Các sóng dài trọng lực trong đại dương - Chương 3 doc

Trong đó các sóng dμi có thể đ‡ợc gây nên một cách trực tiếp do tác động cơ học trực tiếp của ng qua sự tái phân bố năng l‡ợng đi vμo từ khí quyển sangnhững dạng chuyển động khác ở đại d

điều kiện trên biên lỏng, sự biến thiên của địa hình dễ dμng

a năng l‡ợng từ các quá trình thấp tần kiểu nh‡

“n‡ớc dâng bão” hay “thủy

vùng bên trong mμ cả ở vùng bên ngoμi

ng xuất hiện những vấn đề với việc chọn nhiễu đ ng ban

đầu có ảnh h‡ởng ớn tới kết

chuỗi mực n‡ớc ở những điểm khác nhau có thể rất khác

nhau Thực tế không thể phân biệt đ‡ợc các dạng dao động với

những tần số gần bằng nhau vμ nói chung việc xác định dạng

dao động đối với các hμi khác nhau lμ bμi toán rất phức tạp Có

lẽ, ph‡ơng án tối ‡u lμ kết hợp hai cách tiếp cận nμy

Ch ơng 3 Các sóng gió áp trong đại d ơng

Không thể hiểu đại d ‡ơng mμ không xem xét sự t‡ơng tác của nó với khí quyển, giống nh ‡ không thể hiểu khí quyển nếu không tính đến sự t ‡ơng tác của nó với đại d‡ơng.

P Beil Hải doơng học phổ thông (1977)

Hầu hết tất cả chuyể động của n ‡ớc trong đại d‡ơng thực chất lμ kết quả của những tá yển.

Vật lý đại doơng Tập 1 Thủy vật lý (1978)

Những quá trình khí quyển lμ nguồn năng l‡ợng chính cung cấp cho những dao động sóng dμi của đại d‡ơng (dĩ nhiên,không kể thủy triều vμ sóng thần) Trong đó các sóng dμi có thể

đ‡ợc gây nên một cách trực tiếp do tác động cơ học trực tiếp của

ng qua sự tái phân bố năng l‡ợng đi vμo từ khí quyển sangnhững dạng chuyển động khác ở đại d‡ơng với những quy mô thời gian vμ không

ơng nμy ẽ xem xét các sóng gió áp (sóng AB), tức các sóng trực tiếp gây nên bởi những thăng giáng khí áp vμ gió hoặc sựchuyển hó

triều khí t‡ợng” (những quá trình nμy cũng đ‡ợc hình thμnh d‡ới tác động của các quá trình khí

quy

g AB ở đại d‡ơng liên quan mật thiết với phổ các sóng khí quyển Vì vậy, ở ch‡ơng nμy (tuân theo nhận xét

thông thái của Beil) sẽ tổng quan tóm tắt những quan niệm lý

thuyết hiện tồn về đặc điểm các dao động khí quyển trên dải

tần số t‡ơng ứng với các sóng dμi trọng lực ở đại d‡ơng, cũng

nh‡ một số kết quả quan trắc thực tế về các sóng khí quyển

3.1 Một số đặc điểm lý thuyết của các sóng trong khí quyển

Hiện nay, các dao động tần thấp (synop) của khí quyển (với

các chu kỳ trên 6 giờ) đ‡ợc nghiên cứu khá nhiều: Mạng l ới

syn iới có tới hμng nghìn trạm khí t‡ợng thủy văn, tại đó

tiến hμnh quan trắc liên tục mấy chục năm nay về áp s

quyển vμ gió (tại những kỳ hạn synop chuẩn) Những nh

động vi mô của khí quyển (với chu kỳ từ vμi giây tới vμi giờ)

nghiên cứu ít hơn, việc đo chúng liên quan với những khó

khăn kỹ thuật nhất định vμ đòi hỏi thiết bị độ nhạy cao Lần

đầu tiên những thăng giáng áp suất vμ gió bắt đầu đ‡ợc nghiên

cứu bởi các nhμ địa chấn học, khi ấy ng‡ời ta phát hiện thấy

rằng nền dao động khí quyển tần số cao có tác động rõ rệt tới

cấp độ của những dao động vi chấn [69] Về sau đã phát hiện

rằng những dao động đó cũng tác động mạnh tới sự lan truyền

những

ờng thời tiết địa ph‡ơng.*

*

Sự quan tâm tới các sóng trong khí quyển chủ yếu đ ‡ợc kích thích bởi vấn đề

phát hiện những vụ nổ hạt nhân từ xa Các dụng cụ hiện đại cho phép ng ‡ời

ta ghi nhận một cách tin cậy các sóng khí quyển từ những vụ nổ hạt nhân lan

truyền vòng quanh địa cầu một số lần Ng‡ời ta cũng đã biết tới những thăng

giáng vi mô của khí áp liên quan tới các vụ động đất, phun núi lửa, rơi thiên

độ hơn 2 m (gọi lμ hiện t‡ợng “abiki”) [196]

ácsóng dμi quan trắc thấy trong đại d‡ơng Cũng giống nh‡ trong

đại d

quá trình

μy cần để

khí quyển thuộc kiểu sóng phẳng,

Các sóng trong khí quyển có nhiều nét t‡ơng tự với c

‡ơng, ở đây tồn tại các sóng xoay, liên quan tới sự quay củaTrái Đất (chẳng hạn nh‡ các sóng Rosby) vμ song trọng lực gâynên bởi tác động của lực trọng tr‡ờng hoặc lực nổi Đối với các sóng khí quyển, hiện t‡ợng bẫy sóng đ‡ợc biết khá rõ Ví dụ,

“các sóng địa hình” xuất hiện do kết quả bẫy năng l‡ợng của các

khí quyển trên những yếu tố bất đồng nhất của địahình Đặc biệt có ý nghĩa đối với chuyển động khí quyển lμ sựbẫy sóng diễn ra trên những yếu tố bất đồng nhất của tr‡ờngmật độ liên quan tới những khu vực phân cách front hay nhữnglớp nghịch nhiệt sát đất Các sóng khí quyển bị bẫy có thể tạo nên những nhiễu động sóng dμi rất mạnh trong đại d‡ơng

Cơ sở của lý thuyết chuyển động sóng trong khí quyển đ‡ợctrình bμy ở cuốn chuyên khảo kinh điển của Gossard vμ Hook [17] Trong mục nμy sẽ chỉ dẫn ra một số thông tin cơ bản về

động có liên quan trong đại d‡ơng

Ta xét những dao độngtruyền trong ph‡ơng ngang trên h‡ớng trục x:

P w v

động đối với khí quyển, có thể nhận đ‡ợc ph‡ơng trình tản mạn

nh‡ sau:

2

2 2

2 2

2

2 2 2

s s

s c

c N c

N k

)/

(

s c k

g d

d g N

z d

0

z d

nghêm ngặt (giả thiết về các dao động rất bé, các tham số

ng cho h h‡ởng của gradient mật

Ph‡ơng trình (3.2) nhận đ‡ợc với nhữn

Γ

,

s không đổi, bỏ qua sự quay của Trái Đất vμ ma sát

v.v ), tuy nhiên nó rất thuận tiện để mô tả định tính những

kiểu chuyển động khí quyển chủ yếu

Nếu n2 <0, thì các sóng tắt dần với độ cao tuân theo luật

hμm mũ, tức chúng lμ các sóng “bị bẫy”, có khả năng truyền chỉ

, N

c

*

Nhiệt độ thế vị θ(z) − đó lμ nhiệt độ mμ phần tử kông khí ở độ cao z1000

t ‡ơng ứng với áp suất 1000 hPa có đ‡ợc nếu di chuyển đoạn nhiệt nó từ độ cao

z tới độ cao đó [17].

trong ph‡ơng ngang; khi n >0 các sóng có thể truyền cả trong

ph‡ơng ngang lẫn ph‡ơng thẳng đứng, tức chúng t‡ơng tự nh‡các sóng “phát xạ” trong đại d‡ơng Hai loại chuyển động sóng nμy bị giới hạn trên mặt phẳng tản mạn ω k bởi các nghiệm,

của ph‡ơng trình:

2 2

2 2

)(1)(

k kc

ê

2 2

2 2 2

* “Các sóng nội trọng lực” - thuật ngữ dùng trong sách báo ở Nga, Gossard vμ Hook [17] gọi kiểu sóng nμy lμ “các sóng độ nổi” (buoyancy waves).

Γ hữu hạn Khi đó

2 2

2 2 2

2 2

Γ

=

−

s c N

m gọi lμ tần

Trị số điển hình của bằng 0,015 rad/s, t‡ơng ứng với chu kỳ gần 7 phút Các sóng âm thấp tần với tần số d‡ới 1 Hz

th‡ờng đ‡ợc gọi lμ sóng ngoại âm [17]

Dễ dμng nhận thấy sự giống nhau rất lớn giữa biểu đồ tản mạn đối với các sóng trọng lực phát xạ ở đại d‡ơng (xem hình 2.4) vμ các sóng âm, trong đó tốc độ âm trong khí quyển

giữ vai trò t‡ơng tự nh‡ tốc độ của các sóng dμi

2 = + sΓ

ở đây N A ≡ω số biên của sóng âm Nh‡ vậy các

sóng âm trên biểu đồ tản mạn nằm bên trong hình paraboon với

0

→

s c k

c= /ω = vμ tần ω=N A (hình 3.1)

A N

s c

n tại

tr‡ờng hợp nμy xuất hiện một dạng bất ổn định đặc biệt vμ những khác biệt giữa sóng âm vμ sóng nội trọng lực bị xóa mờ [17] Tuy n khí quyển thực tr‡ờng hợp n ‡ vậy thực

tế không đ‡ợc hiện thực Trị số điển hình d/s t‡ơngứng vớ

Nếu giả thiết

,0khi

0

,khi

2

2 2

ωω

N> quan sát thấy m

01,0

Ngoμi các sóng âm vμ sóng nội trọng lực lan truyền tự do

trong ph‡ơng thẳng đứng (tức với n lμ số thực) còn tồn tại

những chuyển động sóng với n thuần túy lμ số ảo Điều kiện

biên tại mặt Trái Đất đòi hỏi tốc độ thẳng đứng w=0 Tr‡ờng

hợp riêng thỏa mãn điều kiện nμy lμ w bằng không ở mọi nơi

Trong tr‡ờng hợp đó có thể có những dao động lan truyền trong

ph‡ơng ngang với tốc độ gần với tốc độ âm, vμ tắt dần theo hμm

mũ khi độ cao tăng lên (các sóng Lamb).

