CHƯƠNG 2
THỦY VĂN
MH 27-01
Giới thiệu:
Thủy Văn là khoa học nghiên cứu về tài nguyên nước. Từ trước đến nay,
chúng ta hiểu thủy văn nghiên cứu nước ở lục địa. Đó là tất cả những gì liên
quan đến nguồn nước mặt và nước ngầm. Chương này cịn giới thiệu đặc tính
vật lý của của nước, đặc tính của mây, mưa và chu trình thủy văn từ đó biết
được mối quan hệ giữa thủy văn với đời sống cây trồng gắn liền với sản xuất
nơng nghiệp.
Mục tiêu:
- Kiến thức: Trình bày được đặc tính vật lý của nước, Lưu vực sơng và chu trình
thuỷ văn.
- Kỹ năng: Xác định được điều kiện thời tiết, thủy văn ảnh hưởng đến cây trồng.
- Năng lực tự chủ và trách nhiệm: Biết được tình hình thủy văn để xây dựng lịch
thời vụ cho cây trồng. Có ý thức học tập, rèn luyện nâng cao trình độ chun
mơn.
1. Đặc tính vật lý của nước
1.1. Cấu trúc nước (Hình 2.1)

Hình 2.1: Sơ đồ cấu trúc phân tử nước

Ta thấy phân tử nước có đặc tính phân cực mạnh. H+ không đối xứng
nhau qua 0. Điều này dẫn đến sự phân bố khơng đều của các điện tích. Những
đặc điểm này làm cho các phân tử nước hợp với nhau tạo thành tổ hợp phân tử.
Nước có cơng thức đơn giản nhất: H20 - gọi là hydơrôn; do 2 phân tử đơn giản

42


hợp thành (H20)2 - hai hydơrôn ; sự tập hợp của 3 phân từ đơn giản (H20)3 – ba

hydorồn. Tỷ lệ, %, các dạng phân tử nước trình bày trong (Bảng 2.1).
Bảng 2.1: Tỷ lệ các dạng phân tử nước, %

Dạng của
các phân
từ nước

Nước
Băng

00C

40C

380C

980C

H20

0

19

20

29

36


(H20)2

41

58

59

50

51

(H20)3

59

23

21

21

13

Ta thấy, trong bằng khơng có phân tử nước đơn giản, ưu thế thuộc về
dạng 3 phân tử; thể lơng thì chủ yếu là dạng 2, 3 phân tử.
1.2. Mật độ và tỷ khối (Hình 2.2)

Hình 2.2: Biểu đồ trạng thái của nước


Mật độ của nước cất ở 4° C được lấy làm đơn vị mật độ, p = 7 g / cm. Đại
lượng m/g gọi là tỷ khối.
Mật độ của nước phụ thuộc vào nhiệt độ của nó, độ khống hố, áp suất,
lượng hạt lơ khoảng từ 0 đến 4° C vì quá trình tạo hydorộn và hai hydon làm
giảm thể tích lấn át q trình tăng khoảng cách giữa các phân tử, ở 4°C hai quá
trình này cân bằng, mật độ cực đại; sau 4°C, quá trình tăng khoảng cách do tăng
nhiệt độ mạnh hơn, thể tích tăng lên làm cho mật độ giảm xuống.
43


