39
Chương 2
SÔNG NGÒI VÀ TÀI NGUYÊN NƯỚC SÔNG
2.1 Tổng quan
Sông ngòi là mạng lưới địa hình trũng chứa nước chảy thường xuyên. Đa phần hệ thống
sông có lưu thông với biển. Sườn lục địa đổ vào Thái Bình Dương có các sông lớn như Amua,
Dương Tử, Hoàng Hà, Trường Giang, sườn đổ vào Đại Tây Dương và Bắc Băng Dương có
các sông lớn như Amazôn, Enhixây, Lêna. Phần đất liền, diện tích 29.000.000km
2
, không có
sông lưu thông với đại dương, bao gồm cả lưu vực Caxpiên, Aran, Baican, sa mạc Sahara,
Arabi, trung tâm châu Úc…, chỉ sinh ra lượng dòng chảy <2% tổng lượng dòng chảy lục địa.
Lượng nước sông rất nhỏ so với tổng lượng nước Trái Đất nói chung (0,0001%) và lượng
nước ngọt nói riêng (0,005%), chỉ có 1.700km
3
, chu kì phục hồi ngắn (bảng 1.2). Đây là
nguồn tài nguyên nước có giá trị sử dụng cao nhất vì nó phân bố rộng, khả năng tái tạo lớn,
thuận lợi cho áp dụng các giải pháp kỹ thuật.
Phần bề mặt hứng nước cấp cho sông gọi là lưu vực hay bồn thu nước, gồm có bồn thu
nước mặt và bồn thu nước dưới đất. Đường phân nước của một lưu vực là đường bao quanh
và ngăn cách nó với các lưu vực lân cận. Đường phân nước mặt và đường phân nước ngầm
trùng nhau sẽ tạo thành một lưu vực kín. Trong vùng núi cao, đường phân nước đi qua các
điểm cao nhất theo hướng dốc chung của địa hình. Trong vùng đồng bằng châu thổ, ranh giới
giữa hai lưu vực thường là một miền trũng, do quá trình hình thành châu thổ bắt đầu từ bờ
sông trong những thời kỳ nước lũ tràn bờ. Phù sa mùa lũ thường có thành phần cơ giới đa
dạng, các hạt lớn sẽ lắng ngay khi lũ tràn bờ, tạo thành một gờ cao dọc hai bờ. Các hạt còn lại
lắng dần trong quá trình nước lũ đi xa khỏi bờ, nghĩa là càng xa bờ, cơ hội được bồi lắng nâng
cao địa hình càng kém đi, vật chất bồi tụ càng mịn hơn.
Đường phân nước lưu vực có thể không trùng với các biên giới hành chính; Có trường
hợp, biên giới hành chính lại là một con sông. Trên thế giới hiện có trên 200 sông đa quốc

dốc hay đảo ngược. Mạng sông hình lưới điển hình cho các đồng bằng châu thổ và những bãi
thủy triều. Mạng sông dạng tỏa tia hoặc hướng tâm thường chỉ gặp ở những khu vực có cấu
tạo địa chất kiểu khối nâng dạng vòm và chóp núi lửa hoặc mỏ muối.
Những con sông lớn có sự phân hoá rõ nét theo đặc điểm tự nhiên và điều kiện sử dụng
thành thượng, trung, hạ lưu và phần lưu vực tương ứng với chúng gọi là thượng, trung, hạ du.
Thượng lưu chảy trong vùng núi đá rắn khó xâm thực thường có dạng uốn khúc sơn văn
tương đối ổn định, với các khúc uốn nương theo đáy thung lũng núi, sông có độ dốc lớn, lòng
sông khúc khuỷu, nước chảy xiết, nhiều thác ghềnh. Trong vùng đất đá dễ xâm thực, mạng
lưới và lòng sông là sản phẩm của quá trình tương tác dòng nước lòng sông rõ nét, với những
vách thung lũng cắt sâu qua các bề mặt cao, hoặc các khúc uốn thuỷ văn có độ ổn định kém
hơn, dễ biến đổi, dịch chuyển ở đồng bằng. Hạ lưu sông chảy êm đềm, lòng sông mở rộng,
uốn khúc mạnh trong những đồng bằng bằng phẳng, vốn được bồi tụ, nâng cao nhờ vật chất
xâm thực bóc mòn từ vùng cao của địa hình trong suốt lịch sử dòng sông.
Bảng 2.1.
Đặc điểm một số sông lớn trên thế giới
Stt Tên sông
Chiều dài
km
Diện tích
lưu vực
10
3
km
2
Tổng dòng
chảy năm
km
3
Lưu lượng
trung bình