Khoảng tần số tồn tại sóng Lamb xấp xỉ t‡ơng ứng với

khoảng tần số của các sóng trọng lực trong đại d‡ơng, tuy nhiên

tốc độ của chúng khoảng 1,5 lần lớn hơn

Nghiệm đối với các sóng Lamb có thể viết d‡ới dạng [17]

) (

),(x z P s e e i kx t

k c

c= s =ω . (3.14)

Do đó, sóng Lamb − đó lμ sóng không tản mạn, lan truyền với

tốc độ âm Có thể xem nó nh‡ lμ hμi bậc không của các sóng âm

Một đồng dạng của sóng Lamb trong đại d‡ơng lμ sóng Kelvin −

sóng bị bẫy, chạy dọc theo bờ với tốc độ của các sóng dμi vμ tắt

dần khi xa khỏi bờ theo luật hμm mũ Những bất đồng nhất của

phân tầng khí quyển dẫn tới lμm biến thể sóng Lamb giống nh‡

lμ những bất đồng nhất địa hình lμm biến thể sóng Kelvin

[269]

B‡ớc sóng điển hình của các sóng âm thấp tần − từ một số

mét đến vμi trăm kilômet, nh‡ng trong tr‡ờng hợp những vụ nổ

mạnh, phun núi lửa, rơi những thiên thạch lớn có thể tạo thμnh

những sóng Lamb với b‡ớc sóng hμng trăm, thaamj chí hμngnghìn kilômet, truyền đi những khoảng cách cực xa ứng với một

số vòng quanh Trái Đất Chẳng hạn, những hiện t‡ợng nh‡ vậy

đã quan trắc đ‡ợc trong vụ nổ của núi lửa Caratau vμ trong khirơi thiên thạch Tunguss [17, 45]

Nh‡ vậy, trong điều kiện N=const trong khí quyển có thể tồn tại những dao động sóng thuộc ba kiểu: sóng âm, sóng nội trọng lực vμ sóng Lamb Các tốc độ đặc tr‡ng của các sóng âm

vμ sóng Lamb gần bằng tốc độ âm c s ≈340m/s; các tốc độ đặc tr‡ng của sóng nội trọng lực nhỏ hơn một, hai bậc

Sự bất đồng nhất phân tầng trong khí quyển sẽ dẫn tới sựbiến thiên tốc độ âm vμ tạo thμnh các ống dẫn (kênh âm) ở các lớp t‡ơng ứng với những tốc độ pha cực tiểu [17, 180] Các sóng khí quyển bị bẫy ở trong những lớ đó t‡ơng tự nh‡ các sóngven ở đại d‡ơng bị bẫy trên n‡ớc nông vμ có thể lan truyền đi hμng nghìn, thậm chí hμng chục nghìn kilômet [17, 45] Chẳng hạn, các sóng nh‡ vậy th‡ờng hay quan trắc đ‡ợc ở lớp sát đất trong khi có nghịch nhiệt

đó N=N1, còn ở lớp trênhững sóng truyền dọc

2

N

N= Giống nhtrục x vμ có dạng (3.1) ở trong mỗi lớp Để đơn giản, ta giả

sử rằng c s >>ω/k, Γ2 <<k2 (đối với các quy mô mμ chúng taquan âm thì nh‡ng giả thiết nμy hoμn toμn có căn cứ) Khi đó, theo (3.2)

gw z

w

k

ωρω

Mô hình nμy rất giống với mô hình thềm − bậc đối với các

sóng đại d‡ơng (xem mục 2.3), ở đây mật độ đóng vai trò của độ

sâu, còn tọa độ z h‡ớng thẳng đứng lên trên đóng vai trò của

tọa độ x h‡ớng về phía khơi đại d‡ơng

Từ (3.15) suy ra rằng tùy thuộc vμo dấu của biểu thức

2

2 −ω

j

N tham số n j sẽ lμ số thực hay thuần túy số ảo (n j =iγ j)

Do đó, các nghiệm đối với w j (z) trong mỗi lớp sẽ mang tính chất

l‡ợng giác (khi ω<N j) hay hμm mũ (khi ω>N j), mμ sau nμy

giống nh‡ ở mục 2.3 sẽ đ‡ợc kí hiệu bằng các chữ cái T,T′ vμ

1 1

1 1

* 1

1(z) A sh( z) khi N

Đối với lớp trên

2 2

2 2 2

2(z) A sin(n z) B cos(n z) khi N

2

* 2

2(z) A e 2 khi N

Khi ω>N2 nghiệm mang tính chất hμm số mũ, trong đó

dựa vμo điều kiện (3.17b) chỉ giữ số hạng tắt dần với độ cao Khi

tr‡ờng hợp nμy không thể thỏa mãn điều kiện (3.17b) Tạinhững tần số đó tồn tại phổ liên tục của các sóng nội trọng lựckhông bị bẫy truyền tự do vμo

2 2 1

1 1

2 1

2 2

)(cth

)(

γγ

γρ

ρρω

g k

Hình 3.2 Biểu đồ tản mạn (a) vμ những hμm riêng toơng ứng (b)

của các sóng khí quyển trong mô hình khí quyển hai lớp

thể viết ra những biểu thức nh‡ sau:

z A k i z

2 1 1

1( )= ρωγ chγ ; (3.22)

z A i z

w (3.18b)

u vμ P ở mặt Trái Đất

máy vi áp ký vμ phong áp ký Những thăng giáng đó có thể trựctiếp tác động tới bề mặt đại d‡ơng, gây nên các dao động đáp lại của mực n‡ớc

2 2 1

ρω

2

2 1

1 1 1

)(

)(tg

γρωρρ

n H

giống với ph‡ơng trình tản mạn (2.44) đối với các sóng ven Khác với ph‡ơng trình tản mạn (3.20) chỉ có một nghiệm,

ph‡ơng trình (3.24) có một tập hợp nghiệm t‡ơng ứng với các hμi gián đoạn khác nhau của các sóng bị bẫy (xem hình 3.2a).

Những biến thiên của w1 vμ P theo độ cao đối với kiểu nghiệm

nμy đ‡ợc chỉ ra trên hình 3.2 b bằng những đ‡ờng gạch nối.

Nh‡ đã thấy từ hình 3.2 b, năng l‡ợng chính của các dao

động sóng bị bẫy tập trung ở trong lớp d‡ới, lớp nμy có vai trò

một ống dẫn sóng Khi xa dần lên trên kể từ đới gián đoạn mật

độ năng l‡ợng của các dao động giảm nhanh

Mô hình hai lớp với gián đoạn mật độ trong khi mô tả

những chuyển động sóng trong khí quyển lμ mô hình cực kỳ thô

(mặc dù khá trực quan) Vì vậy, để khảo sát những dao động

thực quan sát đ‡ợc trong khí quyển, ng‡ời ta sử dụng những

mô hình hiện thực hơn (những kiểu mô hình nhiều lớp tính đến

sự biến đổi không chỉ của mật độ, mμ cả tr‡ờng gió) [17] Ví dụ,

Gossard vμ Munk [180] khi phân tích các sóng bị bẫy lan truyền

trong lớp nghịch nhiệt ở Nam California đã sử dụng mô hình ba

lớp không gián đoạn mật độ vμ nhiệt độ Phân bố nhiệt độ thế vị

đ‡ợc biểu thị trên hình 3.3a Mô hình đ‡ợc chọn sao cho trong

mỗi lớp tần số Vaissal-Brent N không đổi, ngoμi ra

sóng bị bẫy trong lớp giữa có vai trò nh‡ một ống dẫn sóng, vμ

tắt dần trong lớp trên vμ lớp d‡ới Những đ‡ờng cong riêng

t‡ơng ứng đ‡ợc dẫn trên hình 3.3 b, phân bố thẳng đứng của w,

u vμ P đ ‡ợc biểu diễn trên hình 3.3 a (để so sánh, đ‡ờng cong

tản mạn vμ các hμm riêng của mô hình hai lớp đ‡ợc biểu diễn

bằng những đ‡ờng gạch nối)

Tùy thuộc vμo kích th‡ớc của nguồn ban đầu các nhiễu

động khí quyển ( L ) có thể có những ph‡ơng án khác nhau gâyn

Hình 3.3 Phân bố thẳng đứng của nhiệt độ thế vị (bên trái), tốc độ thẳng

đứng (ở giữa) vμ ngang (bên phải) đối với các mô hình khí quyển ba lớp (đoờng cong liền nét) vμ hai lớp (đoờng gạch nối) (a) vμ các đoờng cong tản mạn ứng với những mô hình đó (b) (từ công trình [180])

Về ph‡ơng diện lý thuyết, với các kích th‡ớc nguồn bé có thể cũng phát sinh những hμi bậc cao hơn Tuy nhiên, khi đó

ần phải tính toán rằng các hμi cao ở gần mặt Trái Đất có biên

độ bé Khi γ H >>1 những nhiễu động áp suất chắc gì đã đạt tới

bề mặt Trái Đất Ghi nhận ở lân cận mặt Trái Đất những sóng dμi t‡ơng ứng với các hμi sóng bị bẫy bậc thấp lμ xác suất hơn cả [180]

Nh‡ đã thấy qua việc mô tả ở trên, giữa các sóng khí quyển

vμ đại d‡ơng có những nét t‡ơng tự rất lý thú Cả các sóng khí quyển trong môi tr‡ờng bất đồng nhất thẳng đứng lẫn các sóng dμi đại d‡ơng đối với địa hình biến đổi (của đới thềm − s‡ờn lục

địa) đều lμ sự tổng cộng của phổ gián đoạn các sóng bị bẫy lan

c

1

truyền dọc theo ranh giới bất đồng nhất (theo ống dẫn sóng) vμ

ngoμi (khí quyển tự do hay vùng khơi đại d‡ơng) Sóng Lamb

rất giống só g Kelvin, các sóng khí quyển bị bẫy giống với các

sóng ven vμ v.v Vì vậy, việc nghiên cứu các sóng khí quyển đối

với các nhμ hải d‡ơng học lμ điều lý thú không chỉ xét về giác độ

các sóng có hể đ‡ợc kích động trong đại d‡ơng, mμ có thể lμ rất

có ích để hiểu tốt hơn về bản thân các sóng đại d‡ơng.*

3.2 Những đặc tr~ng phổ của áp suất khí quyển vμ gió

Ta sẽ xét một số dữ liệu quan trắc thực tế về dao động áp

suất khí qu ển vμ gió Những quan trắc nμy bắt đầu đ‡ợc thực

hiện đều đặn từ những năm năm m‡ơi [69, 179, 180, 195, 223]

vμ đã có những kết quả khá trùng hợp Ng‡ời ta đã thấy rằng

trong trạn thái khí quyển bình lặng, ở dải tần số rộng

4) Ví dụ, kết quả nh‡ vậy đã nhận đ‡ợc

hổ đôi khi đ‡ợc quan trắc thấy tại các 5] Có lẽ, đặc điểm nμy liên quan tới yển động sóng trong khí quyển (xem

g đối của phổ xấp xỉ t‡ơng ứng với

<

<ω , tại đây các sóng âm vμ sóng còn “bờm” − vùng tồn tại của các sóng

quen biết, ví dụ các sóng Rosby vμ Rosby xích

c sóng Ianai), đã đ ‡ợc mô tả lần đầu tiên khi phâ

tích những chuyển động khí quyển.

nh‡ của Herron vμ nnk [195] thực hiện đo những vi thăng giáng khí áp ở phần đông bắc n‡ớc Mỹ, quy luật giảm phổ áp suất ‡ợc duy trì đối với mọi điều kiện thời tiết vμ trongtoμn khoảng tần số

Bảng 3.1 Kết quả phân tích phổ thăng giáng khí áp theo dữ liệu đo

tại Đμi Vật lý Thủy văn Shikotan Thời gian kéo dμi

* Quan trắc đ ‡ợc thực hiện ở khu vực Krabozavođsk.