1.3. Nhiệt ẩn bốc hơi và nóng chảy
Nhiệt ấn bốc hơi, L, là nhiệt lượng cần thiết để chuyển lg nước từ thể lỏng
sang thể hơi mà không thay đổi nhiệt độ và áp suất khí quyển bình thường. L =
597-0.571. calo / g
Trong đó, t- nhiệt độ của bề mặt bốc hơi.
Nhiệt ấn nóng chảy là nhiệt lượng cần thiết để cho lg tuyết hoặc băng
thành lông ở cùng nhiệt độ. Khi nước thành hơi và băng, tuyết hóa lỏng, năng
lượng phải tiêu hao để thắng sức hút phân tử và phá hủy các tổ hợp 2, 3 phân tử.
Cho nên nhiệt ấn bốc hơi và nóng chảy của nước lớn hơn nhiều của các chất
lỏng khác.
1.4. Tính dẫn điện
Nhiệt dung của nước là lượng calo cần thiết để đốt nóng 1 g nước lên 1
độ, calo/ g. °C. Nước có nhiệt dung lớn nhất, trừ H, và amoniac. Nhờ nhiệt dung
lớn mà sự thay đổi nhiệt độ của nó diễn ra một cách chậm chạp. Hệ số dẫn nhiệt
là dòng nhiệt đi qua tiết diện làm trong thời gian 1 giây khi nhiệt độ thay đổi
1°C trong lớp dày 1cm.
1.5. Độ nhớt. Sức căng mặt ngoài
Độ nhớt của chất lỏng là tính chất chống lại sự chuyển dịch tương đối
giữa các lớp tiếp giáp. Định luật ma sát của Newton là biểu thức toán học của
lực ma sát trong hoặc độ nhớt trong dòng chất lỏng chảy tầng.

- Lực hấp dẫn tác động giữa các phân tử nước gây ra trên bề mặt phân
chia nước - khơng khí – vật rắn, hiện tượng này gọi là sức căng mặt ngoài.
Những phân tử nước trên mặt chịu một sức hút hướng vào trong khối nước lớn
hơn theo hướng của các hạt nước ở thế hơi trong khơng khí.
1.6. Các quy luật chảy tầng, chảy rối
Dịng chảy mà trong đó chất lỏng di chuyển thành từng lớp, khơng có sự
hịa trộn và khơng có các xung động (nghĩa là thay đổi vận tốc và áp suất nhanh
và hỗn loạn).
Dòng chảy tầng hiếm gặp trong đời sống, ví dụ như dịng chảy nước ngầm
trong lòng đất, các dạng dòng chảy đối với những chất lỏng có độ nhớt cực cao.
Trong động lực học chất lưu, sự rối loạn của dòng chảy hay dòng chảy
rối là một chế độ dòng chảy đặc trưng bởi những thay đổi hỗn loạn của áp
suất và vận tốc dòng chảy. Ngược lại với dòng chảy tầng, dịng chảy rối liên
quan số Reynolds cao, trong đó lực qn tính lớn hơn nhiều so với lực nhớt.
Trong dịng chảy rối, các xốy rối khơng ổn định xuất hiện với nhiều kích cỡ
44


khác nhau và chúng tương tác với nhau. Lực cản (drag) do ma sát bề mặt lớp
biên tăng lên. Cấu trúc và vị trí tách lớp biên thường xuyên thay đổi, đôi khi dẫn
đến việc giảm lực cản tổng thể. Hiệu ứng này được khai thác trong thiết kế các
tấm lái ngang (spoilers) khí động học trên xe ơ tơ và máy bay. Dòng chảy rối
thường được quan sát thấy trong các hiện tượng hàng ngày như sóng cuộn
(surfing), chuyển động của các đám mây và khói. Hầu hết các dòng chảy xảy ra
trong tự nhiên và trong các ứng dụng kỹ thuật là các dòng chảy rối. Tuy nhiên,
dòng chảy rối từ lâu đã là một thách thức trong phân tích vật lý. Richard
Feynman đã mơ tả nó như là vấn đề quan trọng nhất chưa được giải quyết của
vật lý cổ điển.

Hình 2.3: Dịng chảy tầng (a) và dòng chảy rối (b) trong một lớp phẳng


2. Lưu vực sơng và chu trình thuỷ văn
2.1. Hệ thống sơng ngịi
Một con sơng được hình thành trên một lưu vực xuất phát từ nguồn –
những mạch nước, suối, hồ... cho đến cửa sông nơi đổ nước vào một con sống
khác, hồ hoặc biển, là một hệ thống cần được xem xét nhiều mặt.
Các sống trực tiếp chảy ra biển hoặc vào lịng hồ trong nội địa gọi là sơng
chính. Các sơng chảy vào sơng chính gọi là sơng nhánh cấp I, các sông chảy vào
sông nhánh cấp I gọi là sông nhánh cấp II... Chúng có thể phân bố theo kiểu nan
quạt , hình lơng chim, cành cây, hình song song...(Hình 2.4).

