy hồ dần dần cao lên. Trong những hồ có bờ thoải, những thực vật thuỷ sinh đầm lầy trên đi vào trong hồ từ bờ, nó bao quanh mặt g−ơng hồ bằng một vòng xanh rộng. Đối với những hồ nông với bờ thoải có thể chia ra một loại vành đai thay đổi một cách có qui luật từ bờ tới tâm hồ. 10
11. Trên b*i nông của hồ, độ sâu với độ sâu không quá 1 mét, có mọc cỏ cói, cỏ lá mũi tên v.v ở những chỗ sâu hơn tới 2-3 mét, có lau và sậy, tạo nên vành đai lau sậy. ở vành đai tiếp sau sâu hơn có mọc cỏ hoa dạng hình trắng và cỏ hoa dạng hình vàng với lá nổi trên mặt n−ớc. ở độ sâu 4 – 5m trong vành đai là rộng, tiếp với những thực vật là nổi trên n−ớc là những thực vật chìm hoàn toàn trong n−ớc trừ những hoa nổi trên mặt n−ớc. Trong vành đai tiếp sau lẫn lộn với những thực vật có hoa chìm trong n−ớc (những thực vật rdest là hẹp, thực vật lá sừng) còn có một phần thực vật bào tử ( rêu, dong tảo). Cuối cùng trong đới sâu hơn thực vật bao gồm chủ yếu là loại bào tử (dong tảo xanh, xanh tím). Những loại dong tảo xanh tím phát triển ở những chỗ sâu hơn của bể n−ớc, mà ở đó ánh sáng ít xám nhập. Đáy càng cao lê và hồ chứa càng cạn dần, những vành đai thực vật riêng biệt thay thế nhau, chuyển từ bộ phận n−ớc nông tới bộ phận n−ớc sâu hơn của hồ chèn lấy mặt g−ơng hồ bằng một vòng chặt hơn. Qua một thời gian t−ơng đối dài (tuỳ theo độ sâu của lòng hồ, diện tích hồ và những điều kiện khí hậu) trên mặt n−ớc thoáng sẽ xuất hiện đầm lầy với những thực vật đặc tr−ng. Không phải bao giờ khi thực vật phát triển trong hồ cũng đều quan sát thấy tất cả các vành đai thực vật trong vành xanh mà cụ thể đôi khi có thể thiếu một nhóm thực vật này hoặc nhóm thực vật nọ. Đôi khi trong các hồ cạn có thể thấy đám thực vật nổi, những đảo nhỏ thực vật tách khỏi bờ hoặc trực tiếp giáp nối với bờ đá khoáng. Đầu tiên những thực vật nổi này hình thành những bề mặt nhỏ, sau đó hồ càng cạn, chúng càng mọc nhanh, nối lại với nhau và bao phủ hồ bởi một lớp thực vật đầm lầy kín bao gồm các tầng cỏ và rêu. I.1.5. Vị trí địa lý của hồ. Những đặc tr−ng hình thái của hồ. đặc tr−ng quan trọng của hồ là vị trí địa lý của nó (kinh tuyến, vĩ tuyến) và độ cao trên mặt biển. Những số liệu này cho ta những khái niệm chung vè những nét cơ bản của chế độ hồ. Vị trí địa lý của hồ ở mức độ nhất định phản ánh những đặc điểm khí hậu chung của vùng, còn vị trí độ cao quyết định những ảnh h−ởng địa ph−ơng của những yéu tôố khí hậu và các yếu tố khác tới quá trình xảy ra trong hồ. 11
12. Khi nghiên cứu hồ và lòng hồ ngoài những điều kiện hình thành chúng cần phải xác định một loạt những đặc tr−ng định l−ợng cho ta những khái niệm số l−ợng về những thành phần cơ bản của hồ và lòng hồ. Những đặc tr−ng này mang tên là đặc tr−ng hình thái của hồ. Diện tích mặt g−ơng hồ xác định bằng hai cách : 1. Cùng với diện tích các đảo hoặc 2. Diện tích mặt n−ớc riêng. Vì bờ hồ không dốc đứng, diện tích mặt n−ớc (mặt g−ơng hồ) thay đổi khi thay đổi mực n−ớc hồ. Đại l−ợng diện tích hồ bao gồm cả diện tích các đảo đ−ợc sử dụng trong các thuyết minh hồ về mặt địa lý tự nhiên. Trong các công tác tính toán liên quan với việc xác định l−ợng bốc hơi sự dao động mực n−ớc và thay đổi trữ l−ợng n−ớc trong hồ, ng−ời ta dùng đại l−ợng diện tích mặt n−ớc hồ. Chiều dài của hồ – Là khoảng cách ngắn nhất giữa hai điểm xa nhất nằm trên bờ hồ, khoảng cách này đo theo mặt hồ. Nh− vậy, đ−ờng này chỉ thẳng với tr−ờng hợp hình dạng hồ t−ơng đối đơn giản. Đối với hồ cong queo rõ ràng là đ−ờng này sẽ không thể là đ−ờng thẳng mà bao gồm từ những đoạn riêng biệt của các đ−ờng thẳng và đ−ờng cong. Chiều rộng của hồ – ng−ời ta phân biệt chiều rộng lớn nhất xác định nh− là đ−ờng ngang dài nhất ( đ−ờng thẳng góc) đối với chiều dài của hồ và chiều cộng trung bình là tỷ số diện tích hồ trên chiều dài L. Mức độ phát triển của đ−ờng bờ đ−ợc xác định bằng hệ số độ uốn cong m – Nó là tỷ số của độ dài đ−ờng bờ s trên chiều dài của vòng tròn có diện tích bằng diện tích hồ: Đại l−ợng này không thể nhỏ hơn đơn vị. Hệ số này càng lớn bờ hồ càng cong queo. Đ−ờng cong thay đổi diện tích của hồ theo ộ sâu là một đặc tr−ng đ−ợc sử dụng rộng r*i trong mọi tr−ờng hợp đánh giá trữ l−ợng n−ớc . Nó là đồ thị liên hệ diện tích mặt cắt nằm ngang của hồ với những độ sâu ứng với các mặt cắt ngang đó. Ngoài ra còn có đ−ờng cong t−ơng tự biểu thị sự thay đổi thể tích hồ theo độ sâu của nó. Trong bảng 1-1 là một ví dụ về sự thay đổi diện tích hồ Onega theo độ sâu. Bảng I-1: Diện tích hồ Onega ở những độ sâu khác nhau kể từ mặt n−ớc. 12
13. Độ sâu Diện tích Độ sâu Diện tích (m) (km 2) (m) (km 2) 0 (mặt) 9890 60 847 10 7640 70 384 20 6024 80 153 30 4573 90 76 40 3266 100 27.8 50 1992 110 4.7 60 847 120 (đáy) 0 Quan hệ giữa thể tích hồ và độ sâu cực đại có thể biểu thị bằng ph−ơng trình : W = aH m W - Thể tích hồ; a - Hệ số cố định đối với hồ cho biết; H - Độ sâu cực đại của hồ với mức độ đầy n−ớc cho biết; m - Hệ số đặc tr−ng hình dạng bồn hồ bằng tỷ số độ sâu cực đại của hồ trên độ sâu trung bình. H M = H tb Hoặc ω H m = W Trong đó : L - chiều dài đ−ờng bờ; I - chiều dài của các đ−ờng đẳng sâu riêng biệt; n - Số đ−ờng đẳng sâu h - Khoảng cách giữa các mặt phẳng của các đ−ờng đẳng sâu - diện tích mặt g−ơng. Nh− đ* nêu trên, lòng hồ và khối n−ớc trong hồ hợp thành một thể thống nhất không tách biệt. Bởi vậy nghiên cứu các quá trình xảy ra trong hồ không thể tách rời khỏi việc nghiên cứu lòng hồ. Hình dạng của lòng hồ có ảnh h−ởng trực tiếp và quan trọng tới đặc tính và h−ớng dòng, mà chính những dòng này lần l−ợt gây ra sự phân bố lại các trầm rích trong lòng hồ. Hình dạng của lòng hồ còn ảnh h−ởng tới chế độ nhiệt và sự phân bố nhiệt độ trên thuỷ trực. Những sự thay đổi 13
14. nhiệt độ trong hồ có ảnh h−ởng mạnh mẽ tới sự di c− của cá. Thời gian thoát băng và băng giá của hồ phụ thuộc quan trọng vào hình dạng và đặc biệt là kích th−ớc của lòng hồ, mà chính lòng hồ quyết định thể tích khối n−ớc của hồ. Sự hiểu biết về các thành phần đặc tr−ng hình dạng lòng hồ không những cần thiết để hiểu những đặc điểm cơ bản của chế độ hồ mà còn để giải quyết một loạt những nhiệm vụ kinh tế liên quan với sụ khai thác trực tiếp hồ. Thí dụ khi sử dụng hồ vào giao thông cần biết rõ sự phân bố độ sâu trong phạm vi đối t−ợng n−ớc, nói riêng trong đới b*i cát nông ven hồ. Khi sử dụng hồ để điều tiét dòng chảy của các dòng chảy ra từ hồ cần có đ−ờng cong quan hệ giữa thể tích n−ớc và diện tích hồ với độ cao mực n−ớc. Để tính các thành phần sóng cần biết sự phân bố độ sâu và độ rộng của hồ theo các h−ớng khác nhau v.v Những tài liệu về độ lớn và độ sâu của các hồ trình bày ở bảng I-1. I.2. Cân bằng n−ớc và mực n−ớc hồ 1-2-1 ph−ơng trình cân bằng n−ớc hồ . Các thành phần cân bằng n−ớc của hồ đ−ợc quyết định trực tiếp bởi các quá trình n−ớc đến và n−ớc đi từ hồ. Nguồn n−ớc đến trong hồ là do dòng đến trên mặt và dòng đến ngầm và m−a rơi trên mặt hồ. Trong những thời kỳ nào đó, trữ l−ợng n−ớc ngầm trong hồ có thể đ−ợc bổ sung do ng−ng tụ hơi n−ớc trên mặt hồ. Trong những điều kiện các hồ không lớn đặc biệt trong những vùng thảo nguyên, sự tích luỹ tuyết đem tới bởi gió trong các đám lau sậy mọc trên bờ hồ ảnh h−ởng quan trọng tới cân bằng n−ớc. Ph−ơng trình cân bằng n−ớc hồ viết cho thời đoạn ∆t là: Ym + Y n + X - Y mR - Y T - Z = H 2 - H 1 (2-1) Trong đó Y m là lớp dòng chảy mặt chảy vào hồ Yn là lớp dòng chảy ngầm chảy vào hồ X là l−ợng m−a rơi trên mặt hồ. Y mR là lớp dòng chảy mặt chảy ra khỏi hồ Y T là lớp dòng chảy thấm qua đáy hồ, bờ hồ. Z là lớp n−ớc mặt hồ bị bốc hơi. H 1 , H 2 là độ sâu mực n−ớc hồ tại đầu và cuối thời đoạn ∆t. 14
15. Khi mực n−ớc trong hồ không thay đổi theo thời gian: H 1 = H 2 ta có l−ợng n−ớc vào hồ đúng bằng l−ợng n−ớc ra khỏi hồ. Thông th−ờng trị số đo l−u l−ợng dòng chảy đến hồ đ* bao gồm cả dòng chảy mặt và dòng chảy ngầm. Ph−ơng trình cân bằng n−ớc hồ viết d−ới dạng thể tich n−ớc trong hồ, cho thời đoạn ∆t là: FF+ FF+ Q ∆ t− Q ∆ t − Q ∆ t + X 1 2 −Z. 1 2 = W - W (2-2) VTR 2 2 2 1 Trong đó Q V là l−u l−ợng dòng chảy vào hồ bao gồm cả dòng chảy mặt và dòng chảy ngầm. Q R là l−u l−ợng dòng chảy ra khỏi hồ bao gồm l−u l−ợng dòng chảy qua cửa tràn và qua cống lấy n−ớc, có thể đo đạc trực tiếp hoặc tính toán theo các công thức Thuỷ lực. QT là l−u l−ợng dòng chảy thấm qua đáy hồ, và thấm qua bờ hồ. X là l−ợng m−a rơi trên mặt hồ, biết đ−ợc thông qua đo đạc. Z là lớp n−ớc mặt hồ bị bốc hơi, biết đ−ợc thông qua đo đạc. F1, F 2 là diện tích mặt n−ớc hồ tại đầu và cuối thời đoạn ∆t. W1, W 2 là dung tích hồ tại đầu và cuối thời đoạn ∆t. Trong thực tế chỉ đo đ−ợc l−u l−ợng dòng chảy vào hồ tại các nhánh sông suối chính, còn dòng chảy từ những suối nhỏ, dòng chảy từ s−ờn dốc, dòng chảy từ các đảo trong hồ chảy vào hồ th−ờng không đo đ−ợc mà phải tính theo các ph−ơng pháp Thuỷ văn. Sai số tính toán phụ thuộc vào mứcđộ hiểu biết thực địa và khả năng của ng−ời tính, và tất nhiên sáí này sẽ ảnh h−ởng tới độ tin cậy của kết qủa tính toán. Mực n−ớc hồ là đại l−ợng dễ đo đạc và ít sai số, biết mực n−ớc hồ H 1 , H 2 tại đầu và cuối thời đoạn ∆t, theo các đ−ờng đặc tính của hồ F = f(H) hay W =f(H) tìm ra diện tích mặt n−ớc hồ và dung tích hồ tại đầu và cuối thời đoạn ∆t. Thông th−ờng l−u l−ợng dòng chảy thấm qua đáy hồ, và thấm qua bờ hồ không thể đo đạc trực tiếp mà chỉ đo tại một số vị trí đại biểu để dò tìm thông số rồi tính toán theo các công thức kinh nghiệm. Cũng có thể tính l−u l−ợng dòng chảy thấm qua đáy hồ theo ph−ơng trình cân bằng n−ớc (2-2). Khi đo đ−ợc các thành phần H 1 , H2 , Q V , Q R , X, Z thay số vào (2-2) để tính ra l−u l−ợng dòng chảy thấm: Q T Từ những kết qủa tính toán lập ra quan hệ giữa mực n−ớc hồ và l−u l−ợng dòng chảy thấm qua đáy hồ Q T = f(H) để sử dụng cho các tr−ờng hợp khác. 15