5.471 5.969

4.183
4.312
6.669
4.827
7.000
3.670
2.000
1.940
936
2.580
3.275
3.000
810
2.490

6.930
1.350
1.200
693
630
624
599
599
551
536

đây có thể thấy chiều rộng sông chảy trong thung lũng đồng bằng thường rất lớn so với độ sâu và tỷ lệ giữa
độ rộng, độ sâu là ổn định trong các vùng có điều kiện hình thành tương tác dòng nước lòng sông ổn định.
Độ uốn khúc lòng sông là tỷ số khoảng cách giữa nguồn và cửa sông tính theo đường nước chảy và
đường thẳng, đặc trưng mức độ phát triển lòng sông trên mặt bằng.
Mật độ lưới sông là tỷ số giữa độ dài toàn bộ lưới sông trên diện tích đã cho, đặc trưng cho mức độ phát
triển của hệ thống. Nghịch đảo giá trị mật độ lưới sông biểu thị khoảng cách trung bình giữa hai dòng nước.
Lượng nước mặt càng dồi dào thì tiềm năng phát triển mạng lưới sông càng lớn, mật độ lưới sông càng
lớn, dễ dàng hơn cho đối tượng dùng nước tiếp cận với nguồn cấp.
Diện tích lưu vực đặc trưng cho khả năng tiếp nhận nước mưa của sông. Trong cùng một vùng khí hậu địa
lý, diện tích lưu vực càng lớn, lưu lượng nước trong sông càng lớn. Các sông lớn có lượng dòng chảy
nhiều, động năng lớn, nên có khả năng cắt xẻ sâu vào các tầng nước dưới đất, nhờ đó chế độ dòng chảy
ổn định hơn, mùa kiệt nhiều nước hơn.
Mặt cắt dọc sông là đường cong thể hiện sự thay đổi độ cao đáy và mặt nước sông từ nguồn đến cửa, đặc
trưng cho sự thay đổi độ dốc dọc sông, biểu thị độ sâu dòng nước và gián tiếp biểu thị động năng.
Đường cong cao đạc là đồ thị biểu diễn tỷ lệ phần trăm diện tích lưu vực phân bố không thấp hơn một cao
độ nhất định. Càng lên cao mưa càng tăng và nhiệt độ càng giảm khả năng sinh dòng chảy càng lớn, đồng
thời điều kiện chảy tập trung trên các vùng cao thường thuận lợi, nên phân bố diện tích theo độ cao có
ý nghĩa đáng kể trong nghiên cứu sự hình thành và kiểm soát lũ.
Địa hình ven thung lũng sông thường có dạng bậc thềm Chúng là dấu tích của các đồng
bằng châu thổ cổ ứng với những mốc xâm thực sâu nhất định (cao độ cửa sông). Mỗi lần mốc
xâm thực, hoặc cao độ châu thổ thay đổi nâng lên hay hạ xuống, dòng chảy lại tạo cho mình
một thềm sông mới. Đồng bằng châu thổ hiện đại gọi là thềm sông bậc 1. Một số thềm sông
cổ có thể tồn tại tương đối ổn định, rất dễ nhận thấy, nhưng một số thềm sông khác lại bị xâm
thực phá huỷ thành những ngọn đồi riêng lẻ, tạo thành dải đồi chạy song song với thung lũng
sông. Sông Hồng nói chung có ít nhất là 3 bậc thềm sông như thế ở các độ cao tương đối 25 -
30m, 60 - 75m và 100 - 125m, là minh chứng rõ rệt cho việc toàn vùng đang được nâng lên và
sức công phá mãnh liệt của dòng sông giàu nước này.
Cửa sông là nơi kết thúc một dòng sông. Nó có thể là một con sông, sông ngầm, hồ, biển,
đại dương. Sông có thể phân làm nhiều nhánh trước khi ra tới biển, và do đó có nhiều cửa
sông. Trong trường hợp đó cửa chính của sông là cửa tiêu thoát lượng nước lớn nhất. Một số