45


Hình 2.4: Các kiểu phân bố của hệ thống sơng
1 - Kiểu nan quạt . 2 – Kiêu lông chim . 3- Kiểu cành cây . 4 – Kiếu song song

Càng về xi lượng nước và kích thước càng tăng, tốc độ trung bình và độ
dốc giảm xuống. Vì vậy, đối với sông lớn người ta thường chia ra thượng lưu,
trung lưu và hạ lưu để thuận tiện hơn trong việc khai thác tiềm năng kinh tế.
Ở phần cuối của hạ lưu, dòng chảy đổ ra biển qua vùng chuyên tiếp chịu
ảnh hưởng của biến, đặc biệt là chế độ triều. Tốc độ dòng chảy giảm xuống, sự
xâm nhập của triều gây ra sự xáo trộn nước ngọt và mặn, độ rộng của sông tăng
mạnh tạo nên kiểu tam giác hay cửa sơng hình phễu.
Trong các loại cửa sơng, diễn biến cửa sông đổ ra biển là phức tạp nhất vì
chịu ảnh hưởng các yếu tố động lực của sơng và biển. Cửa sơng ra biển có 2 loại
chính: kiểu tam giác châu và hình phễu hay loa (Hình 2.5).
46



Hình 2.5: Cửa sơng ra biển
a - Cửa sơng tam giác châu. b - Cửa sơng hình loa
1 – Đoạn gần cửa sông. 2 - Đoạn của sông.
3 – Đoạn ngoài biển. 4 – Bờ biển. 5 – Đường dốc sâu

Đoạn gần cửa sông với ranh giới dưới là nơi sơng bắt đầu phân dịng rẻ,
tác dụng của dịng triều yếu nên nước mặn, bùn cát ở biển không vào tới đây.
Khi triều lên, độ dốc và lưu tốc nhỏ làm bùn cát lắng đọng nhiều. Khi triều rút,
bùn cát này lại bị xói đi. Q trình bồi, xói diễn ra phức tạp. Trong lịng sơng
thường có khối sa bồi, doi cát, bãi cạn,... lịng sơng do bồi sẽ cao dần lên.
Đoạn cửa sơng có ranh giới dưới là mép ngoài của tam giác châu, ranh
giới trên là Fanh giới dưới của đoạn gần cửa sông. Vào mùa lũ, độ dốc mặt nước
lớn, lịng sơng bị xói mạnh nên hình thành các hố sâu; bùn cát xói được mang đi
bơi lăng lại cửa vào tạo thành các bãi chắn cửa và dại cát. Do bãi chắn của dịng
sơng chia làm 2 nhánh. Ở ngoài mồi nhanh lại xuất hiện bãi chắn và dài cái mới.
Cứ như vậy cửa sông không ngừng kéo dài phía biển, phân ra như các nhánh của
cành cây.
Đoạn ngoài biển các diễn biến phụ thuộc vào độ sâu biển. Vùng biển cạn,
ảnh hưởng của sóng và hải lưu yếu, bãi chắn cửa phát triển. Vùng biển sâu, bãi
chắn và doi cát khơng phát triển vì bị sóng và hài lưu mang đi.
2.2. Lưu vực sơng
Lưu vực sơng là diện tích bề mặt hứng nước mưa và tập trung nước cho
sông. Lưu vực của các sông được ngăn cách bởi đường phân nước. Đây là
đường nối liền các điểm cao nhất xung quanh lưu vực. Tại đây nước mưa theo
sườn dốc đi về 2 lưu vực của 2 con sông. Đường phân nước Nguồn sông Sông
47


nhánh cấp II Hợp lau Sơng Điểm thốt nước chính Sơng nhánh cấp 1 (Hình
2.6).