16. Trong bài toán điều hành hồ chứa, cần kiểm soát mực n−ớc hồ không v−ợt quá giới hạn cho tr−ớc, khi biết H 1 , Q T , Q V , Q R , X, Z cần tính ra mực n−ớc H 2 cuối thời đoạn ∆t. Để tránh phải tính lặp theo kiểu thử dần ng−ời ta chọn thời đoạn ∆t t−ơng đối ngắn để có thể coi trong thời đoạn ∆t diện tích mặt n−ớc hồ ít biến đổi: F1 ≈ F 2 . Dựa vào kết qủa tính toán ta điều chỉnh cửa van xả n−ớc để thay đổi giá trị l−u l−ợng ra khỏi hồ Q R sao cho mực n−ớc hồ H2 không v−ợt quá giới hạn cho tr−ớc. Chú ý: sau một thời gian làm việc, lòng hồ bị bồi lắng, bờ hồ bị xói lở, nên lại phải xác định lại các đ−ờng đặc tính của hồ F = f(H) hay W =f(H), có nh− vậy kết qủa tính toán theo ph−ơng trình cân bằng n−ớc mới đủ tin cậy. Ng−ời ta chia hồ thành hai loại: hồ chảy và hồ không chảy . Hồ không chảy là các hồ chỉ có các sông suối chảy vào hồ mà không có nhánh sông nào dẫn n−ớc từ hồ ra ngoài. L−ợng n−ớc đ* chảy vào hồ chỉ bị tiêu hao do bay hơi mặt hồ và thấm xuống đất. Với loại hồ này đ−ờng mặt n−ớc hồ gần nằm ngang nên việc tính toán cân bằng n−ớc dẽ dàng hơn. Các thành phần trong ph−ơng trình cân bằng n−ớc hồ, khó xác định chính xác nhất là l−u l−ợng dòng chảy thấm qua đáy hồ. Với các hồ không chảy, l−u l−ợng dòng chảy thấm qua đáy hồ rất quan trọng vì đấy là một trong hai nguyên nhân chính làm cho hồ cạn n−ớc. Do không thể đo đạc trực tiếp, ng−ời ta coi l−u l−ợng dòng chảy thấm qua đáy hồ là tổng đại số của dòng thấm vào hồ và dòng thấm ra khỏi hồ và tính theo ph−ơng trình cân bằng n−ớc hồ sau đó lập quan hệ giữa mực n−ớc hồ và l−u l−ợng dòng chảy thấm qua đáy hồ: QT = f(H) Quan hệ Q T = f(H) không phải cố định mà thay đổi theo mùa. Mùa m−a l−ợng n−ớc thấm vào hồ chiếm −u thế, trị số Q t giảm xuống, ng−ợc lại mùa khô l−ợng n−ớc thấm ra khỏi hồ chiếm −u thế trị số Q t tăng lên do đó phải lập riêng Quan hệ QT = f(H) cho từng mùa hay lập quan hệ Q T = f(H,t). Hồ chảy là các hồ có các sông suối chảy vào hồ và có cả các sông chảy ra khỏi hồ. Các sông suối chảy ra khỏi hồ cũng có n−ớc quanh năm hoặc có n−ớc theo mùa. Hồ ở vùng đá vôi cần chú ý điều tra dòng chảy ngầm ra khỏi hồ. Với các hồ chảy kiểu sông, hồ có chiều dài hàng trăm Km sông suối chảy vào hồ chủ yếu tập trung vào một phía, sông suối chảy ra khỏi hồ tập trung ở phía đối diện. khi đó độ dốc mặt n−ớc hồ sẽ thay đổi theo từng con lũ vào hồ, kết quả là với cùng một trị số mực n−ớc hồ đo tại một vị trí nào đó sẽ có độ dốc mặt n−ớc khác nhau làm cho các 16
17. đ−ờng đặc tính của hồ nh− đ−ờng diện tích mặt thoáng: F = f(H) hay đ−ờng dung tích hồ: W =f(H) không đơn trị. Trong ph−ơng trình cân bằng n−ớc hồ (2-2) không có thành phần nào đ−ợc xác định chính xác tuyệt đối: Q v, QR Q T , H 1 , H 2 , W 1 , W 2 đều có sai số. Trong thực tế chỉ đo đ−ợc l−u l−ợng dòng chảy vào hồ tại các nhánh sông suối chính, còn dòng chảy từ những suối nhỏ, dòng chảy từ s−ờn dốc, dòng chảy từ các đảo trong hồ chảy vào hồ th−ờng không đo đ−ợc mà phải tính theo các ph−ơng pháp Thuỷ văn. L−u l−ợng dòng chảy thấm qua đáy hồ không những không đo đ−ợc mà khi tính toán vẫn gặp sai số do sự thay đổi theo thời gian. Với các hồ chảy ng−ời ta tính gộp l−u l−ợng dòng chảy thấm vào hồ vói l−u l−ợng dòng chảy mặt vào hồ. Dòng chảy thấm qua đáy hồ tính chung với l−u l−ợng dòng chảy ra khỏi hồ, ph−ơng trình cân bằng n−ớc với loại hồ chảy là: FF+ FF+ Q ∆ t− Q ∆ t + X 1 2 −Z. 1 2 = W - W (2-3) VR 2 2 2 1 Về hình thức ph−ơng trình cân bằng n−ớc viết cho hồ chảy đ* bỏ qua thành phần dòng chảy thấm qua đáy hồ nh−ng thực chất nó đ* đ−ợc tính vào thành phần dòng chảy ra khỏi hồ. Ph−ơng trình cân bằng n−ớc viết cho hồ không chảy không thể bỏ qua thành phần dòng chảy thấm qua đáy hồ vì thấm và bốc hơi mặt hồ là nguyên nhân làm cạn mực n−ớc hồ, không thể tính thấm qua đáy hồ chung vào thành phần bốc hơi. 1-2-2 Chế độ mực n−ớc hồ . Mực n−ớc hồ thay đổi theo chu kỳ hàng năm và nhiều năm. Mùa m−a mực n−ớc hồ dâng cao, mùa khô mực n−ớc hồ hạ thấp, năm nhiều n−ớc mực n−ớc hồ cao, năm ít n−ớc mực n−ớc hồ thấp. Ngoài ra mực n−ớc hồ còn thay đổi theo những nguyên nhân bất th−ờng: gió, b*o, hay động đất. Khác với những dao động mực n−ớc nhịp nhàng theo chu kỳ hàng năm, mực n−ớc hồ lên xuống đột ngột tạo thành đỉnh nhọn khi gặp nguyên nhân bất th−ờng nh− động đất. Những dao động mực n−ớc theo mùa , theo năm và những dao động bất th−ờng . Chế độ mực n−ớc hồ đ−ợc quyết định bởi một tổng hợp những điều kiện thiên nhiên sau đây. a) Bởi t−ơng quan giữa phần n−ớc đến (m−a trên mặt hồ, dòng đến trên mặt, dòng đến ngầm) và phần n−ớc đi của cán cân n−ớc trong hồ (bốc hơi, dòng chảy trên mặt và dòng chảy ngầm từ hồ). 17
18. b) Bởi những đặc tr−ng hình thái của lòng hồ và bồn chứa của hồ (t−ơng quan giữa độ cao n−ớc đứng trong hồ và diện tích mặt g−ơng n−ớc). c) Bởi kích th−ớc của hồ, hình dạng của nó, đặc điểm của bờ, của mực n−ớc dâng, n−ớc rút. Những dao động mực n−ớc hồ có thể qui về ba loại sau đây : dao động mùa, dao động năm và dao động bất th−ờng. Đôi khi những dao động trong thời kỳ năm (mùa) và nhiều năm phản ảnh chế độ tăng và giảm n−ớc trong hồ, gọi là những dao động tuyệt đối, còn những dao động bất th−ờng xảy ra cùng một lúc với những sự thay đổi mực n−ớc tuyệt đối, gọi là những dao động t−ơng đối. Do những dao động t−ơng đối xảy ra đồng thời với những dao động tuyệt đối, nên chúng làm tăng hoặc giảm một cách có tính chất bổ sung biên độ dao động tuyệt đối của mực n−óc hồ ở những điểm riêng biệt của nó. Những dao động mùa xảy ra trong suốt năm đ−ợc tạo bởi những t−ơng quan khác biệt nhau vào những tháng khác nhau, nh−ng lập lại hàng năm t−ơng đối đều giữa phần n−ớc đến và n−ớc đi. 111-1 33 chuyển động của n−ớc trong hồ N−ớc trong hồ dịch chuyển do ba nguyên nhân chính sau: • Do dòng n−ớc chảy vào và chảy ra khỏi hồ • Do gió tạo thành sóng n−ớc trong hồ. • Do đối l−u nhiệt. Khi dung tích hồ không quá lớn so với l−u l−ợng dòng n−ớc chảy vào và chảy ra khỏi hồ, trong hồ sẽ nhận biết đ−ợc sự dịch chuyển của n−ớc giống nh− trong đoạn sông, nh−ng tốc độ n−ớc chảy nhỏ hơn nhiều. Khi đó có thể coi hồ nh− một đoạn sông mở rộng. Ng−ợc lại khi dung tích hồ rất lớn so với l−u l−ợng dòng n−ớc chảy vào và chảy ra khỏi hồ, sự dịch chuyển của n−ớc trong hồ chủ yếu là do gió và do đối l−u nhiệt. 1-3-1 Dòng do gió . Khi gió thổi trên mặt n−ớc phẳng lặng của hồ, sẽ tạo ra các đ−ờng dòng không khí trên mặt n−ớc. Lúc gió mạnh, đ−ờng dòng dầy đặc, áp suất giảm, khi gió yếu đ−ờng dòng th−a áp suất tăng. Tại nơi gió mạnh, do áp suất khí quyển giảm, mặt n−ớc xuất hiện các gợn sóng đầu tiên. Những gợn sóng này làm cho mặt n−ớc nh− những cánh buồm tiếp nhận năng l−ợng của gió. Do nhận thêm năng l−ợng, chiều 18
19. cao sóng tăng lên. Chiều cao sóng tăng lại nhận thêm năng l−ợng từ gió kết quả là chiều cao và chiều dài sóng tăng nhanh. Nếu gió ổn định trong một thời gian đủ dài thì sóng đạt chiều cao ổn định đều đặn, lúc đó năng l−ợng gió bị tiêu hao trên mặt hồ đ* giữ cho sóng có chiều cao ổn định. Khi tốc độ lan truyền sóng n−ớc gần bằng tốc độ gió thì chiều cao sóng không tăng nữa. Nếu tốc độ gió giảm xuống, chiều cao sóng n−ớc cũng giảm theo. H−ớng gió R 0 R 0 R Trong thời gian sóng truyền qua, các hạt n−ớc không di chuyển theo ph−ơng ngang mà chỉ dao động quanh những tâm cân bằng. Bán kính của vòng tròn sóng giảm theo độ sâu theo quan hệ sau: 2π R − Z 0 R= R. e λ RZ = 2.π → Z 0 (3-1) Z e λ Trong đó R Z là bán kính của vòng tròn sóng ở độ sâu Z tính từ mặt n−ớc R0 là bán kính của vòng tròn sóng tại mặt n−ớc. λ là chiều dài sóng (b−ớc sóng),Z là độ sâu Nếu tại mặt n−ớc bán kính của vòng tròn sóng là 1m thì tại độ sâu bằng nửa b−ớc sóng, Z=0,5 * λ, bán kính của vòng tròn sóng tính theo 3-1 là R Z=0,04 m còn tại độ sâu bằng một b−ớc sóng, Z= λ, bán kính của vòng tròn sóng tính theo 3-1 là RZ=0,002 m chứng tỏ bán kính của vòng tròn sóng giảm nhanh theo độ sâu. Chiều cao sóng tại mặt n−ớc tính theo công thức: 5 1 4 3 ho = 0, 0208 ω D (3-2) Trong đó : ω là tôc độ gió m/s 19
20. D là đà gió (Chiều dài lớn nhất của gió chuyển động trên mặt n−ớc) Km Chiều dài sóng tính theo công thức: 1 λ= 0, 304 ω D 2 (3-3) Năng l−ợng sóng tính trên 1 Cm chiều dài của tuyến đỉnh sóng đ−ợc xác định theo công thức: h2 E= ρ g λ 8 (3-4) Trong đó ρ: là mật độ của n−ớc (g/Cm 3) λ: là chiều dài sóng tính bằng Cm h: là chiều cao sóng tính bằng Cm g: là gia tốc trọng tr−ờng tính bằng Cm/s 2 E: là năng l−ợng sóng tính bằng Ecgơ = g/Cm 2/s 2 Chiều dài sóng, chu kỳ sóng, và tốc độ truyền sóng ở mọi độ sâu đều nh− nhau. Riêng chiều cao sóng và năng l−ợng sóng giảm nhanh theo độ sâu nên việc khai thác năng l−ợng sóng chủ yếu tại lớp gần mặt n−ớc. 1-3-2 Dao động toàn khối của n−ớc hồ. Khi quan sát mặt n−ớc hồ bằng các dụng cụ đo chính xác, ng−ời ta nhận thấy mặt n−ớc hồ không hoàn toàn phẳng mà dao động có chu kỳ. Biên độ dao động có thể lên tới 14Cm hay hơn nữa. Hiện t−ợng toàn bộ khối n−ớc trong hồ dao động có chu kỳ nh− trên gọi là hiện t−ợng Sây-sy. Nguyên nhân của hiện t−ợng Sây-sy là do áp suất khí quyển lên mặt hồ không đồng đều. Các hiện t−ợng gió, b*o, xoáy thuận tạo ra những lực mạch động tác động lên mặt n−ớc hồ. Bình th−ờng những lực mạch động này không gây ra hiện t−ợng Sây-sy, chỉ khi xuất hiện sự cộng h−ởng của những lực mạch động này với sự dao động của riêng của khối n−ớc hồ, khi đó biên độ dao động sẽ đạt cực đại, hiện t−ợng Sây-sy xảy ra 20
21. Hiện t−ợng Sây-sy 1 nút Hiện t−ợng Sây-sy 2 nút 2.L Chu kỳ của hiện t−ợng Sây-sy là: τ = g. Ho Trong đó L là chiều dài hồ theo h−ớng dao động. H o là độ sâu của hồ. g: Gia tốc trọng tr−ờng 1-3-3 Dòng đối l−u do nhiệt. N−ớc hồ nhận đ−ợc nhiệt l−ợng từ các nguồn sau: • Nhiệt l−ợng từ dòng n−ớc chảy vào hồ. • Nhiệt l−ợng do bức xạ mặt trời cấp cho mặt n−ớc hồ. • Nhiệt l−ợng n−ớc hồ nhận đ−ợc từ khí quyển và n−ớc m−a. N−ớc hồ mất nhiệt do các nguyên nhân sau: • Nhiệt l−ợng mất đi do phản xạ. • Nhiệt l−ợng mất đi do bay hơi, băng tan. • Nhiệt l−ợng mất đi do dòng n−ớc chảy ra khỏi hồ. Do sự trao đổi nhiệt từ các nguyên nhân kể trên mà nhiệt độ của n−ớc hồ không đồng đều, có lúc lớp n−ớc trên mặt hồ lạnh hơn lớp n−ớc phía d−ới sâu, cũng có khi lớp n−ớc trên mặt hồ nóng hơn lớp n−ớc phía d−ới sâu. N−ớc có tỷ trọng lớn nhất ở 4 o C nên các khối n−ớc có nhiệt độ khác nhau sẽ có tỷ trọng khác nhau, làm cho khối n−ớc này bị chìm xuống do tỷ trọng lớn, khối n−ớc kia nổi lên do tỷ trọng nhỏ. Sự dịch chuyển này tạo ra dòng đối l−u nhiệt trong hồ. Mùa Đông lớp n−ớc trên mặt hồ lạnh đi, khi đạt 4 o C, có tỷ trọng lớn nhất, chìm xuống đáy hồ, đẩy lớp n−ớc đáy hồ nổi lên trên, tới khi toàn bộ n−ớc trong hồ đều đạt 4 o C, quá trình di chuyển dừng lại. Nếu mặt hồ tiếp tục lạnh đi lớp n−ớc phía trên bị đóng băng và nhẹ hơn lớp n−ớc phía d−ới nên không chìm xuống nữa, tạo ra lớp phân tầng nghịch nhiệt (càng lên cao gần mặt n−ớc càng lạnh). Mùa hè lớp băng bao phủ mặt hồ bị đốt nóng, băng tan, nhiệt độ n−ớc mặt hồ tăng dần tới 4 o C và chìm xuống d−ới, lớp băng phía d−ới sâu nổi lên trên, tới khi toàn bộ n−ớc trong hồ đều đạt 4 o C, nếu quá trình đốt nóng mặt hồ vẫn tiếp tục thì lớp n−ớc mặt hồ nóng trên 4 o C, và không bị chìm xuống nữa, khi đó càng lên cao gần mặt n−ớc, nhiệt độ càng cao tạo thành lớp phân tầng thuận nhiệt. Đến mùa đông tiếp theo mặt hồ lại lạnh đi, lớp phân tầng thuận nhiệt bị phá vỡ, lớp phân 21