Những dữ liệu nhận đ‡ợc mùa thu năm 1987 ở vùng bờ tây nam Kamchatka trong thời kỳ đợt thí nghiệm KAMSHEL-87 [37] đã cho thấy sự giảm t‡ơng đối nhanh hơn của phổ khí áp

độ vi thăng giáng đặc tr‡ng của áp suất bằng 0,1−0,15 hPa (hình 3.5 a); các vùng áp thấp đi qua th‡ờng

ω ) Khi đó, trong thời ti

kéo theo những

chuỗi đo của quy luật giảm (

động khí quyển tăng lên, biên độ của chúng tăng đ

3−0,5 hPa, còn trong một số tr‡ờng hợp riêng − v‡ợt 1 hP

h 3.5 b) Mực phổ áp suất trong các thời kỳ hoạt động tăng

c‡ờng đã tăng lên 1−1,5 bậc, nh‡ng hình dáng phổ vμ quy luật

giảm đã thay đổi rất ít (hình 3.5 c) * [37, 230] Do đó, sự kích

thích các kiểu sóng khí quyển khác nhau đã diễn ra trong một

dải tần số rộng vμ t‡ơng đối đều đặn, những điều kiện để phát

sinh các sóng bị bẫy (sự xuất hiện của chúng dẫn tới phá hủy

mạnh tính đơn điệu của phổ [179, 180], có lẽ đã không tồn tại

trong thời kỳ quan trắc

Vấn đề về quy luật giảm phổ các sóng khí quyển lμ một vấn

đề quan trọng vμ lý thú tự nó cũng nh‡ d‡ới góc độ sự hình

thμnh phổ các sóng đại d‡ơng Để kiểm tra tính khách quan của

các kết quả nhận đ‡ợc ở vùng ven bờ

h‡ởng của các đặc điểm địa ph‡ơng vμ sự biến động mùa

tới đặc điểm phổ, trong các năm 1989−1991 tại đμi Vật lý Thủy

văn Shikotan cũng nh‡ ở một số điểm khác của đảo Shikotan đã

tiến hμnh đo dμi hạn những thăng giáng khí áp Những kết quả

phân tích các chuỗi đo đ‡ợc dẫn trong bảng 3.1 Chỉ số lấy trung

giá trị nhận đ‡ợc đối với Kamchatka Đã không nhận thấy một

xu thế rõ rệt nμo về sự biến động của chỉ số nμy gây nên bởi

tính biến thiên tuần hòa mùa của các quá trình khí quyển Nói

chung các phổ có tính chất khá ổn định, mặc dù ở những thời kỳ

khác nhau (th‡ờng không kéo dμi) độ ổn định nμy đã bị phá

hủy Các giá trị ν nhỏ nhất (về trị tuyệt đối) đã quan trắc thấy

vμo các ngμy 23−24 tháng t‡ (ν =−1,90) vμ 18−19 tháng năm

(ν =−1,94) năm 1990, các giá trị lớn nhất (ν =−2,76) − các ngμy

23−24 tháng năm năm 1990 Những nguyên nhân vật lý gây

* Về ph ‡ơng diện nμy các phổ áp suất khác nhiều so với các phổ d

dμi của mực n ‡ớc biển nhận đ‡ợc trong cùng vùng nμy, đặ

ao động sóng

c điểm vμ hình dạng

đã thay đổi nhiều tùy theo các điều kiện bên ngoμi [37, 230].

nên những biến đổi đó đòi hỏi phải khảo sát tiếp

Hình 3.4 Phổ dao động khí áp theo số liệu của Gossard (từ [179])

ợng áp suất tại tần số 10 Hz

Tồn tại một sự liên hệ rõ rệt giữa năng l‡ợng dao động khí

áp (P a) vμ tốc độ gió (W ):

)(

lgE P a ∼W (3.25)Theo dữ liệu của Herron vμ nnk [195], hệ số t‡ơng quan (K WP)

bằng 0,85, tại tần số 10−2 Hz − 0,75, còn tại các tần số thấp hơngiảm mạnh, (10−2,5Hz)≈0

WP

những ‡ớc l‡ợng gần bằng nh‡ vậy, nh‡ng với K WP giảm chậm

Hình 3.5 Những vi thăng giáng khí áp ở khu vực lμng Ozernovsk

trong thời tiết bình lặng (a), gió mạnh (b) vμ phổ của chúng

Ban đêm các phổ áp suất th‡ờng thấp hơn vμ lμ trơn hơn so

với ban ngμy [223], vμ vμo mùa hè thì thấp hơn 0,5−1 bậc so với

mùa đông [179] Có lẽ, điều đó liên quan tới đặc điểm chung của

các quá trình khí quyển: các quá trình khí quyển vμo mùa đông

có c‡ờng độ mạnh hơn so với mùa hè vμ vμo ban ngμy thì mạnh hơn so với ban đêm

Các phổ thăng giáng gió về cơ bản t‡ơng tự nh‡ các phổ áp

biệt duy nhất về độ trơn của phổ gió t‡ơng ứng với dải chu kỳ

50−200 s, tại dải nμy ng‡ời ta thấy có những dị th‡ờng trên phổ

áp suất (xem hình 3.4 vμ [15]) Van der Hoven [336], một trongnhững ng‡ời đầu tiên phân tích những dao động gió tần cao, đãnhận thấy sự hiện diện một cực đại phổ với chu kỳ gần bằng 1

hút Theo ý kiến ông, cực đại đó liên quan tới rối bình l‡u v

ối l‡u của khí quyển Theo số liệu của ông, trên các tần s

ờ quan sát thấy một cực tiểu phổ gió; biên độ c

Nhìn chung có thể nói rằng các phổ khí áp vμ gió ở dải tần

0 4

những điều kiện thời tiết nhất định thì lại có thể biến đổi khá mạnh (ví dụ, điều nμy cũng xảy ra khi phân tích các dữ liệu đo trên đảo Shikotan) Những dao động sóng mạnh, vμ tr‡ớc hết lμ những sóng nội trọng lực, đ‡ợc quan sát thấy tại mặt gián đoạn mật độ Nh‡ Helmholtz vμ Kelvin đã từng cho biết, mặt đó luôn luôn không ổn định nếu tồn tại sự chênh lệch về tốc độ gió [17].Vì vậy, tại những mặt phân chia các front, các tuyến gió giậtmạnh, các dải bất đồng nhất nhiệt độ v.v th‡ờng tạo nên cácsóng khí quyển mμ chúng ta có thể phát hiện đ‡ợc qua các băng

áp ký thông th‡ờng Những dao động nh‡ vậy hay xuất hiện

nhất khi các front lạnh đi qua [134, 141, 144, 347] Cảnh t‡ợng

th‡ờng thấy lμ lúc đầu xuất hiện sự nhảy vọt đột ngột của áp

suất (từ 1−2 đến 6 hPa), liền theo sau lμ một chuỗi các dao động

với chu kỳ đặc tr‡ng từ 10 đến 40 phút Ví dụ điển hình về

những dao động nh‡ vậy đ‡ợc dẫn trên hình 3.6 Khi front lạnh

đi qua trên n‡ớc Nhật th‡ờng quan sát thấy những dao động

khí áp với chu kỳ khoảng 30 phút vμ biên độ 2−3 hPa [196]

Trong tình huống t‡ơng tự, Clarke [141] đã nhận thấy những

cực đại trên phổ áp suất với chu kỳ 10, 20 vμ 35 phút Theo ý

kiến của ông thì các sóng ổn định nhất trong khí quyển đ‡ợc

quan trắc thấy khi tốc độ pha của các sóng nội trọng lực trùng

hợp với tốc độ gió Trong một số tr‡ờng hợp riêng lẻ, khi các

front lạnh đi qua ng‡ời ta còn ghi nhận đ‡ợc những dao động

với chu kỳ nhỏ hơn (4−10 phút) [17,157], có lẽ lμ do các sóng

ngoại âm gây nên

Theo dữ liệu của Monserrat vμ nnk [261] thì các dao động

khí quyển khá mạnh với chu kỳ khoảng 50 phút rất hay ghi

nhận đ‡ợc vμo thời gian mùa hè ở phần ph

Hình 3.6 Chuỗi dao động khí

quyển liên quan với sự đi qua của front lạnh theo dữ liệu ngμy 14/5/1952 (từ công trình [347])

ía tây vùng Địa Trung

ó, hình dạng phổ khí áp ở dải tần

theo độ cao; các sóng nội trọng lực thì không

g nhiễu động lan truy

, trên phổ áp suất đã quan sát thấy tỷ phầ

Hải Biên độ đặc tr‡ng của các dao động đó − tới 3 hPa

Thông th‡ờng chúng xuất hiện ở vùng nμy trong thời gian hoμn

l‡u xoáy thuận yếu kèm theo sự hình thμnh nghịch nhiệt biểu

hiện rõ Các sóng nμy th‡ờng rất hay gây nên những dao động lắc mạnh ở các cảng vμ vũng biển ven bờ Tây Ban Nha [260] Gossard vμ Munk [179, 180] đã khảo sát những dao động khí áp vμ gió rất lý thú liên quan tới nghịch nhiệt ở Nam California Dữ liệu mμ các ông nhận đ‡ợc chứng tỏ về sự hiệndiện của những hệ thống sóng quy mô lớn có tốc độ vμ h‡ớnglan truyền khác xa với tốc độ vμ h‡ớng gió địa ph‡ơng Trong tr‡ờng hợp điển hình, những sóng nμy quan trắc thấy khi tốc độ gió yếu vμ chúng chuyển động theo h‡ớng ng‡ợc lại hoặc vuônggóc với h‡ớng gió sát đất Khi đ

số 1 c/phút − 1 c/giờ tỏ ra biến đổi mạnh tùy thuộc vμo những điều kiện khí quyển Có lẽ, điều nμy lμ do các sóng nội trọng lực vμ sóng âm trong khi có nghịch nhiệt thì có phản ứng khác nhau đối với những nhiễu động từ bên ngoμi: các sóng âm

bị bẫy vμo trong lớp nghịch nhiệt (tức hình thμnh các sóng âm

bị bẫy), hơn nữa năng l‡ợng chủ yếu của chúng tập trung vμo lớp sát đất vμ giảm

thể bị bẫy Theo ý kiến của Gossard, các sóng nội trọng lực đ‡ợcsinh ra chủ yếu bởi sự đối l‡u vμ bởi nhữn

ền (ví dụ, bởi gió đất − biển) Vμo những giờ sáng sớm, nhờ

đối l‡u hoạt động mạnh

n năng l‡ợng không bị bẫy khá lớn tại các tần số của sóngnội trọng lực (d‡ới 0,1 c/phút); vμo những giờ ban ngμy, đối l‡uyếu đi, tỷ phần năng l‡ợng bị bẫy (tại các tần số cao hơn 0,1c/phút) tăng lên

Cực đại trên phổ t‡ơng ứng với tần số 0,1 c/phút

Hệ số hiệp biến không gian cao lμ đặc điểm của các sóng bị bẫy trong khí quyển (cũng nh‡ trong đại d‡ơng) Những sóng nμy truyền đi những khoảng cách lớn, ít bị biến tính vμ hầu nh‡không mất năng l‡ợng Sự phát triển mạnh của các sóng nμy ở Nam California trong thời kỳ quan trắc của Gossard vμ Munk

[180] lμ do khi đó trên đ‡ờng đi của chúng không có những đới

gió mạnh với tốc độ so sánh đ‡ợc với tốc độ truyền sóng, thμnh

thử, các sóng bị bẫy không bị phá hủy do sự bất ổn định động

lực học

Nói chung, tùy theo cơ chế phát sinh, Gossard [179] phân

biệt hai loại dao động khí quyển:

1) Các sóng liên quan tới độ bất ổn định động lực trong các

dòng có chênh lệch tốc độ,− những sóng nμy có nguồn phát sinh

nội tại với nghĩa chúng xuất hiện do kết quả sự bất ổn định

trong môi tr‡ờng truyền sóng; hệ số hiệp biến không gian đối

với chúng t‡ơng đối nhỏ;

2) Các sóng ổn định động lực, hiệp biến trên những khoảng

cách lớn, phát triển trên bề mặt gián đoạn của nhiệt độ, −

những sóng nμy đ‡ợc gây nên bởi nguồn kiểu sung từ bên ngoμi

Vấn đề về tính liên hệ không gian của các dao động khí

quyển lμ vấn đề cực kỳ quan trọng Đối với các quá trình synop,

vấn đề nμy đã đ‡ợc nghiên cứu t‡ơng đối tốt Ví dụ,

Likhacheva, Rabinovich [57, 59] đã có những công trình nh‡

vậy cho khu vực viễn đông của n‡ớc Nga vμ các biển ven kế cận

Còn sự liên hệ không gian của những dao động tần cao thì mới

đ‡ợc kém hơn nhiều Một trong số rất ít công trình trong đó

xem xét vấn đề nμy lμ công trình của Herron vμ nnk [195] Sử

dụng một hệ thống các máy vi áp ký đặt ở nhiều nơi, họ đã xây

dựng biểu đồ biến thiên của hệ số hiệp biến khí áp phụ thuộc

vμo khoảng cách ( L ) giữa các cảm biến đối với các chu kỳ ( T )

khác nhau (hình 3.7) Theo dữ liệu của họ, tại các chu kỳ nhỏ

hơn 10 phút hệ số hiệp biến t‡ơng đối lớn của các dao động khí

quyển đ‡ợc duy trì trên những khoảng cách d‡ới 5 km, đối với

những dao động với chu kỳ 1 giờ − 40 km

Hình 3.7 Phụ thuộc của hệ số hiệp biến dao động khí áp vμo khoảng cách giữa

các trạm đối với những chu kỳ (phút) khác nhau (từ công trình [195])