có năng lượng sóng yếu, trầm tích hạt mịn trên bãi triều lầy và nước mặn thường xuyên xâm
nhập. Cửa sông có quá trình sông chiếm ưu thế chỉ đáp ứng được hai điều kiện đầu về trầm
tích và năng lượng sóng, nên rừng ngập mặn chỉ có rất ít ở các rìa cửa sông giáp biển. Cửa
sông có sóng chiếm ưu thế thì tác động của sóng mạnh nên rừng ngập mặn không nhiều, phân
bố ở rìa các đầm phá. Trên thế giới, rừng ngập mặn chỉ phát triển ở dải bờ nhiệt đới.
2.2 Chế độ nước sông
Chế độ nước là tập hợp các thông tin có hệ thống về mức độ biến động của các đặc trưng
mực nước, lưu lượng, nhiệt độ theo thời gian. Nghiên cứu chế độ nước cho phép xác định
khả năng tiếp cận sử dụng cũng như những bất lợi gây nên bởi các yếu tố hình thành khác
nhau.
Mực nước sông biến động thường xuyên theo thời gian dưới tác động của hàng loạt yếu
tố sau:
Thay đổi lượng nước sông do mưa, nước ngầm, cấp xả nhân tạo, sự cố công trình
Thay đổi hình dạng, kích thước mặt cắt hoạt động của sông do nâng hạ đáy sông, xói lở
bờ, chướng ngại trong dòng chảy gây nên bởi thực vật, công trình nhân tạo.
Ảnh hưởng của gió, thuỷ triều, biến động chế độ nước sông nhập lưu hoặc phân lưu.
Mỗi yếu tố trên lại là kết quả của tổ hợp hàng loạt các yếu tố tự nhiên và nhân tạo khác
nhau, có đặc tính biến động mang tính ngẫu nhiên hoặc chu kì. Sự thay đổi mực nước sông do
tuần hoàn tự nhiên mang tính chu kì và ổn định hơn cả. Thuỷ triều gây nên sự biến động mực
nước với biên độ tới vài mét, theo chế độ nhật triều hoặc bán nhật triều, nên một mặt nó làm
cho nước mặn xâm nhập sâu vào đất liền, tạo ra một vùng nước lợ cửa sông có đặc tính thuỷ
văn và sinh thái hoàn toàn khác biệt với các vùng còn lại, mặt khác nó cản trở sự tiêu thoát
nước ngọt của sông ra biển, làm tăng tính tai biến của lũ lụt.
Lưu lượng nước sông có quan hệ gần tuyến tính với mực nước sông trong cùng tuyến, với
mức tuyến tính và độ ổn định tuỳ thuộc vào độ ổn định của lòng sông và đặc điểm quá trình lũ
trong sông. Đồ thị quan hệ mực nước - lưu lượng tại một tuyến sông có dạng gần tuyến tính
(vòng dây hẹp), tương đối ổn định và là một công cụ quan trọng trong việc tính toán lưu
lượng nước, dự báo dòng chảy.
Lưu lượng (mực nước) sông tuyến trên có quan hệ tương ứng với lưu lượng (mực nước)
sông tuyến dưới. Đồ thị quan hệ này khá ổn định theo thời gian khi các đặc trưng hình thái