22. tầng nghịch nhiệt đ−ợc thiết lập. Nh− vậy nếu mặt hồ bị đốt nóng lớp phân tầng thuận nhiệt là ổn định, ng−ợc lại khi mặt hồ bị nguội lạnh lớp phân tầng nghịch nhiệt là ổn định, I.4 Thành phần hoá học của n−ớc hồ Chế độ ánh sang và Các quá trình sinh học trong hồ. I.4.1 Thành phần hoá học của n−ớc hồ Sự hình thành chế độ hoá học của hồ, những ion chính chứa trong n−ớc hồ phụ thuộc rất nhiều vào n−ớc hình thành trên l−u vực hồ và cấu trúc của đáy và bờ hồ. Thành phần hoá học của n−ớc lũ đ−ợc quyết định bởi thành phần của n−ớc các phụ l−u và n−ớc ngầm nuôi d−ỡng hồ, và còn liên quan chặt chẽ với các quá trình sinh vật xảy ra trong hồ và liên quan chặt chẽ với các diễn biến địa lý tự nhiên đặc tr−ng l−u vực bồn thu n−ớc hồ. Sự có mặt hoặc vắng mặt dòng chảy từ hồ có ý nghĩa đặc biệt trong quá trình hình thành thành phần hoá học của n−ớc hồ. Trong những hồ không có dòng chảy và n−ớc chỉ tiêu hao vào bốc hơi, xảy ra hiện t−ợng tích luỹ một cách có hệ thống các muối và tăng cao nồng độ của muối, bởi vậy chúng th−ờng biến thành những hồ mặn. Ng−ợc lại trong các hồ l−u thông, muối có thể đ−ợc đ−a ra khỏi hồ tự do bởi các dòng n−ớc, bởi vậy trong các hồ này th−ờng nồng độ muối không cao. Kích th−ớc của hồ, độ sâu, thể tích và diện tích có ảnh h−ởng quan trọng tới thành phần hoá học của n−ớc và chế độ thuỷ hoá của hồ nói chung. Hồ với diện tích lớn và độ sâu nhỏ bốc hơi nhiều hơn những hồ có cùng thể tích nh−ng diện tích nhỏ. Do đó, trong những hồ nhỏ, quá trình tích luỹ muối xẩy ra mạnh hơn và n−ớc hồ với những điều kiện khác nh− nhau th−ờng có nồng độ cao hơn trong những hồ sâu với diện tích mặt n−ớc t−ơng đối nhỏ. Nếu độ mặn của n−ớc d−ới (1g/l) thì 0 n−ớc đó gọi là n−ớc ngọt; nếu độ mặn từ 1 tới 24,7g/l (24,7 /00 ) gọi là n−ớc hơi mặn và nếu độ mặn cao hơn 24,7g/l – n−ớc mặn. Ranh giới giữa n−ớc ngọt và hơi mặn lấy theo phạm vi độ thính vị giác trung bình của ng−ời. Ng−ời ta chọn đại l−ợng 24,7g/l làm ranh giới giữa n−ớc hơi mặn và mặn bởi vì, với trị số độ mặn đó nhiệt độ đóng băng của n−ớc và nhiệt độ có nhiệt độ lớn nhất của n−ớc biển bằng nhau (- 1,322 0C). Nếu độ mặn bé hơn 24,7g/l thì khi n−ớc không ngừng nguội lạnh đầu tiên n−ớc đạt tới mật độ cao nhất và sau 22
23. đó sẽ đóng băng; còn nếu độ mặn cao hơn giới hạn đ* cho,thì nứoc trong những điều kiện t−ơng tự sẽ đóng băng sớm hơn khi đạt tới mật độ cao nhất. Độ khoáng hoá của n−ớc hồ dao động trong phạm vi rộng; từ vài phần nghìn tới 350 gam trên một kilô dung dịch. Độ khoáng hoá của n−ớc hồ có dòng chảy th−ờng không quá 200 – 300mg/l. Độ khoáng hoá của các hồ nh− Baican, Lađoga, Onega, không quá 30 – 100mg/l. N−ớc hồ trên núi đặc biệt nghèo muối hoà tan, nếu hồ phân bổ giữa những nham thạch kết tinh ít hoà tan và đ−ợc nuôi d−ỡng bởi n−ớc tuyết tan và băng hà khoáng hoá yếu, và cả n−ớc hồ trong những đầm lầy cao rêu sphacnum và đ−ợc nuôi d−ỡng hầu nh− chủ yếu bởi m−a khí quyển. Giầu muối nhất là các hồ của các miền khô cạn và bần sa mạc. Thí dụ nh− ở hồ Is−kun tổng l−ợng iôn đạt tới 5,82 g/l, trong vịnh Carabogazgôn – 280g/l; trong hồ Entôn – 265g/l. Giữa những chất hoà tan trong n−ớc hồ ng−ời ta phân biệt: a) Chất khoáng. b) Chất hữu cơ và. c) Những khí hoà tan. Những chát khoáng hoà tan trong n−ớc lần l−ợt lại chia ra: 1) Những iôn chính 2) Các chất nguồn gốc sinh vật, và. 3) Các nguyên tố phân tán. Những iôn chính chứa trong nứơc hồ là iôn hiđrô cácbonát HCO 3 , cácbonát ++ ++ + CO 3 , sunfát SO 4 , chlor Cl , canxi Ca , Manhê Mg , natri Na , chlorit và sunfát phổ biến nhất trong hồ mặn mà chúng đ−ợc gọi là các chất nguồn gốc sinh vật vì vai trò quan trọng của chúng trong hoạt động sống của các sinh vật thuỷ sinh, có trong n−ớc hồ với l−ợng ít hơn. Nh−ng iôn sau đây thuộc các hỗn hợp nguồn gốc sinh vật của nitơ và phốtpho ; nitrát NO 3 , nitrit NO 3 , amoniác NH 4 , axit phốtphoric H 2 PO 4 và HPO 3 . Hàm l−ợng những chất nguồn gốc hữu cơ này trong n−ớc hồ không lớn, th−ờng d−ới 1mg/l song sự có mặt của nó có ý nghĩa trọng đại đối với sự phát triển các hữu cơ thực vật vì chúng đóng vai trò trong n−ớc hồ nh− phân bón đối với đất. Ngoài nitơ và phốtpho thuộc các chất nguồn gốc sinh vật còn là các hổn hợp sắt và silic. Sắt trong n−ớc hồ đ−ợc thực vật hấp thụ vì chúng không thể phát triển bình th−ờng nếu không có sắt. 23
24. Nhiều loại rong xây dựng bộ x−ơng từ silic hoà tan trong n−ớc, sau khi thực vật chết một phần silic từ những tàn tích này lại đ−ợc thực vật hấp thụ và một phần thành cặn lắng đọng xuống đáy. Loại các nguyên tố phân tán bao gồm các vật chất có trong n−ớc với l−ợng rất nhỏ trong phạm vi một vài miligam trong một lít và th−ờng tính bằng phần trăm và phần nghìn miligam trong một lít. Tăng mức độ khoáng hoá (độ mặn) của n−ớc sẽ làm thay đổi t−ơng quan số l−ợng giữa các muối riềng biệt hoà tan trong n−ớc. Càng tăng nồng độn dung dịch, những muối cácbonát canxi và sunfát canxi ít hoà tan (CaCO 3 , CaSO 4) kết tủa từ thành phần cấu tạo: Độ hoà tan tốt nhất của sunfát và hiđrocácbonát manhê làm cho nồng độ của các chất này cao hơn và nếu trong các hồ với độ khoáng hoá chung tới 500mg/l, canxi trội hơn so với manhê, thì trong các hồ với độ khoáng hoá đáng kể hơn (gần 1000mg/l), manhê trội hơn so với canxi còn trong các hồ mặn l−ợng manhê đạt vài gam trong một lít. Chlorít dễ hoà tan hình thành nồng độ cao nhất; NaCl bắt đầu kết tủa từ dung dịch chỉ trong những hồ với độ mặn cao hơn 47g/l. I.4.2. Các khí trong n−ớc hồ. Những khí hoà tan trong n−ớc, trong đó, quan trọng nhất là oxi O 2, cácboníc CO 2 và sunfát hid rô H 2S có ý nghĩa lớn trong sự hình thành chế độ thuỷ hoá của hồ và sự phát triển các quá trình sinh vật. Mỗi khi có độ hoà tan riêng, độ hoà tan riêng thay đổi mạnh tuỳ theo nhiệt độ n−ớc và độ mặn của n−ớc và áp lực riêng của khí trên mặt n−ớc. Độ hoà tan của các khí tăng lên khi nhiệt độ và độ mặn của n−ớc giảm và áp suất tăng . Một l−ợng khí nhất định có khả năng hoà tan trong điều kiện cho biết, t−ơng ứng với mỗi nhiệt độ, độ mặn và áp suất. L−ợng đó lấy làm độ b*o hoà 100%. Biết rằng, với nhiệt độ, độ mặn và áp suất khác nhau, mức độ b*o hào 100% sẽ t−ơng ứng với l−ợng khí tuyệt đối khác nhau. Nếu nh− sự trao đổi khí của toàn khối n−ớc trong bồn chứa với khí tuyển xảy ra tức thời, thì l−ợng hoà tan trong n−ớc nhất định luôn luôn t−ơng ứng với 100% b*o hoà, nghĩa là b*o toàn cố định trạng thái cân bằng. Nh−ng vì sự nghiệp trao đổi khí với khí quyển và cả sự truyền của các khí trong phạm vi bể n−ớc đòi hỏi phải có thời gian, nên hàm l−ợng và sự phân bố của các khí trong các bể n−ớc th−ờng không t−ơng ứng với 100% b*o hoà và rất không đồng đều. Trong những tr−ờng hợp này th−ờng xảy ra b*o hoà không đầy đủ và thậm chí có khi hoàn 24
25. toàn thiếu một khí này hoặc khí nọ, trong tr−ờng hợp khác xảy ra b*o hoà quá độ, khí t−ợng khí hoà tan có thể cao hơn b*o hoà bình th−ờng nhiều lần. Hàm l−ợng khí đ−ợc thể hiện bằng phần trăm b*o hoà. Trong tr−ờng hợp không đủ b*o hoà, những đại l−ợng này sẽ kém 100% còn trong những tr−ờng hợp b*o hoà quá độ sẽ lớn hơn 100%. Ôxi đi vào n−ớc hồ từ khí quyển và tiết ra trong các quá trình sinh thái trong n−ớc hồ. Độ b*o hoà cực đại của n−ớc hồ bởi Ôxi quan trắc thấy ở những lớp trên, và truyền vào sâu d−ới ảnh h−ởng của hoàn l−u nhiệt và sóng động. Ôxi trong n−ớc bị tiêu hao bởi các sinh vật sống ơt trong hồ và còn bị thu hút trong các quá trình khử Ôxi của các chất hữu cơ. Trong khi đó ở các lớp trên sự giảm bớt ôxi đ−ợc hoàn lại bằng ôxi đi tới từ không khí, sự hoàn lại ôxi ở các lớp gần đáy chỉ có thể xảy ra trong thời kỳ hoàn l−u nhiệt mới. Theo mức độ nghèo ôxi của các lớp sâu và trung bình trong hồ ng−ời ta phân ra những hồ đói ít và đói nhiều. Nhờ độ hoà tan ôxi gần gấp hai lần cao hơn độ hoà tan của nitơ, thành phần cấu tạo của không khí trong n−ớc nghĩa là không khí mà n−ớc thu hút, toả ra khác hơn thành phần cấu tạo của không khí khí quyển. Không khí khí quyển chứa 78% ( thể tích) nitơ và 21% ôxi, trong lúc đó không khí tiết ra từ n−ớc – 63% nitơ và 36% ôxi. Hàm l−ợng phần trăm ôxi tăng lên nh− vậy có ý nghĩa sinh vật lớn và tạo điều kiện thuận lợi cho sự sống phát triển trong các bể n−ớc. Khí cácboníc CO 2 xuất hiện trong n−ớc hồ −u thế là các kết quả của các quá trình sinh vật tiến hành trong n−ớc và trong đất. Nó đ−ợc tiết ra khi các vật chất hữu cơ khác nhau phân huỷ. Hàm l−ợng CO 2 trong n−ớc hồ th−ờng không lớn vì một mặt CO 2 bị đồng hoá bởi thực vật thuỷ sinh quang hợp, mặt khác do áp suất riêng rất nhỏ tropng khí quyển, CO 2 tiết ra từ n−ớc. Sự chuyển trở lại CO 2 từ khí quyển vào trong n−ớc quan sát thấy t−ơng đối hiếm nếu hàm l−ợng CO 2 trong n−ớc rất ít (d−ới 0,5 mg/l). Cacbonic tồn tại với những l−ợng cân bằng nhất định đối với các iôn HCO 3 và CO 3. Nguồn độc nhất của hiđro sunfua là các quá trình thối rửa của chất protit trong đáy và trong n−ớc hồ. Sự phát triển mạnh mẽ của các quá trình này đặc biệt trong các hồ nhỏ dẫn tới làm xấu các điều kiện phát triển của đời sống sinh vật. Chế độ khí của hồ phụ thuộc quan trọng vào những tính chất chung của các hồ. Chế độ khí 25