Những quan trắc nμy cho thấy rằng hệ số hiệp biến (R2)giảm nhanh theo sự tăng lên của khoảng cách vμ sự giảm đi củachu kỳ Về giới hạn

trong đó các tham số a,ν vμ γ phụ thuộc vμo những điều kiện

cụ thể phát sinh các dao động khí quyển (chẳng hạn, vμo chỗ những sóng nμo thống trị: sóng phát xạ hay sóng bị bẫy), cũng nh‡ vμo quy mô của các quá trình t‡ơng ứng Ví dụ, sự biếnthiên không gian − thời gian đ‡ợc biểu diễn trên hình 3.7 có thểmô tả khá tốt bằng biểu thức (3.26) với các giá trị các tham số:

Hình 3.8 Hệ số hiệp biến giữa các dao động khí áp tại Đμi Vật lý Thủy văn

Shikotan (1) vμ Nha Khí toợng Thủy Văn Malokurilsk (2)

Một thí nghiệm chuyên đề về khảo sát mối liên hệ không

gian của các dao động khí quyển đ‡ợc thực hiện vμo mùa thu

năm 1990 trên đảo Shikotan Đã tiến hμnh đo đồng thời những

thăng giáng khí áp tại ba điểm: 1) đμi Vật lý Thủy văn

Shikotan; 2) Nha Khí t‡ợng Thủy văn Malokurilsk vμ 3) vũng

biển Đimitrov Kết quả dẫn trên hình 3.8 Đối với cặp 1 −2

(khoảng cách giữa các trạm ≈1,7 km) hệ số hiệp biến có nghĩa

đ‡ợc nhận thấy tới tận chu kỳ 5 phút, đối với cặp 1−3 (khoảng

nh‡ng nhìn chung các kết quả khá trùng hợp với nhau

ch ∼ 9 km) − tận 40 phút So sánh với dữ liệu của công trìn

95] (xem hình 3.7) cho thấy rằng hệ số hiệp biến của các da

gon lớn hơn (hình 3.9a) Tại chính các điểm đó đã đặt các

máy phong kế, tuy nhiên nguồn dữ liệu chính về gió lμ hệ thốngtia laze để ‡ớc l‡ợng gió trung bình giữa máy phát vμ máy thu.Một hệ thống tam giác đều với cạnh 300 m (xem hình 3.9 a) đã

cho phép ‡ớc l‡ợng các vi thăng giáng gió với độ chính xác cao Nhờ phép phân tích hiệp phổ vμ thuật toán chuyên dụng do một trong các tác giả (Younger) của công trình xây

h đ‡ợc các đặc tr‡ng phổ đối với những khoảng tần số khácnhau Ví dụ v

hình 3.9 b Ta thấy các són

nguồn của những sóng nμy có lẽ lμ vùng dông mạnh cách nơiquan trắc khoảng 100 km Việc tính toán sự biến đổi tốc độ pha

theo tần số (hình 3.9 c) đã cho thấy rằng những sóng nμy có độ

tản mạn lớn, khi tần số tăng tốc độ các sóng giảm nhanh

Mới đây, Monserrat vμ Thorpe [262] đã tiến hμnh một thí

nghiệm chuyên đề về khảo sát các đặc tr‡ng không gian − thời

gian của sóng khí quyển ở khu vực quần đảo Balearơ (Tây Ban

Nha) Theo các tính toán của họ, trên dải tần 0,02−0,15 c/phút

b‡ớc sóng (bằng kilômet) liên hệ với tần số (f ) bằng quan hệ

Thí nghiệm nμy rất lý thú, bởi vì các kết quả của nó đã đ‡ợc sử

dụng trực tiếp để mô hình hóa sự hình thμnh những dao động

sóng dμi của mực n‡ớc biển ở các vũng biển thuộc vùng quần

đảo

áp suấ gió ở khu vực tây

trắc:

Balearơ

Để kết thúc, chúng tôi xin l‡u ý về hình dạng rất lý thú của

các dao động khí quyển quan trắc đ‡ợc ở những khu vực bên

trong các trung tâm áp thấp sâu kiểu bão vμ bão lớn Có lẽ

Jordan [220] lμ ng‡ời đầu tiên chỉ ra sự tồn tại của những dao

động nμy Trong khi bão Emma đi qua đảo Okinawa ngμy 8

a − sơ đồ bố trí các dụng cụ quan

chỉ ra khoảng cách (m) giữa

M7 đặt cách M3 20 m; 1 − tháp khí

toợng có đặt máy phong kế vμ vi

áp ký M3; 2 − tam giác thiết bị

laze để đo các thăng giáng gió

trung bình theo mặt rộng; b −

thμnh phần tốc độ gió trên hoớng chuyển động của chùm sóng theo

máy đo laze (1) vμ phóng kế (2);

c − phụ thuộc của tốc độ pha của

các sóng khí quyển vμo tần số.

vμ phân bố áp suất vμ gió ở thời điểm tâm bão đi qua đảo Miako (c) [257] Hình 3.11 Dao động của gi áp (b) vμ mực noớc (c

quan trắc trên đảo Miako ngμ 66 kh o No 6618

y 4 −5/9/19 i bã đi qua đảo [257]

Misuta vμ Iosirumi [257] đã thu đ‡ợc những băng ghi chất

l‡ợng cao về các dao động t‡ơng tự trong thời gian cơn bão No

6618 đi qua đảo Miako (quần đảo Riukiu) ngμy 4−5/9/1966

(hình 3.10) Cơn bão nμy có c‡ờng độ cực mạnh

phát triển cực đại ở trên khu vực đảo Miako Tại thời điểm bão

đi q

) đã ghi nhận đ‡ợc áp suất tại mực n‡ớcbiển lμ 928,9 hPa Trong khi đó tại trạm trong vòng khoảng 12

giờ đã quan trắc đ‡ợc dao động khí áp có dạn

gần 50 phút vμ biên độ cực đại 7−8 hPa (hình 3.11 b) Những

động nμy lμ những dao

động riêng xuất hiện ở khu vự p thấ

việc ghi bằng máy những yếu tố khí t‡ợng thủy văn ở vùng tâm

hệ mật thiết giữa c‡ờng độ các dao động

sóng dμi của mực n‡ớc vμ những chuyển động khí quyển trên ví

dao động t‡ơng tự cũng quan trắc đ‡ợc đối với tốc độ vμ h‡ớng

gió (hình 3.11a), c‡ờng độ m‡a v.v

Có thể giả thiết rằng những dao

m vμ c~ờng độ của các quá trình khí quyển

ơng ở mức độ đáng kể bị chi phối bởi các quá trình khí

áp (xem hình 3.5), tăng gió, sóng bão, kết cục dẫn đến tăngnăng l‡ợng các dao động sóng dμi của mực n‡ớc Ng‡ợc lại, ở vùng khí áp cao năng l‡ợng của các sóng dμi đại d‡ơng th‡ờnggiảm tới 1−2 bậc

áp (2), thμnh phần dọc bờ (3) vμ pháp tuyến (4) của ứng suất gió ở Bắc Kurilsk

Phoơng sai đoợc tính theo khoảng thời gian tháng

Nh‡ đã nhận xét ở mục 1.6, phổ các sóng dμi ở vùng khơi

đại d‡ơng có đặc điểm của “nhiễu đỏ” vμ giảm đơncác tần số cao, giống nh‡ phổ khí áp vμ gió Sự rất giống nhau

điệu về phía

những chuỗi quan trắc dμi đối với các trạ

do O N Likhacheva vμ A B Rabinovich [55, 56, 79] thực hiện

gió nhỏ hơn (0,15−0,30) nh‡ng cũng có nghĩa (khoảng tin cậy

mật thiết giữa các nhân tố bên ngoμi

c‡ỡng bức

Một bức tranh rất khác quan trắc đ‡ợc đối với các dao động

mực n‡ớc với chu kỳ từ một số út đến một số giờ, tức đối với

Những dữ liệu đo đồng thời các dao động nμy vμ thăng giáng k

chế phát sinh các sóng dμi Phát hiện thấy rằng sự hiệp biến

giữa áp suất vμ mực n‡ớc trong vùng tần số cao rất yếu(0,05−0,10) [230] Những đồ thị trình

điển hình về ph‡ơng diện nμy Trong vòng toμn bộ thời kỳ đ‡ợcphâ

chế vật lý chung quy định hình dạng phổ

Mặc dù tính chất t‡

ơng, mối liên hệ giữa chúng hoμn toμn không mang ính chất tầ

m trên chuỗi đảo Kuril

ho thấy rằng trên dải tần số synop (0,05−1,0 c/ngμy) từ 55

hí áp thu đ‡ợc ở vùng bờ Thái Bình ơng của Nhật Bản [321, 322] cũng nh‡ trên thềm

California [264] cho thấy rằng sự liên hệ giữa các quá trình nμy

rất yếu

ợc trong các đợt thí nghiệm KAMSHEL-87, KAMSHEL-88 ở thềm tây nam bán đảo

khí áp vμ dao động mực n‡ớc b

bμy trên hình 3.13a khá

n tích (một số tháng) chỉ có một lần (1−3 tháng 10 năm1987) hμm hiệp biến hơi v‡ợt trên khoảng tin cậy (hình 3.13 b).

Hình 3.13 Hệ số hiệp biến giữa các thăng giáng khí áp vμ dao động sóng dμi

mực noớc biển tại các trạm K2 vμ B1 trên thềm tây nam bán đảo Kamchatka

đối với các thời kỳ 11−15/9/1987 (a) vμ 26/9−1/10/1987 (b)

Trong khi đó có nhiều ví dụ quan trắc những sóng dμi rõ rệt

có l

iên hệ với các quá trình khí quyển Một tr‡ờng hợp đặc tr‡ng đã đ‡ợc mô tả trong công trình của A L Bonđarenko vμ

V S B‡chkov [5] Chùm sóng nội trọng lực khí quyển với chu

kỳ khoảng 23 phút lan truyền bên trên biển Kaspi ở khu vực

đảo Svinôi đã kích thích một hệ thống sóng gió áp với cùng chu

khoảng 0,6

Gossard vμ Munk [180] khi phân tích chuỗi quan trắc năm

về các thăng giáng khí áp vμ gió gần LaHoll (vùng bờCalifornia) đã phân định đ‡ợc bảy tr‡ờng hợp có những chuỗi

sóng khí q kiểu bị bẫy với chu kỳ từ 5 đến 15 phút biểu

hiện khá rõ đi qua vùng đang xét ở hai trong số các tr‡ờng hợp

đó các sóng đã gây nên những dao động sóng dμi rõ nét của mực

n‡ớc đại d‡ơng, t‡ơng quan rất tốt với các thăng giáng khí

quyển ở năm tr‡ờng hợp còn lại, không nhận thấy các nhiễu

động sóng trong đại d‡ơng liên hệ với các sóng khí quyển

Trong các công trình của mình Donn đã dẫn ra một chuỗi ví

dụ rất hay về sự kích động các sóng dμi bởi nhiễu động khí

quyển, ông (cùng với các đồng tác giả) mo tả các sóng gây tai

từ

ont khí quyển, th‡ờng chúng trễkhoảng 6 giờ so với thời điểm front đi qua trạm

Những dao đốngóng dμi t‡ơng tự gây nên bởi sự chuyển

động của các front lạnh hay các đột biến áp suất cũng đã đ‡ợcquan trắc ở các vùng bờ