Khả năng mang của dòng nước trên sườn dốc và trong lưới sông, phụ thuộc vào lưu
lượng và tốc độ.
Khả năng cấp phù sa cho sông từ sườn dốc và bờ đáy.
Phần lớn lượng phù sa trong sông tập trung vào thời kỳ nước lũ, khi nguồn nước mặt
cung cấp cho sông dồi dào. Thượng lưu thường vừa là vùng sinh thuỷ lớn, vừa có độ dốc lớn,
nên quá trình phá huỷ sinh phù sa và chuyển tải đi xa có xu thế trội hơn quá trình lắng đọng,
do đó dòng chảy thường có lượng phù sa lớn, với thành phần bao gồm cả các hạt kích thước
lớn và nhỏ. Vùng hạ lưu độ dốc nhỏ, nước chảy hiền hoà, quá trình lắng đọng phù sa có xu thế
trội hơn, nên lượng phù sa thường ít hơn và thành phần chủ yếu là các hạt kích thước không lớn,
dễ lơ lửng.
Phù sa sông là nguồn cấp nguyên liệu cho quá trình lắng đọng thành tạo, nâng cao các
vùng đồng bằng, là nguồn dinh dưỡng quý cho cây trồng và có ý nghĩa tích cực đối với sự
thành tạo đất thổ nhưỡng. Tuy nhiên phù sa lớn là một bất lợi cho sử dụng trong sinh hoạt,
gây bồi lắng hệ thống thuỷ nông, là cơ sở cho sự thành tạo bãi bồi, đảo trong sông, cửa sông
tam giác châu và lục địa lấn biển. Nơi sông đổ vào biển hình thành vùng chuyển tiếp với tốc
độ dòng giảm và thay đổi mạnh theo mức thuỷ triều, xáo trộn nước sông - biển diễn ra mạnh
mẽ, tạo cơ chế thuận lợi cho sự lắng đọng phù sa, hình thành cửa sông mở rộng và có nhiều
chi lưu. Sông càng ít phù sa, dạng tam giác châu biểu hiện càng yếu. Triều lên xuống và các
dòng biển gây khó khăn cho quá trình này và khi vai trò của các quá trình biển trội hơn sẽ dẫn 44
đến việc sông chỉ đổ ra biển theo một lòng sông rộng, hình thành họng sông hoặc là cửa sông
hình phễu.
Các chất hữu cơ tồn tại trong nước dưới dạng tan, keo hoặc lơ lửng. Dưới tác động của
các yếu tố vật lý, hoá và sinh học, chúng sẽ chuyển từ dạng nọ sang dạng kia. Trong nước
sông tự nhiên, chất hữu cơ thường chiếm 55% tổng chất rắn, 75% tổng chất rắn lơ lửng và
45% tổng chất rắn hoà tan.
Trong nước sông pH dao động từ 6,5 - 8,5.
Hầu hết các chất khí đều có thể hoà tan hoặc phản ứng với nước, trừ mê tan. Nồng độ ôxy

kinh tuyến có chế độ nhiệt phân hoá theo chiều dài sông rõ rệt nhất và đi kèm với nó là một số
hiện tượng tự nhiên đặc thù có tính tai biến cao.
Hệ sinh thái sông ngòi thuộc hệ nước chảy với đặc trưng quan trọng là sự phát triển đa
dạng của động vật bơi và nghèo nàn hệ thực vật cũng như động vật đáy. Các loài sinh vật chủ
yếu là vi khuẩn, nấm, siêu vi trùng, rong tảo, động thực vật phù du, lục bình, động vật đa bào,
có xương sống và nhuyễn thể. Thành phần và mật độ các loài phụ thuộc chặt chẽ vào chế độ
động lực, thuỷ văn, địa hình, địa mạo và thành phần hoá học của nước. Vùng nước lợ cửa
sông là nơi có hệ sinh thái đa dạng và năng suất cao, có giá trị khai thác về mặt kinh tế và đời
sống. Một số loài cá có nhu cầu về chế độ động lực khác nhau trong mỗi giai đoạn sinh
trưởng có nhu cầu di chuyển xuôi ngược dòng theo thời gian, nên cần sự thông thương dòng
chảy trên toàn tuyến sông, mâu thuẫn với nhu cầu của một số ngành dùng nước khác.
2.3 Năng lượng dòng nước
Năng lượng của dòng nước trong các sông đổ ra biển được tính bằng công thức sau:
N = g . H.Q (2.1) 45
trong đó: g - gia tốc trọng trường, Q- lưu lượng; H- cao độ tuyệt đối nguồn sông; h -
độ sâu trung bình mặt cắt ngang; B - chiều rộng mặt cắt ngang; i- độ dốc; R- bán kính
thuỷ lực; C- hệ số Sêzi
Năng lượng dòng nước của một đoạn sông bất kỳ được tính bằng công thức
N = g . Q . ÄH (2.2)
trong đó: ÄH- chênh lệch cao độ đầu và cuối đoạn sông
Năng lượng dòng nước là sản phẩm của quá trình tuần hoàn nước dưới tác dụng của bức
xạ Mặt Trời. Năng lượng dòng nước lớn khi lưu lượng lớn (đặc biệt là khi vận tốc dòng chảy
và độ sâu nước chảy lớn), độ dốc dòng chảy lớn, độ cao cột nước dịch chuyển lớn. Năng
lượng dòng nước lớn nhất tập trung ở vùng thượng lưu sông, nơi nước chảy xiết, sông nhiều
ghềnh thác.
Năng lượng nước tiêu hao vào ba quá trình cơ bản sau:
Thắng sức cản chuyển động do ma sát ngoài và ma sát trong của dòng nước.