26. đặc biệt khác nhau ở những hồ lớn lạnh và sâu với l−ợng chất hữu cơ nhỏ một mặt và ở những hồ nhỏ, đốt nóng tốt với l−ợng chất hữu cơ cao – mặt khác. Trong các hồ loại đầu, chế độ khi nói riêng, chế độ ôxi chủ yếu đ−ợc quýêt định bởi hiện t−ợng nhiệt trong bể n−ớc, còn các hồ loại hai hình thành chủ yếu d−ới tác động của các quá trình sinh vật. Trong các hồ nghèo chất hữu cơ không quan sát thấy sự giảm mà thậm chí còn tăng ôxi về mùa đông. Đặc biệt cực đại ôxi mùa đông biểu hiện rõ rệt trong các hồ không đóng băng hoặc đóng băng chậm. Trong các hồ này do hấp thụ ôxi yếu về mùa đông l−ợng ôxi d−ới lớp băng vẫn còn cao. Nh− trong hồ Teletsko ngày 7/11/1931 với nhiệt độ n−ớc trên mặt 0,30 0 còn ở đáy (250m) 2,18 0 l−ợng ôxi giảm từ 12,72 trên mặt tới 12,51 (50m) và 11,92 mg/l (250m). Trong thời kỳ đồng nhiệt đủ dài trong các hồ lớn hàm l−ợng ôxi bằng nhau trong toàn bộ tầng n−ớc. Về mùa hạ t−ơng ứng với phân tầng thuận nhiệt là sự phân bố ng−ợc lại của ôxi nghĩa là tăng ôxi trong n−ớc khi nhiệt độ giảm. Thí dụ nh− trong hồ Teletsko ngày 16/VIII/1929 khi nhiệt độ giảm từ 13 oC (trên mặt) tới 3,6% (200m), l−ợng ô xi tăng từ 10,0 (trên mặt) tới 12,1mg/l (200m); điều đó t−ơng ứng với độ b*o hoà 98,8 – 94,4%. Sự phân bổ của CO 2 theo độ sâu đ−ợc đặc tr−ng bởi sự tăng lên nào đó về mặt số l−ợng theo độ sâu. Thí dụ nh− trong hồ Segôzor, ngày 17/VII/1933 ở những lớp trên 20m hàm l−ợng CO 2 tự do gồm 1,9mg/l, ở độ sâu 76m là 2,2 – 2,4mg/l; trong vịnh lớn của hồ Onega trên bề mặt là 0,7mg/l CO 2 còn ở độ sâu 71m là 2,47mg/l. Hồ và độ sâu trung bình càng nhỏ, vai trò của các quá trình sinh vật trong che đo khi càng thể hiện mạnh. Trong các hồ nông nh−ng diện tích lớn có sự xáo trộn bởi gió, ôxi phân phối trong toàn bộ khối n−ớc, l−ợng khí CO 2 d− thừa đ−ợc đ−a ra khỏi những lớp gần đáy. Thí dụ ngày 26/VIII trong hồ Inmen với nhiệt độ trên mặt 20,4 0, và ở đáy (độ sâu 4,5 m) là 19,7 0C, l−ợng ôxi giảm dần từ 8,4mg/l ở trên mặt tới 8,3mg/l ở đáy. D−ới băng bắt đầu giảm ô xi, nh−ng trong điều kiện hồ Inmen trữ l−ợng ôxi giàu có đủ cho suốt mùa đông trong n−ớc hồ thông gío. Vào cuối tháng III, trong hồ Inmen ở đáy l−ợng ôxi giảm tới 4,9mg/l (36,8%). Đặc tr−ng quan trọng của n−ớc hồ là độ đậm đặc của các iôn hyđrô H 0 hoặc là phản ứng tích cực của n−ớc. Các iôn H còn có cả trong n−ớc cất, hình thành do kết quả phân ly n−ớc thành các iôn H 0 và iôn hiđrôxin OH. 26
27. Những iôn H 0 Là nguồn mang tính chất áxit, còn các iôn hiđrôxin mang tính chất kiềm của dung dịch. Trong n−ớc cất, chúng bằng nhau, bởi vậy phản ứng của n−ớc mang tính chất trung tính một cách chặt chẽ. Trong các phản ứng trung tính l−ợng các iôn hiđrô bằng 10 -7g/l. Nếu hàm l−ợng H O nhỏ đi, phản ứng sẽ có tính chất kiềm và nếu hàm l−ợng H O lớn – sẽ là phản ứng chua. Ng−ời ta thừa nhận biểu thị qui −ớc độ đậm đặc của các iôn hiđrô bằng ký hiệu pH. Ký hiệu này chỉ logarit âm của độ đậm đặc các iôn hiđrô, nghĩa là pH = - lg (HO). Nh− vậy khi pH = 7 phản ứng của n−ớc là trung tính, khi pH 7 phản ứng kiềm. I.4.3. Các điều kiện chiếu sáng của hồ Các điều kiện chiếu sáng của hồ thay đổi theo vĩ độ địa ph−ơng, theo thoi gian của năm và theo gio trong ngày đêm và phụ thuộc vào những yếu tố quyết định t−ơng quan giữa năng l−ợng ánh sáng phản chiếu từ mặt hồ và năng l−ợng ánh sáng xâm nhập vào trong n−ớc. Sự thay đổi các điều kiện chiếu sáng tr−ớc hết là do năng l−ợng ánh sáng xâm nhập vào n−ớc càng lớn, nếu nh− các tia chiếu càng thẳng lên mặt n−ớc nghĩa là nếu nh− mặt trời càng cao trên chân trời. Ngoài ra, l−ợng ánh sáng xâm nhập vào hồ phụ thuộc vào mầu sắc, độ trong của n−ớc, phụ thuộc vào sự có hoặc không có sóng động, đặc điểm bảo vệ mặt hồ bởi các s−ờn bờ và thực vật. Truyền vào trong n−ớc, ánh sáng dần trở nên yếu do n−ớc thu hút và do hiện t−ợng khuếch tán. N−ớc thu hút của tia mầu khác nhau của quang thổ mặt trời, nghĩa là những tia có chiều dài làn sóng khác nhau, không nh− nhau. N−ớc trong sạch thu hút mạnh nhất các tia đỏ với chiều dài làn sóng lớn nhất, các tia mầu cam và càng yếu hơn và thu hút ít nhất các tia tím với làn sóng ngắn hơn. Sự khuếch tán ánh sáng trong n−ớc còn xảy ra tuỳ thuộc vào các tia khác nhau của quang phổ. Những tia tím sóng ngắn khuếch tán mạnh hơn, các tia đỏ sóng dài – yếu hơn. Sự có mặt của các chất lơ lửng và hoà tan trong n−ớc làm thay đổi đặc tính thu hút và khuếch tán ánh sáng nh− đối với n−ớc có nguồn gốc đầm lầy mầu vàng gụ do các chất mùn hoà tan, các tia tím và đỏ bị thu hút mạnh hơn là các tia vàng và xanh. Độ đặc tr−ng chế độ ánh sáng của các bồn chứa ng−ời ta dùng độ trong và mầu của n−ớc. 27
28. Ng−ời ta qui −ớc độ trong là độ sâu mà khi dìm một đĩa trắng đ−ờng kính 30cm xuống tới độ sâu đó ng−ời ta sẽ không trông thấy đĩa nữa nếu nh− để mắt cách mặt n−ớc không xa quá 2m. Trong n−ớc với l−ợng hạt lơ lững cao, độ trong có thể giảm tới 20 – 25 cm. Trong các hồ với n−ớc tinh khiết độ trong suốt đạt tới vài mét, độ sâu nhìn thấy đat cực đại ở hồ Baican bằng 42m. Ng−ời ta hiểu mầu của n−ớc là ấn t−ợng của giác quan mà ng−ời quan sát tiếp thu đ−ợc khi nhìn thẳng xuống d−ới từ thành thuyền hoặc tầu thuỷ. Trong đó ng−ời ta thu nhận ánh sáng xuất phát từ đáy sâu của tầng n−ớc. Không nên nhầm mầu này với mầu của hồ đ−ợc tiếp thu bởi ng−ời quan trắc đứng ở một phía trên bờ. Mỗu sắc này là sự phản ảnh bởi mặt n−ớc mầu của bầu trời. Khi thời tiết trong sáng mặt n−ớc có mầu xanh, khi thời tiết âm u mầu xám và vào lúc mặt trời lặn – mầu hồng v.v Mỗu của n−ớc hồ rất đa dạng từ ánh tím, xanh tím trong các hồ sâu với n−ớc thuần khiết, tới xanh tím vàng trong các hồ nông và kém sạch và mầu gụ trong các bể n−ớc đầm lầy. Để xác định mầu ng−ời ta dùng thang độ mầu gồm 21 ống với các số khác nhau mà các dung dịch mầu đựoc chuẩn bị nhân tạo rót vào đấy. Mầu của n−ớc xác định theo nền đĩa trắng dần chìm gần nửa độ sâu của tầm nhìn thấy. So sánh mầu của n−ớc trông thấy với mầu của thang độ, xác định mầu của ống nào gần với mầu của n−ớc. I.4.4. Các quá trình sinh vật Các kiểu hồ theo độ dinh d−ỡng chứa trong n−ớc. Các quá trình sinh vật phát triển trong hồ trực tiếp đ−ợc tạo nên bởi thành phần hoá học của n−ớc hồ, độ trong của hồ, kích th−ớc và ché độ nhiệt liên quan với kích th−ớc của hồ. Những điều kiện địa lý tự nhiên chung của vùng mà trong đó hồ phân bố cũng có ảnh h−ởng lớn tới sụ phát triển thực vật (thực vật thuỷ sinh) và hữu cơ động vật (động vật thuỷ sinh) của hồ. Trong những hồ nhỏ dễ bị đốt nóng với độ khoáng hoá bình th−ờng và l−ợng muối dinh d−ỡng đầy đủ hình thành những điều kiện thuận lợi cho sự phát triển các sinh vật. 28
29. Trái lại khi độ khoáng hoá của n−ớc quá yếu và đặc biệt là l−ợng dinh d−ỡng nhỏ, độ sâu của hồ lớn, nhiệt độ thấp, gây khó khăn cho sự phát triển sự sống hữu cơ. Giữa các sinh vật thuỷ sinh ng−ời ta phân biệt các sinh vật có khả năng tự nuôi d−ỡng bằng các ch ất khoáng và ổng hợp (tạo nên) vật chất hữu cơ (những sinh vật tự nuôi d−ỡng) và các sinh vật chỉ sống bằng các chất hữu cơ có sẵn ( các sinh vật nuôi d−ỡng ngoại sinh). Loại sinh vật đầu bao gồm tất cả các tổ chức thực vật có khả năng quang hợp nghĩa là sử dụng năng l−ợng mặt trời trong đó để tổng hợp chất hữu cơ. Loại thứ hai gồm tất cả các động vật và một số tổ chức thực vật trong số đó phần lớn là vi khuẩn. Nh− vậy, sinh vật trong hồ theo đặc điểm trao đổi vật chất có thể chia thành hai nhóm cơ bản : nhóm sản xuất chất hữu cơ và nhóm tiêu thụ chất hữu cơ. Cùng với việc phân chia sinh vật thuỷ sinh thành hai nhóm (tự nuôi d−ỡng và nuôi d−ỡng ngoại sinh) tuỳ thuộc vào sự khác biệt về các quá trình trao đổi vật chất, có thể chia các sinh vật thuỷ tinh thành ba nhóm cơ bản tuỳ thuộc vào các điều kiện chuyển dịch của chúng và tuỳ thuộc vào các đới phân bố trong hồ. 1) Loại phù sinh – Là những sinh vật rất nhỏ, nằm ở trạng thái lơ lững và chuyển dịch thu động cùng với n−ớc. 2) Du sinh vật – Là những sinh vật tự chuyển dịch trong n−ớc. 3) Sinh vật đáy – Là những sinh vật sống trên đáy hồ. Theo mức độ dinh d−ỡng của các chất ch−a trong hồ ng−ời ta phân ra ba kiểu hồ : 1) Những hồ ít chất dinh d−ỡng – th−ờng đ−ợc đặc tr−ng bởi độ sâu lớn hoặc trung bình, khối n−ớc d−ới lớp nhiệt độ đột biến đáng kể, độ trong lớn, mầu n−ớc từ tím đến xanh, giảm dần ôxi tới đáy mà gần đáy n−ớc luôn luôn chứa l−ợng ôxi đáng kể (không kém 60 – 70% hàm l−ợng ôxi trên mặt). 2) Những hồ giau chất dinh d−ỡng - Đặc biệt có độ sâu không lớn (lớp d−ới nhiệt độ đột biến rất nhỏ). Nhờ đó chúng đ−ợc đốt nóng tốt, độ trong của n−ớc hồ không lớn, mầu của n−ớc từ xanh đến nâu, đáy đ−ợc phủ bởi lớp bùn hữu cơ. hàm l−ợng oxi giảm một cách đột ngột tới đáy, ở đáy th−ờng hoàn toàn không có ôxi. 3) Những hồ nghèo chất dinh d−ỡng – Gặp thấy trong những vùng đầm lầy mạnh. N−ớc đặc biệt kém trong, mầu của n−ớc vàng hoặc nâu (do hàm l−ợng chất humin cao). Độ khoáng hoá của n−ớc nhỏ, hàm l−ợng ô xi giảm đi do tiêu hao vào ô xi hoá các chất hữu cơ. 29
30. Việc nghiên cứu các quá trình sinh vật không những cần thiết để đánh giá tổng hợp chung các hiện t−ợng xảy ra trong hồ mà còn thể hiện ý nghĩa thực tiễn lớn liên quan với việc sử dụng hồ vào ng− nghiệp. I.4.5. Trầm tích hồ Trầm tích đáy hồ đ−ợc hình thành do kết quả : Phù sa sông và sản phẩm phong thành, các sản phẩm mài mòn (phá huỷ) bờ ( phá huỷ lục nguyên) đi vào ; sự tích luỹ các sản phẩm phản ứng hoá học (trầm tích nguồn gốc hoá sinh). Sự lắng đọng các tàn tích sinh vật chết đi (trầm tích nguồn gốc sinh vật); những trầm tích nguồn gốc sinh vật chia ra : 1. Những tàn tích khoáng chất của các sinh vật chết và 2. Những chất hữu cơ. Các thành phần trầm tích hồ từ bên ngoài đi vào hồ gọi là trầm tích ngoại sinh, còn những trầm tích hình thành ngay trong hồ gọi là sự sinh. Trong thành phần khoáng chất của phù sa sông đi vào hồ, −u thế là các khoáng nhẹ (tỷ trọng 2,75) nh− mica, bocbien v.v th−ờng gặp với l−ợng rất nhỏ từ 5 – 7% trọng l−ợng phù sa. Những trầm tích do các phản ứng hoá học, bao gồm phần chính là các cấu tạo đá vôi. ĐIũu đó là do cácbonát can xi (CaCO 3) là muối hoà tan kém chất và vì vậy nó kết tủa thành cặn đầu tiên. Những điều kiện thuận lợi cho sự kết tủa hoá học thuần tuý cácbonát can xi đ−ợc hình thành trong các vịnh, các đầm phá của hồ đời khô cạn (Caspiên, Bankhát, Is−kun v.v ) . N−ớc hồ b*o hoà cácbonát can xi và cùng với sự tăng độ đậm đặc do bốc hơi hoặc do đ−a vào thêm l−ợng n−ớc b*o hoà CaCO 3 bắt đầu sự kết tủa. Trong các hồ của đời ẩm −ớt ng−ời ta quan sát thấy hàm l−ợng sắt Fe kết tủa tăng lên (thí dụ nh− hồ Lađoga) còn ở một số hồ của n−ớc Cộng hoà Ka reli, quan sát thấy cấu tạo quặng sắt, quặng mõngan sắt và mângn ở các bộ phận ria hồ. Sự hình thành quặng sắt trong những tr−ờng hợp này liên quan với dòng n−ớc ngầm tới hồ có nhiều sắt. Quặng hồ gồm từ 20 – 60% sắt và có ý nghĩa công nghiệp. 30