339] vμ các vùng khác của Đại d‡ơng Thế giới

thấy ở vùng bờNhật Bản Đó lμ các sóng dμi phá hủy

cơn bão vμ xoáy thuận sâu đi qua, biên độ của chúng đạt tới một

số chục xăngtimet (đôi khi hơn một

10−

luận ngay từ trong công trình kinh điển củaHonda, Terada vμ nnk (1908) [207

những sóng nμy đ‡ợc gây nên bởi cá

khu vực đảo Miako (xem hình 3.11) đã khẳng định tính có căn cứ của giả thiết nμy

Trên cơ sở những dữ liệu liệt kê ở trên có thể rút ra kết

1) Sự lan truyền những dao động khí quyể

hí quyển bị bẫy bên trên bềmặt của đại d‡ơng;

2) Sự đi qua của front khí quyển (t lμ fron

đột biến khí áp hay của tuyến gió mạnh;

có nguồn gốc khí t‡ợng đ‡ợc ng‡ời ta gọi lμ các sóng thần khí

t oợng, bởi vì về đặc điểm biểu hiện, tác động phá hủy trên vùng

bờ, về b‡ớc sóng vμ chu kỳ sóng chúng t‡ơng tự nh‡ các sóng

ng 7 năm 1954 [156, 161] Những cơn gió giật đột biến lan

truyền nhanh (với tốc độ từ 70 đến 140 km/giờ) của khí áp đã

tạo thμnh các sóng dμi mạnh trong các hồ, gây nên những hủy

hoại lớn ở vùng bờ vμ thậm chí lμm chết ng‡ời (ngμy 26 tháng 6

năm 19

Donn vμ các tác giả khác đa nhiều lần ghi nhận đ‡ợc

những dao động sóng kiểu t‡ơng tự ở khu vự

m lục địa Đại Tây D‡ơng của n‡ớc Mỹ) [120, 155, 157, 266]

Các sóng nμy chủ yếu liên quan tới sự đi qua của các front khí

quyển lạnh vμ các sóng khí quyển lan truyền dọc theo vùng bờ

(xem các hình 3.15b vμ 3.26)

Khi phân tích dữ liệu của máy ghi sóng dμi đặt ở khu vực

Newline (vùng bờ n‡ớc Anh), Darbyshire [144] đã phát hiện

trong thời kỳ các năm 1956−1957 tám tr‡ờng hợp lan truyền

những chùm sóng với chu kỳ đặc tr‡ng 30−40 phút vμ biên độ

18 đến 32 cm qua vùng nghiên cứu

Sự xuất hiện của những chùm sóng đó liên quan mật thiết

tới chuyển động của các fr

Nam Phi [145, 303], Ôstarâylia [134,

Một kiểu dao động đặc biệt rất hay gặp

, th‡ờng xuất hiện khi các

mét), chu kỳ đạc tr‡ng −

30 phút, b‡ớc sóng t‡ơng ứng với kích th‡ớc của các vùng ápthấp [257, 273] Cơ chế phát sinh có thể có của những sóng nμy

đã đ‡ợc bμn

], theo ý kiến các tác giả,

c thăng giáng áp suất trong xoáy thuận Những quan trắc về dao động khí áp mạnh vμ các dao động đồng thời của mực n‡ớc biển trong thời gian cơn bão

No 6618 ở

những da động gió áp đáng kể ở các biển vμ đại d‡ơng

đ‡ợc gây nên bởi ba nhân tố chính:

n mạnh kiểusóng nội trọng lực hay các sóng k

h‡ờng t lạnh), của

3) xoáy thuận sâu, bão hay bão lớn vμ những dao động khí

áp liên quan tới chúng

Trong sách báo trong n‡ớc, những dao động sóng dμi mạnh

thần thông th‡ờng Nếu không có thông tin địa chấn t‡ơng ứng

thì không thể phân biệt hai hiện t‡ợng nμy một cách đơn giản

Ví dụ, chùm sóng dμi với độ cao tới 60 cm vμ chu kỳ 24−60 phút

quan trắc đ‡ợc ở vùng bờ Nam Phi ngμy 11 tháng 5 năm 1981

thoạt đầu đã bị ngộ nhận lμ sóng thần vμ đ‡ợc mô tả trong tạp

đ‡ợc gây nên bởi những

vụ đ

ãtháng

10 năm 1987, ở phần phía tr‡ớc của xoáy

ka, đã quan trắc đ‡ợc những thăng giáng khí áp khá

khoảng 50 phút, song trên các băng ghi mực n‡ớc biển ở vùng thềm đã không có nhữn

kỳ bé hơnnhiều, đã diễn ra khoảng một ngμy sau đó vμ rõ rμng lμ chúng

bị gây nên bởi các sóng bão đã phát triển tới thời gian nμy [37]

Bức tranh t‡ơng tự đã nhiều lần đ‡ợc quan trắc tại các đμi

vật lý Miaghi vμ Iđzu-Osima gần bờ n‡ớc Nhật [106, 107, 192],

tại các trạm n‡ớc sâu P2, P5, P8 ở phần tây bắc

D‡ơng [232] vμ những nơi khác: sự tăng phổ các sóng dμi liênqua

c thực tế không phải lμ các sóng gió áp, mμ lμ các sóng ngoại trọng lực đã đ‡ợc phát sinh) Theo những dữ liệu đã nhắctới ở trên của Gossard vμ Munk,

ệu nμy cho phép đ‡a ra kết luận rằng các dao động sóng dμ mạnh kiểu sóng thần khí t‡ợng vμ nhiễu sóng dμi tự nhiên luôn hiện diện trong đại d‡ơng có những cơ chế

hình thμnh rất khác nhau.

Các sóng thần khí t‡ợng có lẽ đ‡ợc gây nên do kết quả tác

động cơ học trực tiếp của khí áp hay ứng suất gió lên mặt đại

d‡ơng, hơn nữa chỉ trong những tr‡ờng hợp khá hiếm hoi, khi thỏa mãn những điều kiện cộng h oởng phát sinh sóng dμi Thật

vậy, theo dữ liệu của Donn vμ nnk., vụ n‡ớc dâng tai họa ở vùngNgũ Hồ ngμy 26 tháng 6 năm 1954 đã liên quan tới sự trùng hợp tốc độ truyền các nhiễu khí quyển với tốc độ sóng dμi

chí “Tsunami newletter” số tháng 9 năm 1981 Chỉ sau đó,

Shillington mới nhận dạng các sóng đó nh‡ lμ những dao động

gió áp đ‡ợc gây nên bởi xoáy thuận sâu vμ các sóng khí quyển

liên quan với nó [303]

Các sóng thần địa chấn ở biển vμ các sóng thần khí t‡ợng

còn giống nhau ở một ph‡ơng diện khác: cả hai đều lμ hiện

t‡ợng khá hiếm Các sóng thần chủ yếu

ộng đất lớn d‡ới n‡ớc với c‡ờng độ M≥7, các sóng thần khí

t‡ợng − bởi những nhiễu động khí quyển mạnh Tuy nhiên,

giống nh‡ không phải mọi trận động đất, thậm chí mạnh, đều

gây nên sóng thần, không phải mỗi xoáy thuận sâu, mỗi front,

chuỗi sóng khí quyển hay mỗi nhiễu động khí quyển khác đều

dẫn tới phát sinh những dao động sóng dμi đáng kể ở đại d‡ơng

Những tr‡ờng hợp đã mô tả trên đây chắc hẳn lμ ngoại lệ, chứ

không phải lμ thông th‡ờng Có thể dẫn ra rất nhiều ví dụ trong

đó những nhiễu động khí quyển, thậm chí mạnh, mμ đ không

kèm theo sự phát sinh các sóng gió áp Thật vậy, ngμy 3

thuận đi qua trênKamchat

thì sự kích thích các sóng dμi trên thềm California đã chỉ quan trắc đ‡ợc ở hai trong số bảy

tr‡ờng hợp các chùm sóng khí quyển đi qua mμ thôi

Tất cả những dữ li

gh

c= [161] Hiệu ứng t‡ơng tự đã dẫn tới sự kích thích cácsóng dμi trên thềm Long-Irland ngμy 23 tháng 11 năm 1953 [155] vμ ngμy 20 tháng 9 năm 1958 [157] Redfield vμ Miller[291] cũng giả thiết rằng những trận n‡ớc dâng bão tai họa trênvừng bờ Long-Irland đ‡ợc gây nên bởi sự t‡ơng tác cộng h‡ởnggiữa các sóng dμi đại d‡ơng vμ các xoáy thuận lan truyền với cùng tốc độ trên h‡ớng về phía bắc Kiểu cộng h‡ởng nμy đã

đ‡ợc Praudman [75] mô tả chi tiết vμ vì vậy sắp tới đây chúng

ta sẽ gọi nó lμsự cộng h oởng Praudman.

Nhiễu động dị th‡ờng của mực n‡ớc đại d‡ơng quan trắc

đ‡ợc ở thềm Đại Tây D‡ơng của n‡ớc Mỹ tại khu vực

Cit ê do sự x tốc

y (hình 3.15b) đ‡ợc gây n n ấp xỉ trùng hợp giữa

bão Carol vμ tốc độ của hμi bậc không của các sóng ve

Nam Phi [303] vμ những nơi khác

ở một số vịnh vμ vũng biển quan trắc thấy hiện t‡ợng

“cộng h‡ởng kép”, khi các tham số của nhiễu khí quyển trùng

hợp với các tham số của các sóng dμi (tốc ,

điều kiệ n ng k h h các sóng dμi Theo dữ liệu phân

động khí quyển mạnh trong vòng một năm th‡ờng chỉ quan trắc

ây thực sự lμ ví dụ đầu tiên về

[181] sử dụng để xây dựng mô hình phát sinh cộng h‡ởng các

sóng ven, vì vậy kiểu cộng h ởng nμy đ‡ợc gọi lμ sự cộng hoởng

Gree

quan trắc tại thềm Ostrâylia [134, 339],

độ pha chu kỳ), còn

tr‡ng gần với các đặc

xuất hiện trong tr‡ có thể đạt độ cao một

Hiện t‡ợng nμy ở Nhật Bản có tên gọi lμ abiki [111, 196], ở Tây

‡ợc xem xét tỉ mỉ ở mục

những dao động gió áp đáng kể đòi hỏi: thứ nhất, phải có nhiễu

khí quyển mạnh đi qua khu vực , thứ hai, phải thỏa mãn những

n cộ g h‡ở ích t íc

trình khí quyển thì th

thấy không quá 10−12 sự kiện khí t‡ợng có khả năng (về

nguyên tắc) gây nên các sóng dμi, thời gian kéo dμi tác động của

đợt trong số đó tới bề mặt đại d‡ơng − từ vμi giờ đến 1,5−2

ngμy Chỉ có một số trong chúng có những đặc tr‡ng gần với các

đặc tr‡ng cộng h‡ởng Do đó, những điều kiện để phát sinh các

dao động sóng dμi mạnh chỉ xảy ra ở những thời kỳ hiếm vμngắn ngủi (vμi ngμy trong vòng một năm hay thậm chí th‡ahơn) Chính lμ vμo những thời kỳ đó mμ ng‡ời ta quan trắc đ‡ợc

độ hiệp biến cao giữa các dao động của đại d‡ơng vμ khí quyển

áp suất thủy tĩnh sát đáy vμ áp suất khí quy

Kamchatka

Ghi chú: Đối với Nam Kurilsk, Burevesnhik vμ Malokurilsk các trị số độ lệch

g trung bình đoợc dẫn riêng biệt cho tháng 8 vμ tháng 9

động sóng dμi nền, nh‡

bình phoơn

với những thăng giáng của khí áp Mức t‡ơng quan yếu giữa các

vi thăng giáng của áp suất vμ nhiễu sóng dμi tự nhiên ở đại

d‡ơng, những khác biệt lớn giữa các đặc tr‡ng của chúng (bảng 3.2) chứng tỏ vai trò t‡ơng đối nhỏ của cơ chế trực tiếp phi cộng

h‡ởng trong sự phát sinh các sóng dμi ở đại d‡ơng (ít ra lμ trong

sự phát sinh các sóng với chu kỳ nhỏ hơn 2−3 giờ)