46
sẽ cấp từ từ trở lại cho hệ thống sông, hoặc ngấm, bốc hơi… cải thiện điều kiện khí hậu khu
vực.
Sơ đồ quá trình hình thành dòng chảy do mưa trên lưu vực như sau:

HÌNH 2.1.
SƠ Đồ QUÁ TRÌNH HÌNH THÀNH DÒNG CHảY DO MƯA TRÊN LƯU VựC
2.4.2 Quy luật chảy tập trung trên lưu vực
Để tìm hiểu quy luật chảy tập trung trên lưu vực chúng ta sẽ lần lượt xem xét hai phương
pháp diễn toán dòng chảy tại tuyến nghiên cứu theo lượng mưa và các đặc trưng hình thái
thuỷ lực lưu vực.
Công thức căn nguyên dòng chảy là biểu thức toán học biểu diễn lưu lượng nước tại
tuyến cửa ra (cửa sông, mặt cắt ngang nghiên cứu) bằng tổng toàn bộ các lưu lượng bộ phận,
hình thành trên những phần khác nhau của lưu vực, trong những thời đoạn tính toán khác
nhau, nhưng cùng chảy tập trung về tới cửa ra vào một thời đoạn tính toán.
Khi cường độ mưa vượt quá cường độ tổng tổn thất, tức mưa hiệu quả lớn hơn không, sẽ
xuất hiện dòng trên mặt đất chảy tràn theo hướng sườn dốc về lưới sông và cửa sông. Xét theo
diện tích lưu vực thì đơn vị nước hình thành trên phần lưu vực nằm càng xa cửa sông sẽ về tới
cửa sông càng chậm hơn, còn xét theo thời gian thì đơn vị nước hình thành càng muộn sẽ tập
trung về tới cửa sông càng chậm hơn.
Để giản đơn hoá quá trình xây dựng công thức người ta sử dụng 3 giả thiết sau:
Giả thiết rằng các lưu lượng nước thành phần chảy truyền về tới cửa sông với vận tốc ổn
định theo thời gian, không phụ thuộc vào độ sâu dòng chảy. Nhờ đó, có thể dùng tài liệu đo
đạc trong các quá trình hình thành dòng chảy trước đó để tính được vận tốc và thời gian chảy
truyền về tới tuyến khống chế, vẽ được đường chảy đẳng thời, là đường nối các điểm có cùng
thời gian chảy truyền về đến tuyến nghiên cứu và coi các đường chảy đẳng thời này là cố định
theo thời gian. 47

t - thời gian mưa; - thời gian chảy truyền cực đại; T
max
τ
lũ
- thời gian lũ; T
mưa
- thời gian mưa.
Triển khai công thức căn nguyên dòng chảy cho thấy: Khi thời gian mưa nhỏ hơn thời
gian chảy truyền cực đại thì phân phối diện tích theo thời gian chảy truyền có vai trò quyết
định tới phân phối dòng chảy và hình thành dòng chảy cực đại, còn khi thời gian mưa lớn hơn
thời gian chảy truyền cực đại thì phân phối mưa theo thời gian có vai trò quyết định tới phân
phối dòng chảy và hình thành dòng chảy cực đại. Nói một cách khác, phần lưu vực có diện
tích lớn nhất, hoặc phần thời gian mưa có tổng lượng mưa hiệu quả lớn nhất sẽ có khả năng
đóng vai trò quyết định trong sự hình thành dòng chảy cực đại trên sông. Kết hợp với đặc
trưng hình thái và khí hậu lưu vực có thể thấy thượng và trung lưu thường có vai trò quan
trọng nhất trong sinh thuỷ hình thành đỉnh lũ nói riêng và phân phối lũ nói chung. Do vậy, các
giải pháp điều tiết dòng chảy nhằm hạn chế lũ thực hiện ở vùng thượng và trung du sẽ đạt
hiệu quả lớn hơn và rộng hơn.
Lũ đơn vị: Là đường quá trình dòng chảy sinh ra bởi lượng mưa một đơn vị, rơi trong một
đơn vị thời gian tính toán. Đơn vị lượng mưa thường chọn là 10 hoặc 25mm. Đơn vị thời
gian tính toán được chọn tuỳ theo diện tích lưu vực: 12 giờ khi F > 2.500km
2
, 4 - 6 - 8 - 12
giờ khi F = 250 - 2.500km
2
, 2- 4 giờ khi F = 50 - 250km
2
và 1 - 2 giờ khi F < 50km
2
.