Hình 2.6: Lưu vực sơng

Hình 2.6 giới thiệu lưu vực của sông và đường phân nước của nó. Rõ
ràng, diện tích khống chế bởi đường phân nước là diện tích lưu vực. và được đo
bằng máy đo diện tích trên bản đồ có tỷ lệ lớn 1 : 5000 hoặc 1 : 10000
Lưu vực kín: lưu vực có đường phân chia nước mặt trùng với đường phân
chia nước ngầm, nghĩa là khơng có nước mặt và nước ngầm từ lưu vực khác
chảy đến.
Lưu vực hở: ngược lại, nghĩa là sẽ có lượng nước ngầm từ lưu vực khác
chảy vào và ngược lại.
2.3. Chu trình thủy văn
Nước trong tự nhiên khơng ngừng tuần hồn do tác dụng của năng lượng
mặt trời và trọng lực trái đất. Nước trên mặt biển, đại dương, trên mặt sông, hồ ở
mặt đất và từ trong sinh vật được mặt trời đốt nóng, khơng ngừng bốc hơi và
phát tán vào khí quyển. Hơi nước trong khí quyển tập trung thànhcác khối mây.
Khi gặp lạnh, hơi nước ngưng tụ thành mưa rơi xuống mặt biển, đại dương và
mặt đất. Một phần nước mưa bốc hơi trở lại khí quyển, một phần thấm xuống
đất thành dịng chảy ngầm rồi đổ ra sơng biển, một phần khác chảy tràn trên mặt
đất theo trọng lực rồi đổ ra sơng, biển. Cứ như thế, nưóc từ trái đất bay vào khí
quyển, rồi từ hí quyển đổ vào đất lại tạo ra một chu trình khép kín, hình thành
vịng tuần hồn nước trong thiên nhiên, ta gọi đó là chu trình thủy văn
48


(hydrological cycle). Chu trình thủy văn được minh họa ở hình 2.7 và hình2.8.
Hầu hết các loại nước đều tham gia vào vịng tuần hồn, chỉ trừ các loại nước ở
trạng thái liên kết hóa học trong các tinh thể khoáng vật, nước nằm trong các
tầng sâu của trái đoất và nước ở trong các núi băng vĩnh cửu ở 2 cực.


Hình 2.7: Minh họa chu trình thủy văn trên trái đất

49


Hình 2.8: Sơ đồ hệ thống của chu trình thủy văn

2.4. Thuỷ triều
Định nghĩa thuỷ triều
Mực nước biển lên xuống theo một chu kỳ nhất định gọi là thủy triều
(tide). Nói cách khác, thủy triều là hiện tượng chuyển động của nước biển dưới
tác động của các lực gây ra bởi mặt trăng, mặt trời và các hành tinh khác lên các
chất điểm nước của đại dương. Nói chung, trong một ngày đêm, thường có 2 lần
triều lên và 2 lần triều xuống (một lần vào ban ngày, một lần vào ban đêm), có 2
đỉnh và 2 chân khác nhau (Hình 2.9).

50


H (m)

Đỉnh triều cao

.

Đỉnh triều thấp

Sóng triều

Biên độ

triều (lớn)

Biên độ triều (nhỏ)
T (ngày)

Chu kỳ
triều
Chân triều cao
Chân triều thấp
1 ngày mặt trăng

Hình 2.9: Diễn biến một con triều trong một ngày

Đối với mỗi con triều, khi mực nước triều lên gọi là triều dâng (the rising
tide), dâng đến mức cao nhất gọi là đỉnh triều. Khi mực nước triều xuống gọi là
triều rút (the flowing-out tide), rút đến mức thấp nhất gọi là chân triều. Đối với
2 con triều trong 1 ngày, đỉnh tương đối cao gọi là đỉnh triều cao, đỉnh thấp hơn
gọi là đỉnh triều thấp. Tương tự, ta cũng có chân triều cao và chân triều thấp.
Chênh lệch mực nước giữa đỉnh triều và chân triều kế tiếp gọi là biên độ
triều (tidal amplitude). Người ta cũng phân biệt biên độ triều lớn (chỉ khoảng
cách giữa mực nước cao nhất và thấp nhất), tương tự là biên độ triều nhỏ.
Khoảng cách về thời gian giữa 2 đỉnh (hoặc 2 chân) liền nhau gọi là chu kỳ triều
(tidal cycle).
Trong 1 tháng có 2 thời kỳ triều lớn, mỗi thời kỳ từ 3 - 5 ngày, triều lên
xuống rất mạnh (lên rất cao, xuống rất thấp), gọi là kỳ triều cường, và 2 thời kỳ
triều bé lên xuống rất yếu, gọi là kỳ triều kém (Hình 2.10).