Chúng ta sẽ xem xét những nguồn có thể có của nhiễu sóng

dμi tự nhiên

1. Các sóng nội ở đại d oơng

Những dữ liệu quan trắc thực địa [175] cũng nh‡ các tính

toán lý thuyết [138] đã chứng tỏ rằng các sóng dμi trên mặt

trong một số tr‡ờng hợp có thể đ‡ợc gây nên bởi các sóng nội

Tuy nhiên có lẽ nguồn dao động sóng dμi của mực n‡ớc loại nμy

lμ thứ yếu Minh chứng về điều nμy lμ: những khác biệt lớn về

các bán kính t‡ơng quan của các sóng mặt vμ sóng nội [334], sự

phụ thuộc yếu giữa mức nhiễu sóng dμi vμ sự hiện diện của

Sự truyền tải năng loợng theo từng bậc phổ

‡ơng tồn tại rất nhiều dạng chuyển động rối cùng đ

ảnh

ơng thì nhỏ (ngoại trừ vùng ven bờ)

i theo bậc, năng l‡ợng từ những quy mô lớn hơn chuyển tới các quy mô nhỏ hơn, thì ng‡ợc

csóng ngoại trọng lực)

cao của phổ sóng dμi (các chuyển động với chu kỳ từ 30 s đến 3

át sin sóng nội ở đại ng [5 6].cho rằng trong sự phát sinh các sóng dμi

phân tầng (ví dụ, ở Bắc Băng D‡ơng phân tầng rất yếu, nh‡ng

các dao động sóng dμi nền của mực n‡ớc biểu hiện khá rõ)

Ngoμi ra, nh‡ đã nhận xét ở trên, sự tăng tr‡ởng c‡ờng độ

nhiễu sóng dμi quan trắc thấy khi c‡ờng hóa các quá trình khí

quyển, do đó, chính những chuyển động khí quyển lμ nguồn

năng l‡ợng chủ yếu của các sóng dμi

2

Các quá trình địa vật lý có cùng một dạng phổ, điều đó lμm

ng‡ời ta nghĩ về một cơ chế duy nhất hình thμnh nên chúng

hoặc về sự chi phối lẫn nhau của chúng Trong đại d

‡ợc duy trì bởi nguồn

ô lớn Nh‡ Pedlosky đã viết dòng chảy quy mô lớn có xu

động quy mô nhỏ hơn” [70] Các lực ma sát đối với những quá

mô lớn thì nhỏ bé so với lực Coriolis vμ gradient áp

suất, nh‡ng trở nên đáng kể đối với những quá trình quy mô

nhỏ Kết cục lμ năng l‡ợng nhập từ bên ngoμi vμo các chuyển

động đại d‡ơng toμn cầu (chủ yếu d‡ới dạng bức xạ Mặt Trời)

đ‡ợc bù trừ bởi sự tiêu tán của các c

theo bậc từ những quy mô chuyển động lớn nhất tới những quy

mô chuyển động nhỏ nhất Đồng thời, theo ý kiến của Pedlosky,vấn đề nμy lμ một trong những vấn đề khó vμ ch‡a rõ nhấ

n nhiên, các quá trình

đều có h‡ởng nhất định tới sự hình thμnh phổ của sóng dμi trên mặt đại d‡ơng Tuy nhiên, nhìn chung sự ảnh h‡ởng đó không thể lớn, bởi vì rối biểu hiện yếu trong các dao động mực

n‡ớc đại d‡ơng (yếu hơn nhiều so với trong các dòng chảy haytrong sóng nội), còn quy mô của tính phi tuyến ở đại d‡

3.Sự t oơng tác phi tuyến của sóng gió

Nếu nh‡ trong khi truyền tả

ại do sự t‡ơng tác phi tuyến của các sóng gió hay sóng lừnnăng l‡ợng truyền tới những chuyển động quy mô lớn hơn (cá

Nhiều dữ liệu thực nghiệm cho biết rằng

động sóng dμi tự nhiên đ‡ h thμnh do sự phản xạ vμ tán

thích đ‡ợc hai đặc điểm quan trọng của các dao động nền: 1) các

ngẫu nhiên vμ mức hiệp biến của chúng với những dao động khí

xấp xỉ sóng dμi các ph‡

ợc hìn

dao động nền mạnh lên khi các quá trình khí quyển tăng c‡ờng;

2) mức hiệp biến thấp với những thăng giáng của khí áp vμ gió

Thật vậy, nếu quan niệm rằng nguồn của các sóng nμy lμ triều

khí t‡ợng (tức sự chênh lệch mực n‡ớc quy mô lớn do phản ứng

tĩnh học của đại d‡ơng đối với sự giảm khí áp), thì sẽ hiểu đ‡ợc

mối liên hệ của các đặc tr‡ng năng l‡ợng của nhiễu sóng dμi với

các nhiễu động khí quyển Mặt khác, trong khi phản xạ vμ tán

xạ trên địa hình ngẫu nhiên thì tr‡ờng các sóng dμi sẽ trở nên

ển sẽ giảm Tính không dừng của tr‡ờng các nhiễu động khí

quyển bên ngoμi cũng lμ một nhân tố quan trọng ảnh h‡ởng tới

sự hình thμnh các sóng dμi trong đại d‡ơng: t‡ơng tự nh‡

những bất đồng nhất của địa hình, sự bất đồng nhất của các

quá trình khí quyển có thể gây nên hoặc lμm tăng c‡ờng một

cách đáng kể sự phát sinh các dao động sóng dμi

Có lẽ chính cơ chế n

g nền của mực n‡ớc Chúng ta sẽ giμnh sự chú ý đặc biệt tới

nó cùng v chế cộng h‡ởng hình thμnh sóng thần

Phải u ý rằng vấn đề về cơ chế phát sinh các sóng dμi

trọng lực ở vùng khơi đạ d‡ơng vμ lân cận bờ lμ một trong

vấn đề phức tạp vμ còn ít đ‡ợc nghiên cứu nhất T‡ liệu

thực nghiệm có thể dùng để kiểm tra các mô hình nguồn lý

thuyết hiện tồn tại rõ rμng lμ ch‡a đủ Để nghiên cứu cơ chế

hình thμnh

chuyên trên các polygon ghi đồng thời mực n‡ớc, dòng chảy, các

tham số sóng gió vμ sóng lừng, các vi thăng giáng khí áp, gió

v.v

Không có khả năng bao quát toμn bộ các ph‡ơng diện củavấn đề phát sinh các sóng dμi, trong ch‡ơng nμy chúng ta sẽxem xét tr‡ớc hết về những cơ chế trực tiếp liên quan tới sự tác

động của các quá trình khí quyển tới bề mặt đại d‡ơn

3.4 Sự kích động trực tiếp các sâu không đổi bởi các quá trình khí quyể

dμi đ‡

ủa các

trình [48, 85, 181, 351, 352] vμ những công trình khác đã đề cập những khía cạnh lý thuyết của vấn đề nμy Khả năng kích thích các sóng dμi nhờ một nguồn nhân tạo bắt ch‡ớc nhiễu khí quyển

đã đ‡ợc minh họa trong một thí nghiệm rất lý thú trong phòng thí nghiệm [346] Їợc biết rằng chính lμ sự giảm áp suất vμgió mạnh gây nên những vụ n‡ớc dâng bão khủng khiếp Bây giờ chúng ta sẽ xem xét áp suất đóng vai trò gì trong sự phátsinh những dao động sóng dμi có tần số cao hơn so với n‡ớcdâng

có tính đến khí áp biến thiên vμ gió có dạng

h x

P x

g t

ρ

τρ

∂

h

P y

g t

ρ

y

τρ

∂

trong đó P a − áp suất khí quyển, τx,τy − các hợp phần ứng suấtgió tiếp tuyến, ρ− mật độ n‡ớc biển ảnh h‡ởng của sự quay

)(

1)(

2

2

a P h h

g

Đối với đại d‡ơng sâu không đổi h(x,y)=H ph‡

trình nμy có thể viết lại d‡ới dạng

g

Ta xét vai trò t‡ơng đối của khí áp vμ ứng suất gió trong sự

phát sinh các sóng dμi Số hạng thứ nhất ở vế phải ph‡ơng

trình (3.31) có thể viết lại nh‡ sau:

Với những tốc độ không quá lớn, gió nằm trong sự cân bằng

địa chuyển với khí áp Gió sát đất có thể ‡ớc l‡ợng theo công

thức

a a

f

k W k

a f

ρ

τρ

a

D f

đạt tới 100 m/s, tức vẫn nhỏ hơn nhiề

‡ớ

Tóm lại, nh‡

h các sóng dμi trọng lực ở khoảng tần đang xét thì vai

trò của khí áp lớn hơn vai trò gió [27] áp suất vμ các hợp

phần ứng suất đi vμo các ph‡ơng trì

(3.28) d‡ới dạng tuyến tính, vì vậy các dao đ

nên bởi áp suất vμ bởi gió có thể tính một cách độc lập

c

u so với nếu rút ra từ

ời ta sử dụng những công (3.33) Để c l‡ợng gió trong bão ng‡

một sóng chạy lan truyền

ùy ý so với đ‡ờng bờ

) (

0

),,(x y t =ζ e i ωt−l x− y

)(),,(x y t =ζ x e i ωt− y

ả thiết đơn giản hóa đã

chấp n

x l e x

x

Pe e

C e C

x l x

i x i

Pe e

e C

2 2 2

2 2

2

γχ

μ

+

=+

[48].Theo (3.43)

‡ớcnhững dao động khí áp cμng lớn; khi U= quan sát thấy sự c

cộng h‡ởng Praudman Nếu U< , thì c μ>0, tức dao động mực

n‡ớc tĩnh học (ζ ) vμ động lực học (ζ ) có cùng một dấu, độ dâng mực n‡ớc mang dấu d‡ơng t‡ơng ứng với sự giảm áp suất,trong tr‡ờng hợp khi các sóng khí quyển lan truyền với tốc độ

v‡ợt trên tốc độ các sóng dμi trong đ i dạ ‡ơng (U> ),c μ<0 vμ

sự gTốc

ng quan nh‡ vậy của

iảm áp suất gây nên dâng mực n‡ớc mang dấu âm

độ các sóng dμi ở vùng khơi đại d‡ơng bằng 100−250m/s, tốc độ uyể động đặc tr‡ng của các xoáy thuận nhỏ hơn khoảng một bậc − 8−20 m/s [270] Với t‡ơ

lực học của các sóng khí quyển lên bề mặt đại d‡ơng Từ công

suất mang tính chất tĩnh học vμ t‡ơng ứng với định luật áp kế

ng‡ợc, theo đó mực n‡ớc dâng lên 1,01 cm t‡ơng ứng với giảm

đ‡ợc gây nên chỉ khi nμo khác biệt giữa các tốc độ lan truyền

của sóng đại d‡ơng vμ sóng khí quyển không v‡ợt quá 10

Nh‡ đã nhận xét ở mục

ộ ặc tr‡n

hoặc lμ nhiễu sóng dμi tự nhiên ở đại d‡ơng đ‡ợc sinh ra bởi các

quá trình khí quyển nhờ một cơ chế khác nμo đó (ví dụ, bằng sự

tán xạ), hoặc lμ nguồn của nhiễu nμy lμ những quá trình khác

b) Đối với những vùng ‡ớc nông trải dμi sự cộng

h‡ởng Praudman xác suất hơn so với nhữ

sâu

o động mực n‡ớc đại d‡ơng Sử dụng mô hình đại

d‡ơng bán vô hạn với độ sâu không đổi, chúng ta sẽ coi đ‡ờng

bờ trùng với trục

−20 %

3.2, các tốc độ sóng Lamb vμ sóng gió áp trọng lực gần bằng tốc độ âm U=343m/s, các tốc đ đ g

của sóng nội trọng lực U≈30 50 m/s [17] Tốc độ các sóng dμi ở

vùng khơi đại d‡ơng nhỏ hơn nhiều so với tốc độ các sóng gió áp

trọng lực, nh‡ng lớn hơn so với tốc độ các sóng nội trọng lực vμ

do đó, không có những điều kiện để phát sinh cộng h‡ởng các

sóng dμi Từ những điều đã nói trên đây có thể rút ra kết luận:

nμo đó (chẳng hạn, sóng gió), hoặc lμ nó đi tới vùng khơi

Tốc độ điển hình của các nhiễu khí quyển (bão, xoáy thuận,

ng kiểu sóng thần khí t‡ợng lμ 15−80 km/giờ Các sóng dμi

trọng lực có tốc độ nh‡ vậy khi độ sâu đại d‡ơng bằng 2−50 m

g góc với bờ ra phía

)1(

ζχ

)1(

c d

ζ = + (3.46)