đại biểu, nhưng giảm tính ngẫu nhiên của hiện tượng. Mặt khác, đồng nhất quá trình hình
thành dòng chảy do mưa đơn vị độc lập với quá trình hình thành dòng chảy do một bộ phận
mưa nào đó trong một trận mưa lớn gây ra là không thực tiễn, sẽ dẫn tới sai số nhất định.
2.4.3 Quy luật chuyển động của nước trong sông
Loại dòng chảy
Nhìn chung chuyển động của nước trong sông thiên nhiên thuộc loại chảy rối, với các đặc
trưng chuyển động biến đổi theo thời gian và không gian, nhưng giá trị tức thời của chúng vẫn
thoả mãn phương trình thuỷ động lực học. Vào mùa kiệt, dòng chảy trong sông rất gần với
dạng chuyển động ổn định, với các đặc trưng thuỷ lực của dòng (độ sâu, độ dốc, diện tích mặt
cắt ngang, vận tốc) tại mỗi tuyến không thay đổi theo thời gian. Vào mùa lũ chuyển động của
nước trong sông mang tính không ổn định, với các đặc trưng thuỷ lực của mỗi tuyến biến đổi
theo thời gian. Sóng lũ trong sông thiên nhiên thuộc dạng sóng hoãn biến, chuyển dịch không
ổn định, biến đổi từ từ. Trong quá trình di chuyển theo chiều dài sông, do trán lũ có độ dốc
lớn, chuyển động với vận tốc lớn hơn, nên chuyển dịch về xuôi nhanh hơn lưng lũ, làm con
sóng dài ra, đồng thời do lượng nước chuyển dịch không đổi nên độ cao đỉnh sóng giảm dần,
sóng lũ biến hình dài ra và bẹt đi. Điều này được minh hoạ rất rõ khi xem xét hình dạng của
sóng xả nhân tạo trên sông.
Trong đoạn sông cong, dòng chảy trên mặt có xu thế tiến thẳng vào vùng bờ lõm dưới tác
động của lực li tâm, dòng phản hồi đi xuống vùng đáy và di chuyển về phía bờ lồi, hình thành
một dòng chảy vòng khoét sâu, xói mòn bờ lõm và chuyển vận sản phẩm xói mòn sang phía
bờ lồi lắng đọng tạo bãi bồi.
Trên đoạn sông thẳng cũng tồn tại các dòng chảy vòng. Một trong những lực tác động có
thể sinh dòng chảy vòng trên sông là lực Côriôlit, tác động hướng vào phía phải của chuyển
động ở Bắc bán cầu và vào phía trái của chuyển động tại Nam bán cầu.
Theo Lêliapxki, trong đoạn sông thẳng có tồn tại hai loại dòng chảy vòng là dòng chảy
phân tán ở đáy và dòng chảy tập trung ở đáy sông. Trong dòng chảy vòng phân tán ở đáy
sông, dòng trên mặt hướng về phía đường sâu nhất và dòng đáy từ vùng nước sâu nhất hướng
về hai bờ, hình thành hai dòng chảy vòng, kết hợp với dòng chảy thẳng, chúng hình thành
những dạng chảy xoáy như cái mở nút chai nhưng theo chiều ngược nhau, tạo ra sự xói sâu
phần giữa lòng sông và bồi hai vùng đáy gần bờ. Dòng chảy vòng phân tán ở đáy sông thẳng