51



Hình 2.10: Diễn biến thay đổi mực nước triều tháng
(triều Biển Đông tháng 1/1982)

Phân loại thuỷ triều
Dựa vào chu kỳ triều, người ta phân thủy triều trên thế giới thành 4 loại:
+ Bán nhật triều đều
Bán nhật triều đều (regular semidiurnal tide) là hiện tượng xảy ra trong
một ngày mặt trăng (24h48') có 2 lần triều lên và 2 lần triều xuống. Đỉnh và
chân trong 2 lần xấp xỉ bằng nhau, chu kỳ triều gần bằng 12h24' (Hình 2.11).
Dạng triều này xuất hiện ở khắp Đại Tây Dương. Ở Việt Nam, cửa biển Thuận
An, Huế có loại thủy triều này. Vùng biển Banboa, Panama là nơi điển hình cho
loại triều này.

H (m)

Đỉnh triều
t (h)
12 h 24'
Chân triều
24 h 48'
Hình 2.11: Bán nhật triều đều

+ Bán nhật triều không đều
52


Bán nhật triều không đều (irregular semidiurnal tide) là hiện tượng xảy ra
trong 1 ngày mặt trăng, cũng có 2 lần triều lên và 2 lần triều xuống, nhưng đỉnh
và chân triều trong 2 lần đó khác nhau. Dạng triều này có nhiều nơi thuộc Ấn
Độ Dương và Thái Bình Dương. Vùng biển Vũng Tàu thuộc dạng bán nhật triều

này.
+ Nhật triều đều
Nhật triều đều (regular diurnal tide) là hiện tượng xảy ra trong 1 ngày
mặt trăng chỉ có 1 lần triều lên và 1 lần triều xuống, chu kỳ triều xấp xỉ bằng 24
h 48' (Hình 2.12). Dạng triều này có trong một số ít biển chủ yếu thuộc Thái
Bình Dương. Ở Việt Nam, vùng biển Hịn Dáu, Hải Phòng dạng triều này. Vùng
biển nước Úc là nơi đặc trưng cho loại nhật triều đều.

H (m)
Đỉ nh triều
t (h)
12 h 24'

Chân triều
24 h 48'
Hình 2.12: Nhật triều đều

+ Nhật triều không đều
Nhật triều không đều (irregular diurnal tide) là hiện tượng trong 1 ngày
mặt trăng có 1 lần triều lên và 1 lần triều xuống, nhưng trong thời gian nửa
tháng số ngày xuất hiện nhật triều không quá 7 ngày, các ngày cịn lại xuất hiện
bán nhật triều (Hình 2.13). Loại triều này có ở nhiều nơi thuộc Thái Bình
Dương. Ở biển Việt Nam, vùng Cửa Hội, Qui Nhơn, vùng biển Hà Tiên là nhật
triều không đều. Vùng biển cảng Đà Nẳng, có chế độ nhật triều

53


Hình 2.13: Triều ở Biển Tây vùng ĐBSCL là dạng nhật triều không đều


Hai loại triều dưới gọi chung là là triều hỗn hợp (mixed tide) hay tạp
triều. Vùng biển Hà Tiên cũng là một nơi mang tính chất triều hỗn hợp.
Chế độ thủy triều rất phức tạp, không thể hoàn toàn giống nhau cho dù
trên cùng một vùng biển. Bảng 2.2 dưới đây cho thấy, dọc theo bờ biển Đông
của Việt Nam, chế độ thủy triều khá khác xa nhau.
Bảng 2.2: Thủy triều ở một số cảng chính ở Việt Nam