ở đây ζd − thμnh phần sóng động lực học, t‡ơng ứng với phản ứng của mực n‡ớc đại d‡ơng đối với sự biến thiên khí áp ở vùng

*

−

= 0 2

C từ điều kiện có hạn của ζ(x) khi x→ ∞ ; ' = 0 −

2

C từ đòi hỏi

đesóng phản xạ chạy trên h ‡ớng từ bờ ra.

khơi đại d‡ơng:

) (

0 2 2

2 )

( 0

),,

ζ





(3.47)

Đại l‡ợng ζ đ‡ợc xác địd nh bằng các tham số của nhiễu

động khí quyển vμ độ sâu thủy vực vμ không phụ thuộc vμo sự

có mặt của bờ.* Đại l‡ợng thμnh phần sóng bờ liên quan tới

sự có mặt của đ‡ờng ranh giới bờ:

,,

1

),,

không thể thỏa mãn điều kiện không chảy xuyên), nh‡ng trên

h‡ớng vuông góc bờ thì sóng nμy khác xa so với chúng Nh‡ có

thể suy ra từ các biểu thức (3.48), có thể có h ‡ơng án cấu

động dọc theo bờ (tức khi =k, l=0, C1=0) vμ do đó bờ không

có ảnh h‡ởng gì tới sự phát sinh các dao độn

áp, các sóng phản xạ vμo vùng khơi đại d‡ơng không đ‡ợc tạothμnh Trong một tr

háp tuyến với đ‡ờng bờ, tức khi k=0,

l

=

 , sóng o t μnh có đặc điểm sóng đứng thuần túy:

)()(cos)

,,

0 0

1

νζ

νμ

c

U

≈

Trong tr‡ờng hợp khi các sóng khí quyển truyền vμo phía bờ

* Khác với sóng kelvin bình th ‡ờng, sóng nμy có thể tồn tại cả khi không có sự quay; h‡ớng truyền của nó đ‡ợc xác định bằng dấu của k , trong khi sóng

Kelvin tự do luôn chuyển động sao cho bờ ở phía bên phải (ở bắc bán cầu) Các sóng Kelvin c ‡ỡng bức vμ sóng Puancarê c‡ỡng bức đóng vai trò quan trọng trong sự hình thμnh thủy triều (xem mục 6.2 trong [27]).

(tức khi <0, U<0) Δζ >0, tức mực n‡ớc tổng cộng thấp hơn

so với ở ngoμi khơi đại d‡ơng

của thμnh phần bờ của các sóng c oỡng bức ở đại doơng tùy thuộc vμo tốc độ

vμ góc tới của các sóng khí quyển so với bờ

Trong tr‡ờng hợp tổng quát, khi các nhiễu động khí quyển

đi tới bờ d‡ới mộ

0

2 1

2 2

0

2 1

2 2 2

2

sin

sin1

ζμϕ

n các đồ thị biến đổicác hệ số C=(C1, C1′)/ζ0 ứng với một số giá trị của tốc độ tùythuộc vμo góc đi tới bờ của các sóng khí quyển Nếu loại trừvùng

ˆ

ϕ∼ϕ , thì hệ số res Cˆ đơn điệu giảm từ giá trị cực đại

c U

Cˆ = / tại ϕ =0$ đến Cˆ =0 tại ϕ =90$

3.5 ảnh h~ởng của vùng thềm tới sự phát sinh các sóng dμi

Ngμy 26 tháng 8 năm 1954 ở vùng quần đảo Bagam đã

rol Chuyển động chậm về phía tây bắc,ngμy 30 tháng 8 bão đi tới lục địa Bắc Mỹ vμ sau khi t

Hình 3.15 Quan trắc sóng ven trên thềm California khi gió mạnh đi qua

ngμy 6 tháng 1 năm 1954 (a) vμ ở vùng bờ Đại Tây Doơng noớc Mỹ

ngμy 31 tháng 8 năm 1954 khi bão Carol đi qua (b) (từ công trình [266])

a − dao động mực noớc ở La-Holl (1) vμ Oyshenside (2), khí áp (3) vμ tốc độ gió

(4) ở La-Holl; b - dao động mực noớc ở Atlantic-City (1) vμ Sandy-Hook (2), các

mũi tên chỉ thời điểm tâm bão đi qua trạm

Redfield vμ Miller sau khi nghiiên cứu những dao động đó

[291] Theo ý kiến của họ, hiện t‡ợng nμy (về sau ng‡ời ta phát

hiện ra rằng nó đã từng xảy ra tr‡ớc đây ở bờ n‡ớc Mỹ) không

thú về ph‡ơng diện khoa học, mμ rất đá g

ặt thực tiễn: các sóng đi tới bất ngờ, sau khi kết thúc n‡ớc

dâng một thời gian khá dμi; rất có thể xảy ra tình huống khi cực

đại n‡ớc dâng trùng với n‡ớc ròng của thủy triều vμ không đ‡ợc

nhận ra, nh‡ng các dao động thứ sinh nếu trùng với n‡ớc lớn

‡ vậy, lý thuyết kinh điển dựa trên mô hì ơn

‡

ghềm,nhữ

với độ sâu không đổi đã không cho phép đ‡a ra một gải thích xác đáng về bản chất của những dao động n ớc dâng thứ sinh.Vì vậy, Munk, Snodgrass vμ Carrier [266] đã đề xuất giả thuyết rằng hiện t‡ợng nμy liên quan tới sự kích thích cộng h‡ởn cácsóng ven bị chi phối bởi độ biến thiên địa hình ở đới t

ng sóng nμy truyền dọc vùng bờ với tốc độ của các quá trìnhkhí quyển

Giả thiết rằng tốc độ pha của hμi bậc không các sóng ven

đối với địa hình nghiêng bằng tốc độ của nhiễu động khí quyển (c0 =U ), theo các công thức (2.18), (2.19) có thể viết

kéo dμi củ

thực khô

kể nμo với chu kỳ của h i thứ nhất hay các hμi a

l‡ợng xuất phát từ lập luận vật lý đơn giản nh hiệu số củathời

đ‡ợ

‡ lμgian đi qua của mặt hậu (t r) vμ mặt tiền (t f) của sóng:

0

c

L c

L t t T

g f

r − = −

=

ở đây c g − tốc độ nhóm, c0 − tốc độ pha của các sóng ven, L−

khoảng cách từ khu vực bão đi vμo đới thềm (tức từ vùng dự

định phát sinh các sóng ven) đến trạm nơi mực n‡ớc đ‡ợc qua

trắc Đối với các sóng ven trên thềm nghiêng

n

2/

L

T= =Δ

0

(3.59)

So sánh các giá trị tính toán vμ thực đo Δ cho thấy chúnT g khá

trùng hợp với nhau (xem bảng 3.3)

Bảng 3.3 Các giá trị tính toán vμ quan trắc tốc độ, chu kỳ vμ thời gian kéo dμi

của các dao động n oớc dâng thứ sinh gây nên bởi những trận bão truyền dọc

vùng bờ đông bắc n oớc Mỹ (từ công trình [266])

1954

11 −12/9 1954

14 −15/9 1944

21 −22/9 1938

Công trình [266] lμ ví dụ đầu tiên chứng minh sự tồn tạithực tế của các sóng ven ở đại d‡ơng vμ hiện t‡ợng “bẫy” (tụtập) năng l‡ợng sóng ở đới thềm ở tất cả các tr‡ờng hợp đã xét quan trắc thấy sự kích thích cộng h oởng hμi bậc không của sóng ven bởi nhiễu động khí quyển di chuyển Cơ chế cụ thể của sự

kích thích t‡ơng tự đã đ‡ợc mô tả trong công trình củaGreenspan [181]

Greenspan đã xem xét sự phát sinh các sóng ven trên đáynghiêng h=αx bởi nhiễu khí áp đ‡ợc cho d‡ới dạng

)()()(

)()

,,(

2 2

a x t U y

a x a P t

y x

P a

++

Sau khi thực hiện tính toán trong không ian các số sóng

U

g

sóng nμy t‡ơng ứng với hμi bậc không của sóng ven

Nghiệm tiệm cận nhận đ‡ợc trong công t ình [181] đối với

−

ρ

t U y t U

nghiệm nμy về ph‡ơng diện vật lý rất phù hợp với những kết

quả của Munk vμ nnk [266] Tuy nhiên, khác với công trình

nμy, ở đây sự kích thích cộng h‡ởng các sóng ven đ‡ợc xem lμ

luận chứng kết quả nμy một cách chặt chẽ toán học

Sự tồn tại các dao động n‡ớc dâng thứ sinh lμ hệ quả của

một thực tế lμ phổ biến đổi Fourier ng‡ợc đối với bμi toán đang

cực nμy Sự hiện diện của một cặp cực ứng với hμi bậc không

của các sóng ven liên quan tới tính chất đặc biệt của nhiễu khí

quyển ban đầu dạng (3.60) Kết quả (3.62) có thể đ‡ợc khái quát

cho một phân bố khí áp bất kỳ Trong tr‡ờng hợp nμy thì một

nhiễu động đ‡ợc hình thμnh tại thời điểm t=0 vμ lan truyền

dọc theo bờ với tốc độ không

U

g n

còn những tần số cộng h‡ởng t‡ơng ứng với chúng ω − biểunthức

U

g n n

Tuy nhiên, trên thực tế thì để phát sinh những hμi bậc cao các nhiễu khí quyển cần phải chuyển động với những tốc độ khá lớn Thật vậy, theo các ‡ớc l‡ợng của Greenspan [181], hμi sóng ven thứ nhất ở vùng bờ đông n‡ớc Mỹ (tức đối với

3

10)5 4

Cần phải l‡u ý rằng mô hình mμ Munk vμ nnk [266] vμ

Greenspan [181] đã sử dụng có chứa một nh‡ợc điểm quan

trọng, hạn chế khả năng ứng dụng của nó khi nghiên cứu các

quá trình thực ở đại d‡ơng, cụ thể lμ − không có ranh giới thềm

vμ tăng độ sâu vô hạn khi xa dần khỏi bờ Đối với những chuyển

động quy mô lớn, với kích th‡ớc so sánh đ‡ợc kích th‡ớc đặc

tr‡ng của vùng thềm, mô hình nμy có thể dẫn tới những sai số

đáng kể Vì vậy, bản thân Munk sau nμy khi mô tả các chuyển

động sóng dμi ở đới thềm đã sử dụng những mô hình với thềm

kích th‡ớc hữu hạn, chẳng hạn mô hình thềm − bậc [255, 312]