Trong mặt cắt ngang lõm đều, khi không có cản trở dòng chảy trên mặt nước, phân bố
vận tốc theo độ sâu có dạng hypecbôn với cực đại đạt được trên mặt nước và giá trị trung bình
gần bằng vận tốc thực đo tại điểm 0,6 độ sâu. Điều này có ý nghĩa quan trọng đối với việc
kiểm soát dòng chảy trong điều kiện cấp bách, khi không có thời gian và nhân lực đo vận tốc
theo quy phạm đầy đủ. Vận tốc vùng đáy biến đổi nhanh và kém ổn định do tương tác đáy -
nước, hoặc do xuất hiện dòng phân tầng ngược, còn vận tốc vùng mặt có thể không tuân theo
quy luật hypecbôn trong những trường hợp phát sinh dòng ngược do gió, nước dâng do vậy
quy phạm đo vận tốc dòng chảy thường bố trí mật độ điểm đo tại các vùng này dày hơn.
Lưu lượng dòng chảy
Lưu lượng dòng chảy là lượng nước chuyển qua mặt cắt ngang hoạt động của dòng nước
trong một đơn vị thời gian. Lưu lượng dòng chảy được tính bằng công thức:
Q = V
tb
. ω = V
tb
. B. h
tb
(2.5)
trong đó: ω - diện tích mặt cắt ngang hoạt động, V
tb
- vận tốc trung bình dòng chảy; B-
chiều rộng mặt cắt ngang; h
tb
- độ sâu trung bình mặt cắt ngang
Giữa lượng dòng chảy (DC) tuyến trên và tuyến dưới của sông tồn tại quan hệ khá chặt
chẽ, gọi là quan hệ tương ứng. Độ chặt chẽ của tương quan giảm theo sự tăng khoảng cách hai
tuyến và mức biến hình sóng lũ. Quan hệ có dạng:
DC
tuyến dưới
= F (DC

Hạ lưu các sông có đồng bằng châu thổ lớn và đổ ra vùng biển có biên độ triều lớn cũng
thường uốn khúc mạnh
Trong quá trình phát triển tự do, sẽ xuất hiện những đoạn sông cong gấp khúc, bán kính
cong rất nhỏ, điểm đầu và điểm cuối đoạn cong rất gần nhau trên mặt bằng. Khi lượng nước
mùa lũ lớn, tiêu thoát qua khúc uốn gặp khó khăn, nếu eo đất nhỏ giữa hai đầu khúc uốn dễ
xói, dòng nước lũ sẽ cắt qua đó, tạo thành một đường nước chảy mới ngắn hơn và có độ dốc
lớn hơn, thoát lũ nhanh hơn. Đồng thời do lưu tốc lớn, sức tải cát của dòng nước trong đoạn
sông mới tạo ra sẽ lớn, trong khi đó, cửa vào của đoạn sông mới nằm sát bờ lõm của đoạn
cong cũ nên nước vào là nước trên mặt mang ít phù sa, dẫn đến quá trình xói lở trên đoạn
sông mới diễn ra rất mạnh, mặt cắt mở rộng nhanh. Ngược lại, trên đoạn cong cũ, vì độ dốc
nhỏ, lưu tốc nhỏ, sức tải cát nhỏ, trong khi đó dòng vào mang nhiều bùn cát nên bị bồi mạnh,
chỉ sau 3 - 4 năm phần đầu của đoạn sông cong cũ sẽ bị lấp hoàn toàn, phần cuối thường sẽ
hình thành hồ.
Sự thay đổi cao độ mốc xâm thực cơ sở (nhân tạo hoặc tự nhiên) cũng là một nguyên
nhân quan trọng dẫn tới thay đổi chế độ thuỷ lực trong sông, thay đổi tương tác dòng nước
lòng sông, dẫn đến những biến động bất thường hình dạng lòng sông trên mặt bằng, nâng cao
hoặc hạ thấp đáy sông, tạo ra các thềm sông mới. 51

HÌNH 2.2.
SƠ Đồ CHUYểN DịCH Vị TRÍ LÒNG SÔNG THEO THờI GIAN
2.5.2 Hình dạng đáy sông
Hình dạng đáy sông thường không đều đặn và bằng phẳng mà bao gồm các lạch sâu và
bãi cạn xen kẽ nhau kiểu bàn cờ. Trên đoạn sông cong hình đạng này thể hiện rõ nét nhất với
một lạch sâu ăn sát vào bờ lõm ở phần đầu của đoạn sông cong và một bãi cạn bên bờ lồi ở
phần cuối của đoạn sông cong, ngoài ra trên đoạn sông cong còn hình thành một bãi nông
hình yên ngựa vắt ngang sông cắt qua đường sâu nhất.
Định luật Facgơ về mối tương quan giữa độ cong của đoạn sông và hình dạng đáy sông