TT

1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13

Cảng

Cửa Ơng
Hải Phịng
Đồ
Sơn
Vinh

Đà Nẳng
Qui Nhơn
Nha Trang
Cam Ranh
Cà Ná
Sài Gịn
Vũng Tàu
Hà
Tiên
Cơn Sơn

Mực nước Độ lớn thủy triều
Chế độ triều
trung bình
trung bnh kỳ nước
(m)
cường
(m)
Nhật triều đều
2,19
3,0
Nhật triều đều
2,00
3,1
Nhật triều đều
1,90
3,0
Nhật triều không đều
1,71
2,5

Nhật triều không đều
0,90
1,0
Nhật triều không đều
1,24
1,4
Nhật triều không đều
1,30
1,4
Nhật triều không đều
1,24
1,5
Nhật triều không đều
1,00
1,6
Bán nhật triều không
3,0
đều
2,42
3,3
Bán nhật triều không
0,8
đều
2,28
3,3
Nhật triều không đều
Nhật triều không đều

54



+ Nguyên nhân gây ra thuỷ triều
Mặt trăng và mặt trời tác dụng tương hỗ với trái đất và gây ra lực tạo triều. Do
mặt trăng ở gần trái đất hơn nên lực tạo triều của mặt trăng lớn hơn 2,17 lần lực
tạo triều của mặt trời, mặt dầu mặt trời có khối lượng lớn hơn nhiều (Hình 2.14).
Nước kém
Nước lớn

Trái đất

Mặt trăng
(trăng tròn)
TRIỀU CƯỜNG
Mặt trời

Mặt trăng (bán nguyệt)
Nước lớn
Nước kém

Trái đất
TRIỀU KÉM
Mặt trời
Hình 52.14: Lực hút tương hỗ của mặt trăng và mặt trời tạo nên sự
thay đổi mực nước triều

Theo luật vạn vật hấp dẫn, lực hút của mặt trăng đối với 1 đơn vị khối lượng
chất điểm nước bằng:
FP = G. RM2
Trong đó: G : là hằng số hấp dẫn
M : khối lượng mặt trăng

R : khoảng cách từ mặt trăng đến chất điểm nước

55


Thủy triều trên thực tế là tổng hợp của lực tạo thủy triều mặt trăng và thủy
triều mặt trời. Thêm vào đó các điều kiện vật lý như địa hình đáy, đường bờ, ma
sát dòng chảy v.v.... còn tác dụng làm cho hiện tượng thủy triều biến dạng và
phức tạp hơn. Do phân tích chuyển động của hệ thống mặt trăng - trái đất, một
chất điểm nước trên trái đất sẽ chịu tác dụng của 4 lực:
1.

Lực hấp dẫn của mặt trăng;

2.

Lực hấp dẫn về tâm trái đất (trọng lực);

3.

Lực ly tâm do trái đất quay chung quanh trọng tâm chung;

4.

Lực ly tâm do trái đất tự quay quanh trục của nó.

Trong đó, lực (2) và (4) có hướng và độ lớn tác dụng đối với mỗi điểm cụ
thể trên trái đất đều không đổi, nên không ảnh hưởng đến thủy triều. Còn lại lực
(1) và (3) là 2 lực gây ra thủy triều.
3. Nước dưới đất