31. Những năm tích khoáng từ tàn tích sinh vật chết đi là các mảnh vỏ dong tảo, các màng phấn của cây, các bộ phận x−ơng côn trùng và các loại vỏ nhuyễn thể, gai hảI miên và x−ơng cá. Vỏ nhuyển thể loại Plôcđermi, lớp Crustacea và loài chân rễ có vòi cho ta trầm tích vôi. Từ vỏ khuê tảo, x−ơng gai và hải miên xuất hiện trầm tích silic. Để phát triển hữu cơ có vôi cần có nhiệt độ n−ớc cao, còn đối với sự phát triển các hữu cơ silic trái lại, nhiệt độ n−ớc t−ơng đối thấp là thuận lợi (16 0 – 18 0). Bởi vậy những sinh vật chứa vôi phổ biến nhất trong các hồ đời khô hạn. Những chất hữu cơ trong trầm tích hồ gồm từ tàn tích thuực vật ven bờ, tàn tích dong phù sinh và giới động vật. Vai trò của những thành phần riêng biệt trong sự hình thành trầm tích hồ trong suốt năm có thể t−ợng tr−ng bằng những số liệu bảng 36. Một trong trầm tích hồ đặc biệt quan trọng là sapropen (bùn thối) là những lắng đọng nguồn gốc −u thế là hữu cơ bị nén chặt lại. Nơi hình thành sapropen là những bể n−ớc yên tĩnh và đủ sâu với n−ớc đình trệ hoặc l−u thông yếu. Trong n−ơc l−u thông giầu ôxi sự hình thành saprôpen có khó khăn lớn vì ở đây những sinh vật chết bị phân huỷ, do đó không để lại dấu vết rõ rệt. Trong các hồ nông hàm l−ợng ôxi t−ơng đối lớn trong toàn bộ chiều sâu của bể n−ớc không thuận lợi cho sự hình thành saprôpen. Thực vật giầu có phát triển trong tr−ờng hợp này tạo ra sự hình thành loại trầm tích hồ khác là than bùn. Tuỳ theo thành phần loại của động vật c− trú, của thực vật bể n−ớc, đặc đIúm của saprôpen thay đổi quan trọng trong các hồ khác nhau. đặc điểm saprôpen còn thay đổi trong những tầng khác nhau của một hồ, với bồn chứa diện tích đáng kể còn thay đổi tuỳ theo khoảng cách tới bờ bao quanh. Bảng 1. 2 Những thành phần kết tủa cơ bản hình thành nên trầm tích hồ. Thành phần Hồ Sevan Hồ Aran kết tủa Tấn % Tấn % - Phù sa lơ lửng 131.000 59,5 108,84 76,6 - Phù sa lăn 13.100 6,0 5,44 3,7 - Trầm tích phong thành 22.000 10,0 8,66 6,2 - Sản phẩm mài mòn - - 6,00 4,3 - Kết tủa sinh hoá 54.000 24,5 11,53 8,2 31
32. Những tầng trầm tích ở d−ới theo thời gian hình thành phần lớn thuộc thời kỳ đầu của thời gian sau băng hà, khi hồ sót lại sau khi băng hà rút đi, đ−ợc phủ dày bởi n−ớc băng hà lạnh. Động vật và thực vật giới của các hồ này rất nghèo, các loại khoáng lắng xuống đáy, tạo nên saprôpen cát và sét nghèo chất hữu cơ. Th−ờng trong đó n−ớc từ các bờ bao quanh đ−a vào trong kho n−ớc những dung dịch với d−ới dạng bị cácbonát canxi. Lắng xuống đáy nó tạo ra lớp saprôpen vôi hoặc là đá sét vôi của hồ (mêcgen) Khí hậu ấm lên, các hữu cơ thực vật và động vật trong hồ tiếp tục phát triển. Đặc đIúm của trầm tích hồ tích luỹ đ−ợc cũng thay đổi, saprôpen trở nên giầu chất hữu cơ và trở nên gần về cấu trúc và thành phần hoá học với những cấu tạo bồi tụ trong đáy hồ hiện nay. Bởi vậy, theo qui luật, trong các saprôpen nhận thấy giảm các hỗn tạp khoáng từ tầng d−ới lên tầng trên. Những tầng d−ới của saprôpen th−ờng đ−ợc gọi là sapropelít, các tầng trên là pelôgen. Trong các hồ nông hơn hoặc bị cạn vì nguyên nhân này hoặc nọ trong quá trình mọc rậm và lầy hoá, saprôpen qua một loạt những cấu tạo trung gian đ−ợc thay thế bằng trầm tích than bùn và trong các đầm than bùn, d−ới tầng than bùn có lớp saprôpen độ dày 6 – 8m. Sự có mặt trong saprôpen l−ợng vật chất nguồn gốc hữu cơ đáng kể tạo ra sự xuất hiện những cấu tạo nh− đIửp thạch sét bitum, điệp thạch ch−a dầu dùng để lấy xăng, dầu hoả, mỡ bôi và những sản phẩm quí khác. 32
33. Ch−ơng 2 hồ nhân tạo (kho n−ớc) 222-2 11 Đặc điểm của hồ nhân tạo Hồ nhân tạo đ−ợc tạo ra để trữ n−ớc trong thừa trong mùa lũ đem ra sử dụng trong thời kỳ mùa cạn thiếu n−ớc, nh− dùng cho t−ới ruộng hay phát điện Vì hồ đ−ợc tạo ra dùng cho mục đích trữ n−ớc nên còn đ−ợc gọi là kho n−ớc. Các kho n−ớc tuỳ theo những đặc tr−ng hình thái và những đặc tr−ng thuỷ lực mà chúng ta trực tiếp thể hiện trong chế độ thuỷ văn, có thể chia thành hai kiểu cơ bản. 1) Kho n−ớc kiểu hồ. 2) Các kho n−ớc kiểu lòng sông. Những kho kiểu lòng sông có độ rộng tăng lên ít so với độ rộng của lòng sông cơ bản. Vì vậy đ−ờng cong n−ớc dâng hình thành do có đập trong tr−ờng hợp này chuyển nhịp nhàng tới mực bình th−ờng của con sông, do đó tốc độ dòng dọc qu*ng trên đập thay đổi từ từ và không đột ngột nh− các hồ nhân tạo loại hồ. Những kho n−ớc loại hồ đ−ợc hình thành trong các thung lũng sông đồng bằng với b*i bồi lớn, đ−ợc đặc tr−ng bởi sự chuyển tiếp đột ngột của các mặt n−ớc bình th−ờng sang bề mặt nằm ngang của đoạn trên đập. Do đó trong vùng n−ớc dâng tốc độ giảm nhỏ. Các kho n−ớc kiểu hồ đ−ợc hình thành trong các thung lũng sông đồng bằng với b*i bồi lớn, khác hẵn với các kho t−ơng tự trên các sông miền núi. Chúng đ−ợc đặc tr−ng bởi dung tích chứa rất lớn và do đó sự trao đổi n−ớc chậm hơn. So với các hồ tự nhiên, hồ nhân tạo th−ờng có các đặc điểm khác biệt sau: 33
34. Trong các kho n−ớc ngay sau khi suất hiện, bắt đầu thể hiện những qui luật thuỷ văn đặc tr−ng cho chúng, không phải lúc nào và không phải tất cả đều phù hợp với sự phát triển của các quá trình này trong các hồ thiên nhiên. • Hồ nhân tạo th−ờng có sự dao động mực n−ớc nhanh hơn hồ tự nhiên, biên độ dao động mực n−ớc lớn hơn, c−ờng suất mực n−ớc cũng lớn hơn hồ tự nhiên nhiều lần. Với hồ tự nhiên mực n−ớc th−ờng thay đổi rất chậm, mực n−ớc lớn nhất trong năm chỉ lớn hơn mực n−ớc nhỏ nhất từ 1 đến 2 mét. Hồ nhân tạo có mực n−ớc dao động càng lớn, càng chứng tỏ vai trò cần thiết của hồ. Hồ Hoà Bình khi cắt lũ cho hạ du, trong vài ba ngày mực n−ớc có thể thay đổi từ 2 đến 5 mét. Các thông số mực n−ớc hồ Hoà Bình nh− sau: mực n−ớc chết: 25m, mực n−ớc dâng bình th−ờng: 100m mực n−ớc siêu cao: 125m. Hàng năm tr−ớc mùa lũ (15/6) phải đ−a mực n−ớc hồ về mức 90m để phòng lũ cho hạ du. sau mỗi trận lũ lại đ−a mực n−ớc hồ về mức 90m. chỉ sau mùa lũ (15/9) mới đ−ợc tích n−ớc đầy hồ • Hồ nhân tạo th−ờng có tốc độ lắng đọng bùn cát nhanh hơn hồ tự nhiên. • Hồ nhân tạo th−ờng có mức độ l−u thông trao đổi n−ớc nhanh hơn hồ tự nhiên. Khi mực n−ớc thay đổi đột ngột do tích lũ hay xả lũ dễ làm xói lở bờ hồ và biến dạng đáy hồ. 222-2 22 Quy luật bồi lắng trong các kho n−ớc Những nét chung của quá trình bồi lắng trong các loại kho n−ớc khác nhau là sự hình thành miền bồi tụ mạnh mẽ các phù sa hạt lớn hởntong vùng n−ớc dâng và phân bố các cấp hạt nhỏ trong lòng kho. Một phần phù sa cấp hạt nhỏ bị đ−a ra khỏi kho n−ớc khi xả n−ớc từ hồ. Trong các kho n−ớc kiểu hồ, sự bồi lắng phù sa cấp hạt lớn hơn (d > 0.25mm) trong vùng n−ớc dâng xẩy ra d−ới dạng nón phóng vật th−ờng thấy ở các cửa sông. Trên các sông miền núi do mức n−ớc dao động đột ngột trong tr−ờng hợp này dòng chia ra thành một loạt các nhánh, nón phóng vật đ−ợc hình thành d−ới dạng tam giác châu. Trong các kho n−ớc dạng lòng sông, sự bồi tụ phù sa trong đới đang xét có dạng mô cát. Trong những thời kỳ tháo n−ớc trong hồ, vùng n−ớc dâng chuyển gần tới đập và gây nên sự chuyển dịch bồi tụ phù sa tập trung. Quá trình này lặp lại một cách định kỳ tăng c−ờng sự chuyển dịch phù sa đáy tới đập và lấp đâỳ dung tích chết của 34
35. kho n−ớc bằng phù sa đáy. Dung tích t−ơng đối của kho n−ớc càng nhỏ, qua trình này biểu hiện càng đột ngột. Những cấp hạt nhỏ phân bố trong toàn bộ khối n−ớc, đặc biệt quá trình bồi tụ khá mạnh trong phạm vi các b*i bồi ngập và những đoạn có tốc độ dòng khá nhỏ. C−ờng độ lấp đầy kho n−ớc bởi phù sa phụ thuộc vào dung tích kho n−ớc và đại l−ợng dòng chảy phù sa của sông hàng năm. Đối với các kho n−ớc kiểu hồ, l−ợng phù sa đi ra cùng với l−ợng n−ớc xả rất không lớn, vì vậy bồi lắng hàng năm bởi phù sa có thể lấy bằng tỷ số dung tích của hồ ch−a trên khối l−ợng dòng chảy phù sa hàng năm. Trong các kho n−ớc kiểu lòng sông do độ l−u thông rất lớn chỉ một phần phù sa đi vào hồ đ−ợc giữ lại. Mặc dù nh− vậy các kho n−ớc lòng sông có thể tích nhỏ hơn nhiều so với các loại kho n−ớc loại hồ nên bị bồi lắng nhanh hơn nhiều. 222-2 33 −ớc tính l−ợng phù sa đến hồ chứa Hàng năm các con sông mang ra biển khoảng 15 tỷ tấn phù xa. Tính trung bình mỗi năm bề mặt đất bị bóc đi một lớp dày 0,06mm. Vùng bị xói mạnh nhất là khu vực tây thái bình d−ơng: Nhật bản, Đài Loan, Indônexia. Việt nam cũng nằm trong vùng xói mòn mạnh. Phù xa vận tải trong sông gồm có dạng bùn cát lơ lửng và bùn cát đáy. Thông th−ờng việc đo đạc phù xa có sai số khá lớn. Chuỗi số liệu phù xa có độ phân tán lớn hơn chuỗi số liệu dòng chảy, nên muốn có độ tin cậy nh− nhau đòi hỏi chuỗi số liệu phù xa phải dài hơn chuỗi số liệu dòng chảy, tiếc rằng trong thực tế, chuỗi số liệu phù xa lại ngắn hơn chuỗi số liệu dòng chảy, số liệu đo đạc bùn cát di đẩy càng ít hơn nữa. Những dợt khảo sát thực địa đ* xác nhận ở miền núi và miền Trung n−ớc ta l−ợng bùn cát di đẩy lớn hơn l−ợng phù xa lơ lửng nhiều lần. Do thiếu số liệu đo bùn cát nên ng−ời ta th−ờng −ớc tính l−u l−ợng bùn cát thông qua l−u l−ợng dòng chảy. L−u l−ợng phù xa đến hồ chứa th−ờng tính theo công thức kinh nghiệm. b QS = a.Q (2-1) QS - l−u l−ợng bùn cát vào hồ Q - l−u l−ợng dòng chảy vào hồ a,b - các hệ số hằng số Hoặc theo công thức kinh nghiệm b1 C = a 1.Q (2-2) 35
36. C - là nồng độ bùn cát Q - l−u l−ợng dòng chảy vào hồ a1,b 1 - các hệ số hằng số Các quan hệ kinh nghiệm 2-1 hay 2-2 rất phân tán nên các hệ số a, b, a 1 b 1 thay đổi trong dải t−ơng đối rộng. Khi thời đoạn tính toán càng ngắn độ phân tán càng lớn, vì thế khi tính bùn cát th−ờng chọn thời đoạn dài (năm hay mùa) Ng−ời ta cũng lập quan hệ kinh nghiệm luỹ tích l−u l−ợng dòng chảy vào hồ với luỹ tích l−u l−ợng bùn cát: ΣQ ∼ ΣQs hoặc quan hệ kinh nghiệm luỹ tích l−ợng m−a rơi trên l−u vực với luỹ tích l−u l−ợng bùn cát: ΣX ∼ ΣQs ΣQ m3/s ΣX mm Rừng bị chặt phá làm tăng bùn cát Kg/s Kg/s ΣRs ΣRs Hình 2.1 Quan hệ ΣΣΣQ ∼∼∼ ΣΣΣRs và quan hệ ΣΣΣX ∼∼∼ ΣΣΣRs Nh− vậy các quan hệ kinh nghiệm này ngoài tác dụng tính l−ợng bùn cát vào hồ khi biết l−ợng m−a hoặc l−u l−ợng dòng chảy còn giúp phát hiện tác động làm biến đổi cân bằng sinh thái của con ng−ời trên l−u vực Những nơi không có số liệu đo phù xa có thể dùng bản đồ phân vùng bùn cát, bản đồ đẳng trị (Nồng độ bùn cát C (g/m3) hoặc mô duyn bùn cát M s Tấn/năm.Km2). Vì các số liệu thực đo bùn cát đ* rất ít lại sai số, các loại bản đồ xây dựng từ các số liệu này càng sai số lớn hơn, do đố khi sử dụng cần có điều chỉnh hợp lý. Nghiên cứu số liệu l−u trữ quá trình bồi lắng của 800 hồ chứa tại Hoa Kỳ có diện tích l−u vực từ 2,5Km2 đến 75000Km2, ng−ời ta đ* rút ra quan hệ kinh nghiệm giữa bùn cát bồi lắng với diện tích l−u vực và dòng chảy vào hồ nh− sau: 0,46 Ms = 1280. M Q (1,43-0,26logA) Khi M Q < 2 inch 36