lưu trong khi bảo tồn về hình dạng và cấu trúc so le, gây bất lợi cho các hoạt động kinh tế cần
độ sâu ổn định ở vùng bờ.
Đoạn sông thẳng có lòng sông đơn nhất phần nhiều nằm trong thung lũng sông thẳng,
hẹp, hoặc trong thung lũng sông rộng nhưng bờ khó xói lở, thổ nhưỡng ven bờ phần lớn là đất
thịt pha sét hoặc đất sét chịu được xói.
2.5.3 Chỉ tiêu ổn định lòng sông
Chỉ tiêu ổn định lòng sông theo chiều dọc của Makavêep
ϕ
h
= d/(hI) (2.6)
trong đó: d- đường kính hạt lơ lửng (mm); h- độ sâu (m); I - độ dốc mặt nước (mm/m).
Khi hệ số ổn định lớn, độ ổn định lớn. Khi hệ số ổn định nhỏ (< 0,2), độ ổn định lòng
sông sẽ kém.
Hệ số ổn định lòng sông theo chiều rộng của Antunin:
ϕ
B
= B.I
1/5
. Q
-1/2
(2.7)
trong đó: I - độ dốc mặt nước; B - độ rộng sông ứng với lưu lượng tạo lòng (m); Q- lưu
lượng tạo lòng (m
3
/s)
Hệ số ϕ
B
thay đổi trong khoảng từ 0,5 - 1,7. Hệ số càng nhỏ thì độ ổn định của bờ sông
càng lớn.
Lưu lượng tạo lòng là lưu lượng có tác dụng rất lớn đến quá trình tạo lòng sông cũng như

thước, hình dạng, trọng lượng riêng của hạt, mật độ hạt cũng như độ nhớt và mật độ nước. Độ thô
thuỷ lực (w) được tính bằng công thức:
w = [d.(ρ - 1). β
-1
]
1/n
(2.9)
trong đó: d- đường kính hạt; ρ- mật độ hạt; n,
β - tham số thực nghiệm:
Khi d <0,2 cm n=1,2 β = 0,007
Khi d >0,2 cm n = 2 β = 0,006
Khi thành phần thẳng đứng của vận tốc nước lớn hơn hoặc bằng độ thô thuỷ lực của hạt
thì nó sẽ ở trạng thái lơ lửng.
Phù sa lơ lửng lại phân thành hai loại là: 1- Chất tạo lòng, chiếm đa số; 2- Chất không tạo
lòng, kích thước nhỏ (<0,005 mm), luôn luôn ở trạng thái lơ lửng mà không phụ thuộc đặc
tính thuỷ lực của nước. Theo độ sâu các hạt nhỏ phân bố tương đối đồng đều trong khi phân
bố hạt lớn tăng dần khi đi xuống sâu. Vận tốc dòng chảy càng lớn thì phân bố phù sa lơ lửng
theo độ sâu càng đều. Xuôi dọc sông lưu lượng phù sa tăng nhưng độ thô thuỷ lực và độ đục
giảm do giảm vận tốc và hạt bị mài mòn trong quá trình chuyển động.
Phù sa đáy chuyển dịch theo ba cách trượt, lăn và nhảy cóc tuỳ theo đặc điểm bề mặt đáy,
hình dạng, kích thước và trọng lực hạt, tốc độ nước vùng sát đáy, tuân theo quy luật Eri: trọng
lượng hạt lăn tỷ lệ với luỹ thừa bậc sáu của tốc độ. Giả sử tỷ lệ tốc độ dòng chảy sông giữa
vùng hạ lưu và thượng lưu là 1:4 thì tỷ lệ trọng lượng các hạt chuyển dịch tại hai đoạn sông
này là 1: 4096, do đó phù sa sông đồng bằng thường là cát nhỏ, trong khi phù sa sông miền
núi có cả cuội, sỏi, đá tảng.
Sức tải cát của dòng là lượng phù sa mà dòng nước có thể mang được ứng với mỗi trạng
thái động lực (vận tốc) cụ thể. Vận tốc thay đổi khả năng tải cát của dòng cũng thay đổi. Khi
lượng phù sa thực tế lớn hơn sức tải cát thì sẽ xảy ra bồi lắng phần vượt trội. Còn khi sức tải
cát lớn hơn lượng phù sa thực tế trong sông thì năng lượng dư sẽ bị hướng vào công phá bờ
đáy gây xói mòn và bổ sung phù sa để tạo cân bằng. Có rất nhiều công thức lý thuyết, bán