3.1. Cơ chế xâm nhập của nước vào đất
Mưa xuống, trước hết, đọng lại trên thảm thực vật rồi rơi xuống đất và
thấm xuống các lớp sâu bên dưới. Nước mưa thấm vào đất nhiều hay ít phụ
thuộc vào rất nhiều yêu tố: cường độ và lượng mư, độ che phủ mặt đất, độ rộng
của đất, ẩm độ đất, cấu trúc dát... Những đặc trưng định lượng của thấm là:
Cường độ thấm hay tốc độ thấm là lượng nước thấm tính bằng mm qua 1 don vi
diện tích đất đá trong 1 đơn vị thời gian. Tốc độ thấm ướt trung bình là tỷ số
giữa độ sâu cực đại Zar ở đó vào thời điểm cho biết do thấm mà ẩm độ của đất
thay đổi và thời gian t tính từ khi nước chảy tới mặt đất cho đến khi độ ẩm ở
Zman bắt đầu thay đổi 2 mun 1. Tốc độ chuyển động thực của ranh giới thấm
ướt ở thời điểm c bằng đạo hàm của độ sâu thẩm thấu S theo thời gian: ds V =
dz
Tốc độ thấm của một số loại đất được trình bày trong Bảng 6 dưới đây.
Loại đất Cát Cát pha Sét pha Tốc độ thấm, mm / phút 3.00 - 3.40 1.50 –
3.00 0.66 – 1.50 0.06 -0.70 Sét
Nguồn: Sổ tay kỹ thuật thủy lợi.
Thấm tự do là sự chuyển động của nước quanh các hạt đất đá mà không
lấp đầy các lỗ hổng. Sự chuyển dịch của nước xuống những lớp đất sâu và tới
mực nước ngầm nhờ thấm tự do. Thấm tự do có thể thấy ở giai đoạn xâm nhập
đầu tiên của nước vào đất khi nước chưa lấp đầy các lỗ hổng trong đất. Cơ chế
xâm nhập của nước vào đất nhờ tác động của những lực sau: Trọng lực của cột
nước S, Lực hút của mặt lõm mao quản đo bằng chiều cao thấm nước mao quản
56


H. Áp lực của lớp nước trên mặt h, Chênh lệch áp lực khơng khí trong đất P và
áp lực khí quyển P, hình thành ở mặt dưới của lớp nước thấm, P - P.
Tất cả các lực nêu trên biểu thị bằng độ cao cột nước tỷ lệ với áp lực thủy
tĩnh tạo nên P. umim S iP + HS


Hình 2.15: Các lực tác động lên nước thấm vào đất

3.2. Vị thế của nước ngầm
Hinh 2.16 cho biết một cách tổng quát sự phân bố các tầng nước ngầm và
các vị trí khai thác nước ngầm có áp tự phun hoặc khơng.

Hình 2.16: Sơ đồ phân bố nước ngầm

Trong một số trường hợp nước ngầm hình thành và ở những vị trí khá dặt
biệt (Hình 2.17).

57


Hình 2.17: Một số dạng đặc biệt của nước ngầm

3.3. Sự tác động qua lại giữa nước mặt và nước ngầm
Nước ngâm và nước mặt gắn với nhau chặt chẽ. Dòng chảy mặt ảnh
hưởng mạnh mẽ đến nước ngầm ở các vùng ven sông, ngược lại, nước ngầm bổ
sung cho dòng chảy māt. Sự trao đổi giữa nước mặt và nước ngầm phụ thuộc
vào sự thay đổi mực nước của dòng mặt và dòng ngầm, điều kiện địa chất thuỷ
văn và địa hình địa mạo của địa phương. Nhung sống có lượng nước chảy mạnh
lịng sơng bị bào mịn rất sâu, mực nước ngầm thường cao hơn mực nước sông
nên ln chảy vào sơng, do đó sau khi tạnh mưa rất lâu ở sơng vẫn có dịng
chảy. Ở những sơng suối nhỏ thường nông, đáy sông cao hơn mực nước ngầm
nên không được bổ sung nước thường xuyên, sau khi mưa tạnh một Trong mùa
khô nước ngầm là nguồn bổ sung chủ yếu cho dịng chảy ở sống. Vì lượng nước
ngầm trừ trong lưu vực rất lớn nên dòng chảy ngầm tương đối ổn định và không
dao độntg nhiều như dịng chảy mặt. Hình 36 mơ tả sự liên hệ giữa nước mặt và
nước ngầm (Hình 2.18).