37. Ms = 1958. exp(-0,055. M Q). (1,43-0,26logA) Khi M Q > 2 inch Trong đó M s là Mô duyn bùn cát ( Tấn/Sq.Mile.năm ) MQ là Mô duyn lớp dòng chảy (inch) A: diện tích l−u vực ( Sq.Mile ) ( 1Km=0,6214Mile, 1Km2 = 0,386 Sq.Mile) Năm 1992 Edmurd Atkinson nhận thấy giữa xói mòn s−ờn dốc l−u vực và bồi lắng hồ chứa có quan hệ nào đó và nếu đo đ−ợc xói mòn s−ờn dốc, phân tích cỡ hạt của mẫu bùn cát đáy sông có thể tính đ−ợc l−ợng bùn cát mang qua đoạn sông, dựa trên tỷ số phân rải phù xa DR. Tỷ số phân rải phù xa (Sediment Delivery Ratio) đ−ợc định nghĩa nh− sau: luong bun cat di ra DR= luong bun cat di vao Edmurd Atkinson giả thiết rằng sự phân bố kích th−ớc hạt của bùn cát bồi lắng tại đáy sông, đáy hồ, giống nh− kích cỡ hạt vật chất đáy đo đ−ợc. Giả sử đo đ−ợc các mẫu phù xa nh− sau: Bùn cát đi vào Bồi lắng tại Bùn cát đi ra l−ới sông đáy sông khỏi l−ới sông Đá cuội 5% Đá cuội 40% Đá cuội 0% Sỏi 10% Sỏi 30% Sỏi ít Cát thô 20% Cát thô 20% Cát thô ít Cát mịn 25% Cát mịn 10% Cát mịn nhiều Bùn Sét 40% Bùn Sét 0% Bùn Sét nhiều Theo kết qủa phân tích kể trên, đá cuội bị bồi lắng hoàn toàn trong sông và chiếm 40% mẫu vật chất khoan tại đáy sông, nh−ng chỉ chiếm 5% mẫu bùn cát đi vào l−ới sông, vậy 100% chất bồi lắng đáy sông bằng: 5% .,100%= 12 5% bùn cát đi vào l−ới sông. L−ợng bùn cát đi ra khỏi l−ới sông 40% bằng 100%-12,5%= 87,5%. Vậy từ số liệu đo xói mòn trên s−ờn dốc và lấy mẫu bùn cát đáy sông, thông qua phân tích kích cỡ hạt có thể −ớc tính đ−ợc l−ợng phù xa vận tải qua đoạn sông. Trong ví dụ trên l−ợng bùn cát vận tải qua l−ới sông bằng 87,5%, cho nên nếu l−ợng bùn cát đo xói mòn trên s−ờn dốc trong 1 năm, là 1 tấn thì 125Kg bị bồi lắng đáy sông và 875Kg vận tải qua đoạn sông. 37
38. Nh− vậy nếu biết tổng l−ợng bùn cát xói mòn trên s−ờn dốc l−u vực trong 1 năm và biết kết quả phân tích kích cỡ hạt của mẫu bùn cát đáy sông thì có thể −ớc tính ra tổng l−ợng bùn cát vận tải qua l−ới sông đi ra biển hoặc vào hồ chứa. 222-2 4 −ớc tính l−ợng phù sa ra khỏi hồ L−ợng bùn cát đi vào hồ chứa sẽ bị lắng đọng lại trong hồ. thời gian trữ n−ớc càng dài, tốc độ n−ớc chảy càng nhỏ thì l−ợng bùn cát bị lắng đọng lại trong hồ càng lớn. Giá trị bùn cát lắng đọng lớn nhất là 100% l−ợng bùn cát đi vào hồ chứa, nên l−ợng bùn cát đi ra khỏi hồ tính theo phần trăm l−ợng bùn cát đi vào hồ là: % bùn cát đi ra khỏi hồ = 100% - % bùn cát lắng đọng L−ợng bùn cát đi vào hồ thay đổi theo mức độ che phủ trên l−u vực, theo biện pháp canh tác và theocác hình thức bảo vệ l−u vực khác do đó l−ợng bùn cát đi ra khỏi hồ cũng thay đổi theo. Các công thức kinh nghiệm không tính tổng l−ợng bùn cát đi vào hồ theo giá trị tuyệt đối mà chỉ tính theo giá trị t−ơng đối (% bùn cát đi ra vào hồ) vì chỉ số này ổn định hơn. Năm 1940 Churchill đ−a ra chỉ số bùn cát SI: (Sedimentation Index). Chỉ số bùn cát SI đ−ợc định nghĩa nh− sau: T SI = (4-1) V L Trong đó T là thời gian trữ n−ớc trong hồ: T = với L là chiều dài hồ. V V là tốc độ n−ớc chảy bình quân qua hồ. Chỉ số bùn cát SI tính theo (4-1) có thứ nguyên [s 2/m], nếu chọn hệ đơn vị đo khác nhau sẽ có giá trị khác nhau. Robert đ* khắc phục nh−ợc điểm này bằng cách đ−a ra chỉ số bùn cát mới không có thứ nguyên. Theo Robert chỉ số bùn cát SI đ−ợc định nghĩa nh− sau: T SI = g. (4-2) V Trong đó g là gia tốc trọng tr−ờng. Bùn cát ra 100% khỏi hồ 10% 38
39. 1 chỉ số 1% 10% 100% bùn cát SI Hình 2-2 Quan hệ giữa l−ợng bùn cát đi ra khỏi hồ và chỉ số bùn cát SI Nh− vậy dù đ* dùng chỉ số bùn cát SI, nh−ng quan hệ giữa l−ợng bùn cát đi ra khỏi hồ và chỉ số bùn cát SI vẫn là đ−ờng cong thực nghiệm phức tạp dù đ* đ−ợc vẽ trên giấy logarit hai chiều, các tác giả ch−a thể chuyển đổi thành công thức thực nghiệm mà vẫn phải dùng đ−ờng cong thực nghiệm này để tính toán l−ợng bùn cát đi ra khỏi hồ. Khi dòng n−ớc mang phù xa đến hồ chứa, tốc độ n−ớc chảy giảm đột ngột làm cho các hạt bùn cát thô (kích th−ớc lớn hơn) sẽ bị lắng đọng. Càng đi sâu vào hồ chứa, nồng độ phù xa càng giảm dần và cấp hạt càng mịn. Ng−ời ta chọn đ−ờng kính cấp hạt với tần suất 90% làm chỉ tiêu phân biệt. Gọi D 90 (hoặc d 90 ) là đ−ờng kính cấp hạt trong mẫu bùn cát phân tích, mà khối l−ợng của các hạt bùn cát có đ−ờng kính lớn hơn hay bằng nó chiếm 90% khối l−ợng của mẫu phân tích. Khi đó tốc độ n−ớc chảy càng lớn thì số đo của D 90 càng tăng, nh−ng tới giới hạn nào đó thì D 90 đạt giá trị ổn định (không tăng nữa) dù cho tốc độ n−ớc chảy vẫn tiếp tục tăng. Quan hệ giữa D 90 và tốc độ n−ớc chảy minh hoạ trong hình 4-2. D 90 _ mm Tốc độ Vm/s Hình 2-3. Quan hệ giữa D 90 và tốc độ n−ớc chảy 39
40. Năm 1953 Brune lại phát hiện ra rằng phần trăm l−ợng bùn cát bị giữ lại trong hồ tỷ lệ thuận với dung tích hồ và tỷ lệ nghịch với dòng chảy bình quân năm đến hồ. W ET = f( ) (4-3) Qo Trong đó: ET là l−ợng bùn cát bị giữ lại trong hồ tính theo phần trăm bùn cát vào hồ W: là dung tích hồ Qo là dòng chảy bình quân năm đến hồ. hàm số f cũng biểu diễn d−ới dạng đ−ờng cong thực nghiệm. 222-2 55 Mô hình bùn cát hồ chứa Năm 1978 Viện nghiên cứu thuỷ lực Iowa thuộc tr−ờng đại học Iowa đ* công bố mô hình bùn cát hồ chứa (Reservoir Sedimentation Model) của Thomas E. Croley và K.N. RajaRao cùng với ch−ơng trình tính toán. Cấu trúc của mô hình bùn cát hồ chứa nh− sau: Từ ph−ơng trình tính dung tích hồ 1 W - W = (A +A )(H -H ) (5-1) i i-1 2 i i-1 i i-1 trong đó W i Wi-1 là dung tích hồ ứng với độ cao H i và Hi-1 A i là diện tích mặt hồ ứng với độ cao H i Hii+1 H i Hi-1 HZ = H o Hình 2-4 Dung tích hồ ứng với các mực n−ớc 40
41. Giả sử tại thời điểm t=t o hồ đ* bị bồi lắng đến cao độ H Z. Tại cao độ H Z dung tích hồ bằng không. Vì i biến thiên từ 1 đến n nên: H1= H Z = H o ; (5-2) Ph−ơng trình (5-1) viết cho I=2 là: 1 W - W = (A +A )(H -H ) (5-3) 2 1 2 2 1 2 1 H 1 là mức số không của hồ, tại đó dung tích hồ bằng không và diện tích mặt hồ bằng F Z = F o nên: 1 W = (A +A )(H -H ) (5-4) 2 2 2 o 2 o Sau một thời gian làm việc hồ tiếp tục bị bồi lắng. Chúng ta cần xác định cao độ số không mới của hồ. Có hai cách xác định số không mới của hồ: • Ph−ơng pháp Thomas E. Croley • Ph−ơng pháp Borland - Miller 222-2 66 Ph−ơng pháp Thomas E. Croley Giả sử sau một thời gian làm việc hồ bị bồi lắng, đáy hồ tại mức số không mới của hồ, nằm giữa mức cao độ: H i và H i+1 thì: HHZ− i HHi+1 − i = (6-1) AAZ− i AAi+1 − i HHi+1 − i HZ-Hi = (A Z-Ai). (6-2) AAi+1 − i HHi+1 − i HZ = H i + (A Z-Ai). (6-3) AAi+1 − i phần dung tích ∆∆∆W Cao độ đáy hồ mới H (sau khi bôi lắng) Hi+1i H Cao độ đáy hồ i (Tr−ớc khi tính bôi lắng) phần dung tích Hi-1 Wi H 1 41
42. Hình 2-5 Dung tích hồ ứng với các mức bồi lắng mới Phần dung tích hồ giữa mức cao độ H i và H Z là 1 ∆W = (A +A )(H -H ) (6-4) 2 Z i Z i Thay (6-2) vào (6-4) ta có : HHi+1 − i 2. ∆W = (A Z+A i) (A Z-Ai). AAi+1 − i 2 2 2. ∆W.(A i+1 -Ai) = (A Z - A i) (H i+1 - H i) 2 2 A Z = A i + 2. ∆W.(A i+1 -Ai)/ (H i+1 - H i) 1   2 2 AAi+1 − i AZ = AWi + 2 ∆  (6-5)  HHi+1 − i  Thay giá trị của A Z tính theo (6-5) vào (6-3) ta có: 1   2 2 AAi+1 − i HHi+1 − i HZ = H i + ( AWi + 2 ∆  - A i). (6-6)  HHi+1 − i  AAi+1 − i 1 HH− đặt = i+1 i b AAi+1 − i 1 1 H = H + ( A2 + 2 ∆ W b 2 - A ). (6-7) Z i []i i b Dung tích hồ mới bị bồi lắng thêm một khoảng là: DW = ∆W + W i (6-8) Nếu cao độ đáy hồ tr−ớc khi tính toán là H i , hay theo cách đặt tên tr−ớc đây thì: * * H Z = H i = H 1 khi đó W i = W* 1 = 0; dấu (*) để chỉ mức thời gian tr−ớc, chẳng * hạn H Z là mức đáy hồ H Z tại đầu thời đoạn tính toán ∆t, còn H Z là mức đáy hồ H Z tại cuối thời đoạn tính toán. Nếu chọn H i bằng cao độ đáy hồ tr−ớc khi tính toán, thì W i = 0; theo (6-8) DW = ∆W . Biểu thức 6-7 có thể viết: 1 1 H = H* + ( A*.2 + 2 DW b * 2 - A* ). (6-9) Z Z []Z Z b* Trong đó: • DW là dung tích hồ mới bị bồi lắng trong khoảng thời gian tính toán. (tính theo l−ợng bùn cát bị bồi lắng trong khoảng thời gian tính toán. • H* Z là cao độ đáy hồ tại đầu thời đoạn tính toán. 42
43. • A* Z là diện tích đáy hồ tại đầu thời đoạn tính toán HH 1 2− 1 • * = b AA2− 1 • HZ là mức đáy hồ H Z tại cuối thời đoạn tính toán Các đại l−ợng ở vế phải (6-9) đều đ* biết, do đó có thể tính ra cao độ mới của đáy hồ H Z tại cuối thời đoạn tính toán 222-2 77 Tính dung tích bồi lắng theo ph−ơng pháp borlandborland miller-miller Năm 1960 Borland dựa vào số liệu khảo sát ở 30 hồ chứa trên đất Mỹ đ* đ−a ra ph−ơng pháp kinh nghiệm sau: • Borland dựa vào đ−ờng dung tích hồ H ∼ W để sắp xếp các hồ thành 4 loại. • Tính dung tích bồi lắng theo công thức kinh nghiệm viết phù hợp với từng loại hồ. Năm 1962 Moodly đ* sửa đổi một số chỉ tiêu phân loại hồ và sửa đổi một số thành phần trong các công thức kinh nghiệm nh−ng vẫn giữ lại tên gọi của 4 loại hồ này. Chỉ tiêu phân loại hồ của Borland nh− bảng 2-1 Bảng 2-1 Chỉ tiêu phân loại hồ của Borland Loại Hồ Tên gọi loại hồ độ dốc đ−ờng H ∼ W 1 Lake (Hồ đồng bằng) 3,5 -:- 4,5 2 Floodplain-Foothill (Hồ chân núi) 2,5 -:- 3,5 3 Hill (Hồ núi) 1,5 -:- 2,5 4 Gorge (Hồ hẻm núi) 1,0 -:- 1,5 Thông th−ờng đ−ờng dung tích hồ H ∼ W có nhiều giá trị độ dốc m. Mỗi đoạn (độ sâu) có giá trị m khác nhau, chọn giá trị độ dốc m chiếm số đông để đại diện cho hồ chứa. Ví dụ m 1 = 3,3 chiếm 70% và m 2 = 2,43 chiếm 30% thì chọn m = 3,3 và xếp vào hồ loại 2. ( hình 2-6) 1000 lg H Độ sâu (feet) 43
44. 100 m2 =2,43 m1 =3,3 10 Dung tích 10 3acre-feet 10 100 1000 lgW Hình 2-6 đ−ờng dung tích hồ H ∼∼∼ W Dung tích bồi lắng tính theo công thức kinh nghiệm: H− ho ∆h−1 ∆h WS = ∑ Ao (A i + A i+1 ). +Wo (6-1) i=1 2. Ao Trong đó : W S thể tích bồi lắng tính toán. ∆h : b−ớc độ sâu tính toán ∆h = H i+1 - H i ho cao trình đáy hồ th−ờng lấy bằng cao trình lớp phù xa lắng đọng tr−ớc đập. A o W o là diện tích mặt thoáng và thể tích hồ ứng với cao trình h o Ai là diện tích biểu kiến (không thứ nguyên) ứng với cao trình H i Giá trị Ai tính theo công thức kinh nghiệm: m n Ai = C (1- P) H P = i là độ sâu t−ơng đối. H là độ sâu lớn nhất tr−ớc đập gọi là độ sâu tổng H cộng. Các hệ số kinh nghiệm C,m,n tính theo loại hồ. Theo Miller các hệ số kinh nghiệm C,m,n tính theo bảng 2-2: Bảng 2-2 Hệ số kinh nghiệm theo loại hồ ( Miller) Loại Hồ Tên gọi loại hồ C m n 1 Lake (Hồ đồng bằng) 3,417 1,5 0,2 2 Floodplain-Foothill (Hồ chân núi) 2,324 0,5 0,4 3 Hill (Hồ núi) 15,882 1,1 2,3 44