58


Hình 2.18: Tương quan giữa nước ngầm và nước mặt
1 – Lớp giữ nước . 2 – Tầng chứa nước.
a - Hướng về sông. b – Hướng từ sông. C- Không liên hệ thủy lực.
d - Liên hệ thủy lực trong dãi hẹp ven bờ

Không phải tất cả nước ngầm đều chảy vào sơng, trong q trình vận
động có một phần nước bị rễ cây ăn sâu dưới đất hút mất, một phần do hiện
tượng mao dẫn hút nước lên mặt đất rồi bốc hơi. Ngồi ra cũng có một phần
chảy sang khu vực khác.
3.4. Đặc tính lý hóa của nước ngầm
Trong quá trình ngấm qua các lớp đất đá, phản ứng hố học có thể xảy ra
với các chất có trong đất. CO, và các axit hữu cơ do các vi sinh vật tiết ra làm
tăng hoạt tính hố học của nước, làm cho nó có thể tác dụng với nhiều loại đất,
đá và khoáng chất khác nhau. Sự biến đổi của các loại đất, đá và khoáng vật
dưới tác dụng của nước, khơng khí và các yếu tố bên ngồi khác gọi là sự phong
hố. Hiện tượng này chịu ảnh hưởng khá mạnh của axit. Như vậy, sự tiêu thụ
axit trong phong hoá làm nước ngầm giàu cation. silic dưới dạng hoà tan, H, SiO
và bicacbonat. Nước ngầm chứa các sunphat tan thường có nguồn gốc từ muối
dễ tan có sẵn trong đất và từ phản ứng oxy hoá các
4FeS2 + 15O2 + 8H20 = 2Fe2O3 + 8SO42- + 16H+
59


* Mức độ phổ biến của một nguyên tốt trong nước ngầm phụ thuộc vào bán
kính, r, và điện tích, Z, của cation. Các cation có lớn và điện tích nhỏ thường có
mặt trong nước, như K, Cat. Các ion nhỏ với điện tích cao thường kết hợp với

oxy tạo thành các anion bền vững , SO2. Các cation có I và điện tích trung gian
hồ tan ít, Al3+, Fe3+. Đối với ngun tố có nhiều trạng thái oxy hố, vì trong
nước ngầm khơng có oxy tự do, thì dạng có số oxy hố thấp dễ hồ tan hơn. Ví
dụ, Fe. Nước khống là một dạng của nước ngầm. Nó có nguồn gốc nguyên
sinh, được sinh ra từ lớp Mani, chứa nhiều khống chất và có CO, cao. Hoặc có
nguồn gốc từ sự phân huy các chất hữu cơ như than bùn . Đơi khi các khí bốc
lên rồi hồ tan vào dòng nước đang vận chuyển tạo thành nước khống có chứa
các chất khí hồ tan. Mặt khác, nó có thể từ nguồn gốc biến chất động lực – sự
chuyển động mãnh liệt của vỏ trái đất tạo ra sự đứt gãy, vỡ vụn... làm cho đất
đá bị biến chất, hoặc nhiệt động – chuyển động của nham thạch. Trong một số
trường hợp nó cũng có nguồn gốc cấp là nước mưa hoặc nguồn bù cấp trên mặt
được hoà tan các chất khống trong q trình vận chuyển. Vì vậy, nước khống
có miền cấp, miền thốt và cũng biến thiên theo mùa... Nước khống có thể
được phân biệt thành nước khoáng nhiệt, t > 37°C, và nước khoáng lạnh, <
37°C.
4. Kiến tập tại trạm đo của đài khí tượng thủy văn Đồng Tháp
Tham quan đài khí tượng thủy văn của tỉnh Đồng Tháp.
CÂU HỎI ÔN TẬP, ĐÁNH GIÁ
1. Bão là gì? ngun nhân sinh ra bão?
2. Có bao nhiêu loại sương?
3. Có bao nhiêu loại mây?
4. Ý nghĩa của nước đối với cây trồng.

60


TÀI LIỆU THAM KHẢO
1. Đặng thị Hồng Thủy (2003), Khì tượng nông nghiệp, nxb Đại học quốc gia
Hà Nội.
2. Lê ANH Tuấn (2008), Thủy văn môi trường, nxb Đại học Cần Thơ.

3. Vũ Văn Năm (2010), Giáo trình khì tượng thủy văn, nxb Đại học Cần Thơ.

61