45. 4 Gorge (Hồ hẻm núi) 4,232 0,1 2,5 Trong công thức kinh nghiệm 6-1 các thành phần vế phải đều đ* biết tại đầu thời đoạn tính toán trừ độ sâu bồi lắng H i. vì thế (6-1) đ−ợc giải quyết theo kiểu tính lặp. Nêú giả thiết sau thời gian ∆t hồ bị bồi lắng tới cao trình nằm giữa trị số mực n−ớc H i và H i+1 Vì ch−a biết chính xác giá trị H i nên −ớc tính một trị số H i để tính đúng dần. Biết H i tính ra P và theo bảng 7-2 chọn các hệ số kinh nghiệm C,m,n và tính ra A i , A i+1 Khi đó mọi thành phần vế phải (6-1) đều đ* biết, tính ra thể tích bồi lắng W S . Nếu W S ≈ W đo trị số H i −ớc tính là đúng, Nếu W S sai khác nhiều so với W đo trị số H i −ớc tính là sai, cần chọn lại trị số H i và lặp lại quá trình tính toán cho tới khi W S ≈ W đo Các thông số kinh nghiệm của Borland-Miller đ−ợc nhiều ng−ời quan tâm. Dựa theo ý t−ởng của Borland-Miller về 4 loại hồ kể trên, nhiều tác giả đ* sửa đổi công thức kinh nghiệm và sửa đổi chỉ số hệ số Tất cả các ph−ơng pháp tính toán loại này gọi chung là cách tính kiểu Borland-Miller. 222-2 88 Tính bùn cát theo ph−ơng trình vi phân Một h−ớng khác nghiên cứu bùn cát là dùng hệ ph−ơng trình vi phân đ* loại bỏ những thành phần có trị số quá nhỏ và bổ sung ph−ơng trình cân bằng bùn cát. Hệ ph−ơng trình vi phân tính bùn cát th−ờng gòm 4 ph−ơng trình vi phân: • Ph−ơng trình liên tục viết cho pha lỏng (cân bằng n−ớc) ∂ ∂ ∂.Z ()u. h .(1− CV ) + ()h.(1− CV ) + (1-m). = 0 (6-2) ∂.x ∂.t ∂.t • Ph−ơng trình liên tục viết cho pha rắn (cân bằng bùn cát) ∂ ∂ ∂.Z ()u h CV + ()h. CV + m. = 0 (6-3) ∂.x ∂.t ∂.t • Ph−ơng trình chuyển động của n−ớc ( động lực)   1 ∂.u u ∂.u ∂.h ∂.Z γ S − γ h ∂.Z u m.()γS −1 − m γ ∂.Z + + + + . -   g ∂.t g ∂.x ∂.x ∂.x γ 2 ∂.x h  g.γ  ∂.t = J 0 - J F (6-4) • Ph−ơng trình chuyển tải phù xa QS =f(u,d,c v,h ) (6-5) 45
46. Trong đó: C V nồng độ phù xa. m: hệ số đông đặc của bùn cát γS : Trọng l−ợng riêng của phù xa γ: Trọng l−ợng riêng của hỗn hợp n−ớc và phù xa. u: Tốc độ n−ớc chảy. h: độ sâu. Z: cao trình đáy lòng dẫn. Jo: độ dốc đáy lòng dẫn. JF: tổn thất đầu n−ớc trên một đơn vị dài. d: đ−ờng kính hạt Các ẩn số của hệ ph−ơng trình vi phân tính bùn cát là: tốc độ n−ớc chảy u, độ sâu h, nồng độ phù xa C v và l−u l−ợng bùn cát Q s ∂.u Khi l−u l−ợng biến đổi chậm có thể bỏ qua thành phần quán tính: ∂.t Hệ ph−ơng trình vi phân tính bùn cát có thể giải bằng ph−ơng pháp số nh− ph−ơng pháp sai phân hữu hạn, ph−ơng pháp phần tử hữu hạn Hiện nay ng−ời ta hay dùng các mô hình kinh nghiệm để tính bồi lắng đáy sông và bồi lắng hồ chứa, bồi lắng cửa sông th−ờng tính trung bình trong thời gian đủ dài. Riêng các tr−ờng hợp diễn biến nhanh nh− bồi lấp lạch sông sau một trận lũ hoặc xói lở bờ sông trong 1 trận lũ thì cần tìm nguyên nhân và công cụ tính toán thích hợp. 222-2 99 Hồ chứa ở Việt Nam Hồ chứa n−ớc là công trình thủy lợi làm nhiệm vụ điều tiết dòng chảy tự nhiên, trử n−ớc vào mùa m−a để sử dụng trong mùa khô. Hồ chứa n−ớc, ngoài việc khai thác phục vụ cho cấp n−ớc t−ới, phát điện nó còn khai thác phục vụ cho thủy sản, du lịch, thể thao Do có nhiều −u điểm trong khai thác tổng hợp nh− vậy nên hồ chứa đ−ợc xây dựng nhiều trên thế giới cũng nh− ở n−ớc ta. N−ớc ta về m−a, trong năm chia làm hai mùa rõ rệt, mùa m−a kéo dài 5 ữ 6 tháng với tổng l−ợng m−a chiếm từ 80 đến 85% tổng l−ợng m−a cả năm, trong 6 ữ 7 tháng còn lại của mùa khô l−ợng m−a chỉ chiếm 15 ữ 20%, với dòng chảy trong sông sẽ có mùa lũ và cạn cũng nh− tỷ lệ phân phối các mùa t−ơng ứng với mùa m−a. Điều đó bắt buộc chúng ta phải xây dựng hồ chứa để điều tiết l−ợng n−ớc 46
47. phân bố bất hợp lý đó. Mặt khác về địa hình địa mạo, ba phần t− diện tích đất liền là vùng đồi núi, điều kiện tự nhiên rất thuận lợi cho việc xây dựng và khai thác các hồ chứa n−ớc, đáp ứng nhu cầu cho các ngành kinh tế Quốc dân. Chính vì vậy, từ ngày hoà bình lập lại tới nay, theo số liệu của Cục Thủy lợi - bộ NN&PTNT cả n−ớc đ* xây dựng và đ−a vào sử dụng khoảng trên 3500 hồ chứa n−ớc lớn nhỏ, nếu tính hồ có dung tích chứa trên 0.2 triệu m 3 có 1967 hồ với tổng dung tích 24.820 triệu m 3. Trong số hồ chứa trên có 10 hồ ngành điện quản lý với tổng dung tích 19.000 triêu m 3, còn 1957 hồ do ngành nông nghiệp quản lý. Trong số 1957 hồ chứa ngành nông nghiệp quản lý phục vụ t−ới cho 505.162 ha chia ra theo dung tích hồ nh− sau: Loại hồ chứa Số l−ợng Tổng dung tích trử Diện tích t−ới hồ (10 6 m 3) (ha) W > 10 triệu m 3 79 3.913 330.643 W = 5 ữ 10 triệu m 3 66 446 33.751 W = 1 ữ 5 triệu m 3 442 890 70.612 W < 1 triệu m 3 1370 571 70.156 Nếu phân theo l−u vực có 945 hồ có diện tích l−u vực từ 10km 2 đến 50 km 2, có 67 hồ diện tích l−u vực từ 50 km 2 đến 100km 2, số hồ có diện tích l−u vực trên 100km 2 là 192. Hệ thống hồ chứa n−ớc ở Việt Nam phát triển qua nhiều giai đoạn khác nhau, mỗi một giai đoạn gắn liền với sự phát triển kinh tế của đất n−ớc khác nhau. Tr−ớc giải phóng việc xây dựng hồ chứa còn ít và mang tính chất địa ph−ơng nhỏ lẻ, hồ sơ thiết kế thiếu, thất lạc nhiều. Số hồ chứa xây dựng cho đến 1975 chiếm 33.0%. Giai đoạn sau giải phóng đến 1985 việc xây dựng hồ chứa khá phát triển do nhu cầu mở rộng sản xuất nông nghiệp. Số hồ xây dựng trong 10 năm này chiếm 36.9 %. Giai đoạn từ 1985 đến nay chiếm 30.1%. Nh− vậy số hồ chứa đ−a vào sử dụng trên 10 năm chiếm trên 2/3 tổng số hồ chứa cả n−ớc. Hệ thống hồ chứa trên trong những năm qua đ* phát huy đ−ợc hiệu quả to lớn trong sản xuất nông nghiệp và phần nào đ* giảm nhỏ ảnh h−ởng của thiên tai lũ lụt, hạn hán cho vùng hạ l−u. Tuy nhiên do những khiếm khuyết về nhiều mặt cho nên hệ thống hồ chứa đ* gây nên nhiều sự cố làm ảnh h−ởng đến đời sống kinh tế, 47
48. x* hội của nhân dân. Trong báo cáo tổng kết của đề tài nghiên cứu cấp bộ th−ờng xuyên " Nghiên cứu tổng quan lũ v−ợt thiết kế ở các hồ chứa n−ớc và đề xuất giải pháp tràn sự cố thích họp cho an toàn công trình đầu mối" đ* phân loại sự cố xẩy ra đối với hệ thống hồ chứa ở n−ớc ta thành 6 loại. Những sự cố này luôn đe dọa sự an toàn của công trình, nhất là trong những đợt m−a lũ lớn, m−a lũ v−ợt thiết kế. 48
49. Ch−ơng III. Đầm - phá III-1 . Sự hình thành đầm lầy. III.1.1 Định nghĩa đầm lầy . Định nghĩa: Đầm lầy là những khu vực thừa ẩm của bề mặt đất đ−ợc bao phủ bởi lớp than bùn dày hơn 30Cm khi ch−a tháo khô và dày hơn 20Cm khi tháo khô. (hình 3-1) Đầm lầy cao Gờ Gờ thung lũng sông thềm 2 Đầm lầy cao đầm lầy Vùng bãi bồi thuộc lòng sông không lầy thung lũng thềm 1 đầm lầy trung tâm bãi bồi Rừng lầy Hình 3-1 Đầm lầy Điều kiện cần để hình thành đầm lầy là tồn tại một vùng đất trũng rộng lớn, thoát n−ớc kém, lớp đất đá trên bề mặt luôn bị ẩm −ớt. Vùng đồi núi cao, mạng l−ới sông suối phát triển sẽ không thể tạo thành đầm lầy, do mặt đất luôn luôn đ−ợc tháo cạn n−ớc. Điều kiện đủ: để hình thành đầm lầy là mặt đất ẩm −ớt đ−ợc phủ một lớp than bùn dày. Nh− vậy vùng đất ngập n−ớc ch−a tạo thành ngay đầm lầy, mà phải trải qua một thời gian dài để cho thực vật phát triển và chết đi, lớp này trồng lên lớp kia để tạo ra một lớp than bùn ngậm n−ớc mới tạo ra đầm lầy. Quá trình hình thành b*i lầy có thể từ trung tâm vùng đất ngập n−ớc đi ra phía ngoài, cũng có thể từ bốn phía bên ngoài đi vào phần trung tâm vùng đất ngập n−ớc. N−ớc chứa trong đầm lầy chia thành hai nhóm: N−ớc tự do và N−ớc liên kết. N−ớc tự do là phần n−ớc có thể tách ra khỏi than bùn d−ới tác động của trọng lực do đó có thể theo độ dốc mặt n−ớc chảy xuống các kênh thoát n−ớc. 49
50. N−ớc liên kết là phần n−ớc kết hợp với than bùn làm thành một hỗn hợp có từ 89% đến 94% là n−ớc, và từ 11% đến 6% là vật chất khô. N−ớc không thể tự tách ra khỏi hỗn hợp này do tác động của trọng lực mà chỉ có bốc hơi làm giảm hàm l−ợng n−ớc trong hỗn hợp này. N−ớc liên kết có ba dạng chính sau: • N−ớc mao quản: tồn tại trong các kẽ hở của bùn và dịch chuyển theo lực mao dẫn, chỉ có thể tách n−ớc mao quản ra khỏi hỗn hợp bằng cách cho bay hơi, không thể tách n−ớc mao quản ra khỏi hỗn hợp bằng trọng lực. • N−ớc thẩm thấu: là l−ợng n−ớc liên kết nằm trong các tế bào thực vật, chỉ có thể tách n−ớc thẩm thấu ra khỏi các tế bào thực vật bằng cách phá huỷ hoá học lớp vỏ bọc tế bào . Việc nghiên cứu chế độ thuỷ văn đầm lầy (đặc biệt là chế độ n−ớc) ở giai đoạn hình thành đầu tiên (đất đai lầy và các bể n−ớc hoá lầy) cũng nh− vào những giai đoạn phát triển sau này (các b*i) là nhiệm vụ của thuỷ văn học. Sự phân chia các vùng hoá lầy thành đất lầy và hoá lầy ở một mức độ đáng kể, phản ánh sự khác biệt trong thành phần thực vật. Sự xuất hiện các dạng quần hợp thực vật đầm lầy thuần khiết không cùng lúc với sự bắt đầu quá trình hoá lầy. Khi độ dầy của than bùn ch−a lớn và các hệ thống rễ của các dạng thực vật cơ bản ch−a tách rời khỏi đất khoáng trải d−ới than bùn, lớp vỏ thực vật sẽ bao gồm những thực vật đặc tr−ng đối với những điều kiện môi tr−ờng lầy cũng nh− không lầy. Đó là điều kiện quyết định sự tồn tại những quần x* thực vật này hoặc nọ trên những l*nh thổ thừa ẩm tr−ớc hết là chế độ n−ớc, nên sự khác biệt nêu ra giữa đất hoá lầy và đầm lầy trong giai đoạn phát triển tiếp sau có ý nghĩa thuỷ văn. Ngoài định nghĩa đầm lầy nh− là đối t−ợng thuỷ văn còn có định nghĩa, trong đó đầm lầy đ−ợc coi nh− đối t−ợng khai thác than bùn nghĩa là tren quan điểm có hoặc khôngcó trong đó khoảng trữ l−ợng chất đốt, Theo định nghĩa của hội nghị toàn Liên xô về quản lý đầm lầy năm 1934 thì đầm lầy là những khu vực thừa ẩm của bề mặt trái đất đ−ợc bao phủ bởi lớp bùn độ sâu không d−ới 30cm d−ới dạng ch−a đ−ợc tháo khô và 20cm d−ới dạng đ−ợc tháo khô. III.1.2 Sự hình thành và các kiểu đầm lầy. Mức độ hoá lầy của l*nh thổ liên quan trực tiếp với các điều kiện tiếp n−ớc vào l*nh thổ. Trong đới thừa ẩm nơi mà l−ợng m−a năm bình quân nhiều năm lớn hơn l−ợng bốc hơi từ đất liền đáng kể, tạo ra sự ẩm −ớt t−ơng đối cố định của các lớp đất 50
51. đá trên quá trình hình thành đầm lầy phổ biến rộng r*i nhất. Trong đới này, một phần lớn l−ợng ẩm không tiêu hao vào bốc hơi từ bề mặt đất liền phải tiêu đi d−ới dạng dòng chảy trên mặt và dòng chảy ngầm. Nếu địa hình đồng bằng có độ dốc bé, sự thoát n−ớc d− thừa từ các lớp đất trên mặt tiến hành rất chậm. Trên những diện tích rộng, hình thành những điều kiện thuận lợi cho n−ớc tù đọng làm cho đất trở nên quá ẩm −ớt. Chỉ trong những vùng có địa hình đồi và có dạng l−ới sông phát triển mới không xuất hiện đầm lầy. Nếu tình hình ng−ợc lại thì trên những khoảng rộng bằng giữa các sông, đầm lầy khống những chỉ phân bố trên những thành phần địa hình ẩm (những chỗ thấp, các lòng chảo thung lũng hoặc khe) mà còn bao phủ các khoảng rộng ấy thành một b*i lầy kín. Trong đới ẩm −ớt không ổn định, các b*i đầm lầy thích nghi với những chỗ thấp không có dòng chảy dạng lòng chảo nói chung, các bồn hồ và thung lũng sông, trong đới thiếu ẩm đầm lầy ít gặp và phân bố hoặc trên các b*i bồi của sông hoặc những thung lũng sâu và vùng trũng, nơi hình thành một l−ợng ẩm d− thừa do sông tràn hoặc n−ớc ngầm lộ ra. Đầm lầy còn có thể suất hiện do cây cỏ mọc rậm trong các hồ chứa hoặc do những khoảng phân l−u bị hoá lầy. Quá trình đ−a vào hồ một cách liên tục những hạt đất khoáng và hữu cơ rửa trôi từ l−u vực thu n−ớc của hồ và cả những trầm tích thực vật chết phần lớn tr−ớc đây phát triển trong hồ làm cho hồ cạn dần. Loại lau và sậy cao sẽ đ−ợc thay thế bởi những thực vật n−ớc nông – mộc tặc, cói và nhiều thực vật −a ẩm khác mà trầm tích của chúng mặc dầu đ−ợc nâng cao hơn mặt n−ớc hồ, song vẫn bị ngập n−ớc lớn mùa lũ và đ−ợc bồi thêm bởi các hạt bùn mà n−ớc lớn mùa lũ đ−a tới. Loại đầm lầy có vị trí t−ơng đối thấp hình thành tại bồn chia theo phân loại đ−ợc gọi là đầm lầy thấp hoặc còn gọi theo thực vật là đầm lầy cỏ. Những trầm tích liên tục của cỏ chết đi nâng bề mặt b*i bùn ngày càng cao tới khi mà nó không bị ngập bởi n−ớc mùa lũ nữa, do đó những hạt chất khoáng ít lắng đọng trên nó. Bởi vậy cỏ cói cần muối khoáng để phát triển, bắt đầu đ−ợc thay thế bởi thực vật loại cây bụi và cây gỗ. Đầm lầy từ giai đoạn cỏ chuyển sang đầm lầy rừng hoặc loại chuyển tiếp. Qua trình tích luỹ vật chất hữu cơ tiếp tục trong điều kiện không tăng muối khoáng tạo nên sự thay thế lớp vỏ thực vật. Điều đó thể hiện bằng sự biến đi của cói và toàn bộ các loại cỏ khác nhau đặc tr−ng cho đầm lầy chuyển tiếp và sự phát triển rêu-thay cho cói và cỏ. 51
52. Bề mặt đầm lầy nhờ rêu lớn nhanh, nâng ngày càng cao và có dạng lồi so với ria; đầm lầy chuyển vào giai đoạn rêu theo đặc điểm thực vật cơ bản và đầm lầy cao theo vị trí bề mặt. Lớp rêu cao dần và hình thành dạng lồi của đầm lầy phát triển theo chiều rộng ra ngoài phạm vi bể n−ớc xuất hiện lúc đầu. Do đó lớp rêu phát triển lúc đầu từ ngoài vào tâm, sau đó chuyển sang phát triển đi ra ngoài phạm vi của bồn chứa n−ớc lấn dần những khe khô gần đó. Trong những điều kiện khí hậu m−a nhiều hơn bốc hơi, n−ớc thửa tích luỹ trên mặt đầm lầy đầu tiên d−ới hình thức vũng đọng và sau đó d−ới dạng hồ thứ sinh và lòng của các ngòi thứ sinh mà đáy và bờ của chúng đ−ợc hình thành bởi than bùn. Nh− vậy, ở chỗ ban đầu là bể n−ớc, trải qua một thời gian dài, hình thành lúc đầu là đầm lầy cỏ sau đó là đầm lầy rừng và cuối cùng là đàm lầy rêu, trên đó có thể xuất hiện hồ nông với đáy và bờ than bùn. Quá trình mọc rậm của hồ xảy ra không giống nhau tuỳ theo độ dốc s−ờn ngầm của hồ. Những đặc điểm cơ bản của quá trình mọc rậm của hồ với s−ờn thoải và s−ờn dốc dẫn tới hình thành đầm lầy ở chỗ cũ theo thời gian, đ−ợc trình bày ở ch−ơng hồ. Nhiều khi đầm lầy hình thành không phải bằng con đ−ờng mọc rậm các bể n−ớc mà trực tiếp trên đất khoáng. Quá trình này có thể tiến hành trong những biểu hiện khác nhau sau đây: Địa hình đồng bằng có tầng không thấm n−ớc trên mặt hoặc gần mặt là sét, tạo ra hàm l−ợng ẩm luôn luôn d− thừa trong tầng đất trên. Điều kiện thuận lợi để phát triển đầm lầy trong tr−ờng hợp này là sự không thấm n−ớc của đất. Sự không thấm n−ớc đ−ợc tạo nên bởi lớp không thấm n−ớc gọi là lớp dăm kết hoặc là lớp quặng đỏ từ nham lục địa đ−ợc gắn kết mà chúng th−ờng nằm d−ới rừng. D−ới lớp rừng tùng và thông trong những điều kiện này trên đất đá phì nhiêu th−ờng xuất hiện rêu xanh – dấu hiệu đầu tiên của sự bắt đầu hoá lầy. Rêu xanh dần dần bị thay đổi thế bởi thực vật dây leo, nó quấn quanh thân cây và b*o hoà n−ớc, làm cho không khí không tới đ−ợc rễ cây, do đó thực vật rừng bị chết và đầm lầy xuất hiện trên chỗ đó. Th−ờng quá trình hoá lầy phát triển ở chỗ rừng bị đốn không những ở chỗ thấp mà cả ở những chỗ cao. Khu rừng khai thác bị bao phủ bởi loại cỏ hoà thảo thuận lợi cho sự thành tạo lớp nệm cỏ rừng chặt; lớp nệm cỏ gây trở ngại cho sự phục hồi thực vật thân gỗ, thúc đẩy sự ứ đọng ẩm. Sau khi xuất hiện quá trình này 52
53. thúc đẩy mạnh mẽ sự phát triển trên thực vật −a ẩm lấn át các thực vật còn lại sau rừng. Qua vài năm xuất hiện rêu và hình thành đầm lầy rêu. 1) Sự hoá lầy còn có thể sinh ra sau khi cháy rừng. Những thực vật phát triển sau khi cháy rừng tạo thành cơ sở, trên đó sau này phát triển các đám sphacnum, dần dần hợp lại thành lớp thảm sphacnum. 2) Đầm lầy thấp với thực vật cỏ cói và độ dày trầm tích bùn nhỏ có có thể hình thành trong điều kiện dòng chảy n−ớc mùa lũ từ các b*i bồi thung lũng sông vào lòng sông khó khăn. 3) Sự hoá lầy của miền thấp ven sông cũng xảy ra do sự dâng mực n−ớc trong tr−ờng hợp gây nên bởi các đập n−ớc. Trong tr−ờng hợp này bề mặt đồng thời có thể bị ngập bởi n−ớc trên mặt cũng nh− ngập bởi n−ớc ngầm dâng cao. Cỏ cói phát triển thúc đẩy tích luỹ các tàn tích thực vật có khả năng chứa ẩm, trên cơ sở đó phát triển rêu về sau. 4) Th−ờng hiện t−ợng hoá lầy có thể xảy ra ở một giải hẹp chân s−ờn thung lũng do sự xuất hiện n−ớc ngầm. 5) Các vùng hoá lầy trên đ−ờng phân thuỷ đôi khi là những chỗ trũng nhỏ xuất hiện nh− những nơi sụt lún ngay tại chỗ mà muối hoà tan bị n−ớc ngầm đ−a đi và cả ở những khu vực mà đất đá cát nhỏ d−ới lớp sét bị đem đi. Đầm lầy hình thành trong các chỗ trũng sụt lún lớn lên và tạo ra những b*i kín phân thuỷ. Sự phát triển của các b*i lầy trong quá trình hoá lầy trên mặt đất đá khoáng có thể tiến hành hoặc bằng con đ−ờng truyền quá trình hoá lầy từ các bộ pbận trung tâm của đới hoá lầy tới ria ngoài (quá trình phát triển của b*i lầy ít dinh d−ỡng đi từ tâm) hoặc ng−ợc lại từ ria ngoài tới tâm (quá trình phát triển của b*i lầy ít dinh d−ỡng đi từ ngoài vào tâm. Sự phối hợp của các quần x* thực vật xuất hiện trong điều kiện nguồn cung cấp n−ớc khoáng phong phú, đặc điểm của các điều kiện đầm lầy thấp tạo nên thực vật đầm lầy gọi là thực vật đầm lầy giầu dinh d−ỡng nghĩa là thực vật cần nuôi d−ỡng nhiều bởi muối khoáng. Thực vật phát triển trên những đầm lầy nghèo muối khoáng với nguồn nuôi d−ỡng n−ớc do m−a khí quyển và mức độ l−u thông rất yếu, đặc tr−ng cho đầm lầy cao, gọi là thực vật đầm lầy nghèo dinh d−ỡng. 53
54. Ng−ời ta còn chia ra thực vật đầm lầy dinh d−ỡng trung tính bao gồm các thực vật đầm lầy ít yêu cầu đối với độ khoáng hoá của n−ớc đầm lầy và phát triển trong các n−ớc nghèo muối khoáng với điều kiện l−u thông trung bình và yếu. Thực vật đầm lầy giầu dinh d−ỡng, nghèo dinh d−ỡng và dinh d−ỡng trung tính th−ờng gọi là thực vật ở thấp, thực vật ở cao và thực vật chuyển tiép. Với quá trình phát triển b*i lầy nghèo dinh d−ỡng đi từ tâm, sự thay thế thực vật −a nhiều dinh d−ỡng thành thực vật dinh d−ỡng trung tính và sau đó thành ít dinh d−ỡng xảy ra đầu tiên trong các bộ phận trung tâm xa biên gioái của b*i lầy. ở ria b*i lầy chỗ tiếp xúc với khe cạn, thực vật giầu dinh d−ỡng và dinh d−ỡng trung bình th−ờng đ−ợc bảo tồn tới những giai đoạn phát triển muộn của b*i, nếu độ l−u thông n−ớc và nuôi d−ỡng khoáng ở rìa b*i lầy không giảm đi đáng kể theo mức độ tích luỹ than bùn. Với quá trình phát triển b*i lầy nghèo dinh d−ỡng từ ngoài vào, sự thay thế thực vật đầm lầy đầy dinh d−ỡng và dinh d−ỡng trung tính lúc đầu xảy ra ở ria b*i lầy và sau đó khi xảy ra trong các bộ phận trung tâm của b*i. Sự phân chia đầm lầy thành đầm lầy cao, thấp và chuyển tiếp nêu trên phản ánh đủ rõ những giai đoạn phát triển chính nhất của đầm lầy, phản ánh những đặc điểm nuôi d−ỡng n−ớc và đặc điểmlớp vỏ thực vật nh−ng không đề cập tới điều kiện thế nằm của chúng đối với địa hình địa ph−ơng. Xuất phát từ các điều kiện thế nằm của địa hình bề mặt về mặt địa mao và từ những điều kiện nuôi d−ỡng n−ớc và lớp phủ thực vật lien quan với các điều kiện trên, K. E, Ivanov chia các b*i lầy thành hai nhóm cơ bản: Nhóm I - Đầm lầy trên các khu vực phân thuỷ miền đất giữa. Nhóm II - Đồng lầy thung lũng sông. Những b*i lầy này có thể phân bố toàn bộ trong những lòng chảo hoàn toàn khép kín và không có dòng chảy, trong các chỗ thấp có l−u thông, trong các lòng chảo mà từ đó có mực n−ớc chảy theo một hoặc vài suối thu n−ớc, không có suối chảy vào và cuối cùng trong các lòng chảo, vùng trũng và máng sụt có suối chảy vào nh−ng không có dòng chảy theo lòng. Những b4i lầy, b4i bồi bao phủ các b4i bồi sông – Chúng có những đặc điểm nh− sau: N−ớc chảy từ các b*i này xảy ra theo toàn tuyến dẫn n−ớc bởi con sông. Những b*i này có bề mặt đôi khi nằm ngang và th−ờng hơi nghiêng về phía lòng sông. 54
55. Những b4i lầy thềm sông . khác với b*i lầy b*i bồi là, do thế nằm so với mực n−ớc trong sông cao hơn, chúng không bị ngập n−ớc sông định kỳ trong mùa n−ớc đầy và lũ. Với thềm sông bằng và rộng, những b*i lầy này có thể nằm ngang. Trong một số tr−ờng hợp khác chúng nằm ổ trên các s−ờn thềm thoải bằng và cả trong những vùng trũng, chỗ thấp ở chân s−ờn dốc của thềm nằm trên. Trong tr−ờng hợp cuối những b*i lầy thềm sông gọi là những b*i lầy ven thềm. Những b4i lầy sông sót . Th−ờng chiếm diện tích nhỏ. Chúng phân bố trên thềm cổ, trên b*i bồi cũng nh− trong các sông sót của thềm hiện đại, đại diện cho những cấu tạo trẻ hơn kiểu bể chứa n−ớc hoá lầy. III.1.3. Những đặc điểm cấu tạo hình thái của đầm lầy . Đầm lầy là cấu tạo tự nhiên phức tạp. Để có thể nghiên cứu những tính chất vật lý và đặc điểm chế độ thuỷ văn của các b*i lầy khác nhau, cần nêu lên những thành phần cơ bản t−ơng đối đồng nhất mà từ những thành phần này tạo thành những dạng đầm lầy phức tạp trong các b−ớc tiếp sau. Có thể lấy một phần của b*i lầy đồng nhất về đặc điểm lớp phủ thực vật, về địa hình bề mặt và về các tính chất vật lý của các tầng đất bùn ở trên làm cấu tạo đầm lầy đơn giản nhất. Bộ phận b*i lầy cơ bản này gọi là vi cảnh quan đầm lầy. Sự phối hợp của các vi cảnh quan đầm lầy tạo nên b*i lầy đơn giản hoặc trung cảnh quan đầm lầy . Nó xuất hiện từ một nguồn hoá lầy nguyên sinh và phân ra với các b*i lầy khác bởi đất khoáng. Sự phối hợp của các trung cảnh quan đầm lầy hình thành do sự phát triển và hợp lại của những b*i lầy đơn giản, là đại cảnh quan đầm lầy , hoặc b4i lầy phức tạp . Diện tích của các vi cảnh quan đầm lầy thay đổi trong phạm vi rộng, từ vài hecta tới hàng chục, hàng trăm kilômét vuông. Cơ sở của các phân loại vi cảnh quan đầm lầy chủ yếu là những dấu hiệu thực vật. Theo các dấu hiệu này ng−ời ta phân biệt các vi cảnh quan rừng, rừng cỏ, rêu, cây gỗ, cỏ, cỏ rêu, rêu và rêu tổng hợp với sự chi tiết hoá chúng theo thành phần loại thực vật ứng dụng cho lầy thấp (giầu dinh d−ỡng), chuyển tiếp (dinh d−ỡng trung tính) và cao (dinh d−ỡng nghèo). ứng dụng vào đánh giá ché độ thủy văn đầm lầy, đáng chú ý nhất là sự phân chia vi cảnh quan xuất phát từ đánh giá không chỉ lớp vỏ thực vật mà cả địa hình đầm lầy và d−ới thuỷ văn của nó. Cách phân loại vi cảnh quan đầm lầy nh− vậy hiện nay mới chỉ hoàn thiện cho những đầm lầy cao. 55