Tuy nhiên, những đặc điểm vật lý chủ yếu của sự kích thích

các sóng ven bởi nhiễu khí quyển truyền dọc bờ đ‡ợc truyền đạt

hoμn toμn đúng đắn trong các mô hình [181, 266] Điều nμy đã

đ‡ợc chứng minh, chẳng hạn bởi Zelesnhiansky [218], ông nμy

đã thực hiện tính toán bằng số n‡ớc dâng bão với địa hình thực

đối với vùng thềm đông bắc n‡ớc Mỹ vμ đã nhận đ‡ợc những

kết quả rất phù hợp về ph‡ơng diện định tính với những kết

quả của các công trình vừa đ‡ợc nhắc tới (đã thấy đ ợc những

dao động n‡ớc dâng thứ sinh mang tín chất sóng ven)

Bây giờ để tiếp tục việc khảo sát đã

‡h

bắt đầu ở mục tr‡ớc, ta

ềm

điều kiện liên

tục của mực n‡ớc vμ thông l‡ợng khi

sẽ xét chi tiết hơn về sự kích thích các sóng dμi bởi các sóng khí

quyển di chuyển dạng (3.37) có tính đến biến thiên địa hình ở

đới thềm (đối với vùng th hữu hạn)

Để bắt đầu, chúng ta sử dụng mô hình thềm − bậc (2.32)

Phù hợp với (3.40) nghiệm ph‡ơng trình dạng (3.39) đối với mỗi

vùng có thể viết lại d‡ới dạng

x l j x j x j

j x C e j C e j P e

2 1

∂

∂

Những điều kiện nμy cho khả năng lập ph‡ơng trình ma tr

1 1 1

trong đó A j vμ Z j lμ ma

()

2 1

1 1

vμ hững biểu thức t‡ơng tự nh‡ngthay thế

ơng trình (3.67) có thể biến đổi thμnh dạng

2 1 1 2

2,1,},{b m1 j m= Các hệ số 1

mn

a vμ 1

m

b đ‡ợc mô tả bằng nhữngcông thức

)(exp),

(exp),

)(

)(exp)1(),

(

0 1 1

A Z A A

1 1 1 1 2

}{],

12

21 12 11 11

Từ đ

0 1 11

21 = C +βζ

νμ

F

d q

C11=− 22β1ζ0 − 2 , (3.75)

1 12 11 2 0 1 22 11 21 12 12

)(

)(

d F

q q d q

.41) vμ (3.74)−(3.76) mô tả đầy đủ cấutrúc

Nh‡ vậy, giống nh‡ đối với đại d‡ơng

của các chuyển động sóng ở vùng khơi đại d‡ơng vμ trên

thềm gây nên bởi sóng khí áp di chuyển

độ sâu không đổi, đốithềm− bậc nghiệm có dạng (3.46) vμ gồm hai thμnh phần: 1)

sóng c‡ỡng bức thuần túy (“bị khóa”), các tham số của sngs nμy

đ‡ợc xác định bởi lực c‡ỡng bức vμ độ sâu ở vùng khơi đại d‡ơng

vμ ở thềm (ζ ); 2) các sóng dμi phản xạ từ ranh giới bờ vμ từ d

thềm (ζ ) Tuy nhiên, loại thμnh phần thứ hai khi có c

thềm có đặc điểm phức tạp hơn

kích thích cộng h‡ởng

h đến (3.68)−0

=

F Nếu tín(3.70) ta nhận đ iện cộng h‡ởng nh‡ sau:

2 2

2 12

21 22 21

2

L F

)(

(

1 1

Đặc điểm của các dao động sóng dμi trên thềm vμ ở vùng khơi đại d‡ơng, vμ nói riêng khả năng kích thích cộng h‡ởngcác sóng dμi, phụ thuộc nhiều vμo những tham số α ,1 α vμ do 2

đó, vμo giá trị của thμnh phần dọc bờ của vectơ sóng k Về

ph‡ơng diện nμy, ta thấy rất giống với tr‡ờng hợp các sóng tự

do (xem mục 2.3)

Cũng nh‡ ở mục 2.3, chúng ta sẽ sử dụng các ký hiệu nh‡

hμm l‡ợng giác, E′ vμ − T′ cùng các đại l‡ợng đó trên thềm Rõ rμng, có thể có ba kiểu dao động [128] (hình 3.16)

1 k2 >ω2/(gh2), k2 >ω2 /(gh1)− kiểu E E′ Tronhợp nμy nghiệm mang tính chất hμm m

Loại nghiệm nμy t‡ơng ứng với các sóng Kelvin cxét ở trên

Để thực hiện điều kiện (3.77) cần phải có

g tr‡ờng

ũ cả trên thềm lẫn ở vùng khơ α1 =χ1,α2 =χ2), hơn nữa về

‡ỡng bức đã

1 1 1

χ

h

nh‡ng điều nμy không thể, bởi vì h2 >h1, χ2 >χ1, còn th(x) luôn

2 2

)(

nhỏtr‡

2 2

gh

k <ω , k2 <ω2/(gh2)− kiểu T′ Nghiệm ở cả trên thềm lẫn ở vùng khơi đại d‡ơng mang tính chất l‡ợng giác(α1 =ip1, α2 =ip2) Kiểu nghiệm nμy t‡ơng ứng với các sóng Puancarê c‡ỡng bức Điều kiện (3.7) đối với các sóng nμy cũng không đ‡ợc thực hiện, bởi vì vế trái của ph‡ơng trình tản mạn

lμ số ảo thuần túy, còn vế phải − số thực, tức các dao động cộng

h‡ởng không thể đ‡ợc kích thích

Hình 3.16 Biểu đồ tản mạn chẩn đoán của các sóng

đối với mô hình thềm − bậc với tham số d

Theo (3.78),

(cos

i F

biên c oỡng bức 08

, 0

=

c L

* / π ω

ω = , c= [gh1h2 /(h2 −h1)]1/2

Tuy nhiên, điều nμy không có nghĩa rằng phản ứng của

mực n‡ớc đối với dao động áp suất mang tính đơn điệu Nh‡ có

thể suy ra từ các công thức (3.74)−(3.76), biên độ của các sóng

dμi do biến thiên khí áp gây nên tỷ lệ với F− 1

1

=+

−

1 1 1 1

2 2 1

)]

(sin)([cos

)(sin)(cos

1 2 2

2 2

1 2 1

L p L

p h

p

L p L

p i

1 1

2 1 1

)(sin)(cos

h p

L p L

p i

Công thức (3.81) cho thấy rằng các sóng Puancarê c‡ỡngbức liên quan mật thiết với các sóng tự do; tại những tần số mμ các sóng Puancarê tự do (phát xạ) có cộng h‡ởng thềm thì cácdao động sóng dμi c‡ỡng bức cũng tăng năng l‡ợng

Ta nhận thấy rằng các hệ số C11, C21 đ‡ợc xác định bằng các công thức (3.74), (3.75) đặc tr‡ng cho sự biến dạng tr‡ờngsóng của những dao động c‡ỡng bức ở đới thềm, còn C12 (3.76)

xạ các sóng dμi ra vùng khơi đại d‡ơng Tham số k

ở vùng khơi đại d‡ơng) thực tế lμ hệ số phát xạ các gPuancarê c‡ỡng bức

phát xạ t‡ơng ứng với cực đại của các hệ số

một số

l

những vùn khuếch đại biên độ các sóng

γ , tức các tần số cộng h‡ởng thềm của các sóng tự do (xem các biểu thức (2.90),(2.93)) Nh‡ vậy, thềm có tác động chọn lọc tới tr‡ờng các sóngdμi ở đại d‡ơng: nếu phổ của các sóng c‡ỡng bức đi tới thềm có

đặc điểm “nhiễu trắng”, thì phổ của các sóng phản xạ sẽ chứanhững cực đại biểu hiện rõ tại các tần số cộng h‡ởng thềm

Từ hình vẽ thấy rằng các sóng Puancarê c‡ỡng bức rơi vμo dải tồn tại của các sóng nội trọng lực trong khí quyển, vμ nhữngsóng sau cùng nμy khi tác động lên bề mặt đại d‡ơng có thể dẫn tới tạo thμnh các sóng Puancarê

Hình 3.17 Những đoờng đẳng trị hệ số kích thích A đặc trong

cho hiệu quả truyền năng loợng từ khí quyển cho đại doơng

điểm l‡ợng giác trên vùng thềm vμ đặc điểm hμm mũ ở vùng

khơi đại d‡ơng (α = ip ,α =χ ) Số sóng trong tr‡ờng hợp nμy

ứng với vùng tồn tại củ ven tự do (xem hình 2.3, 2.4),

vì vậy những dao động c‡ỡng bức t‡ơng ứng đ‡ợc hình thμnh do

tác động của các nhiễu khí quyển tuần hoμn đ‡ơng nhiên đ‡ợc

gọi lμ các sóng ven c‡ỡng bức (xem hình 3.16)

Các điều kiện cộng h‡ởng kích thích những sóng nμy (3.77)

đ‡ợc

2 2 1 1

a các sóng

thỏa mãn nếu

1 1

2 2

1 )(tg

p h

h L

trong đó

c U

2 / 1 2 2

2 1

y

j j

ω

ở đây

L j

,arctg

2 2 1

2 2 2

c U h

đối với các sóng chu kỳ lớn lực Coriolis có thể tỏ ra đáng kể

Kađziura [35] đã nghiên cứu vấn đề nμy vμ cho biết rằng thμnh

phần lan truyền theo h‡ớng xoáy thuận (tức thμnh phần khi di

chuyển thì bờ ở phía bên phải ở bắc bán cầu) sẽ đ‡ợc phát sinh

một cách hiệu quả hơn

Buchwald vμ De Szoeke [134] đã nghiên cứu sự kích thích

các sóng ven đối với mô hình thềm − bậc, nhấn mạnh rằng

những điều kiện cộng h‡ởng (3.84), (3.85) lầ những điều kiện

quá chặt chẽ Vì vậy, họ khá hoμi nghi về khả năng hiện thực

của chúng trong những điều kiện tự nhiên, ví dụ, họ nghi ngờ có

thể dùng chúng để lý giải những sóng dμi cực trị đã quan trắc

đ‡ợc ở hồ Michigan vμ trên vùng thềm đông bắc Đại Tây D‡ơng

đã đ‡ợc đề cập trong các công trình của Donn, Ewing [156] vμ

Donn, McGuinnes [157]

Phải l‡u ý rằng, xác suất hiện thực điều kiện cộng h‡ởng

(3.85) tăng lên mạnh nếu phổ không gian của các sóng khí

quyển có cực đại t‡ơng đối tù Một mô hình t‡ơng tự chỉ đối với

những dao động ngoại trọng lực đã đ‡ợc xét trong công trình

của Bowen vμ Guza [127], ở đó đã mô tả sự kích thích các sóng

ven bởi tr‡ờng sóng gió với phổ góc t‡ơng đối phân tán (xem

mục 4.4)

Có thể có ấn t‡ợng rằng sự phát sinh cộng h‡ởng các sóng

trên thềm còn có thể xảy ra trong tr‡ờng hợp khi tốc độ các sóng

khí quyển (không phụ thuộc vμo h‡ớng của chúng) trùng với tốc

độ các sóng dμi trên thềm, tức khi U = gh1 (trong công trình

của Donn vμ McGuinnes [157] thì chính lμ kiểu cộng h‡ởng nh‡

vậy đã đ‡ợc xem xét nh‡ lμ nguồn của những dao động sóng dμi

trên thềm Long-Irland ở đông bắc Đại Tây D‡ơng) Thật vậy,

trong tr‡ờng hợp nμy

2 1

1

x x

l x

x

e x

C e

P e C e C

1

x l

sẽ bị triệt tiêu vμ cuối cùng chúng ta

++

})]

()

1()1([ l h1 −μ1 − l h2 −μ2 +α2h2 μ1 −μ2 e−l L , (3.91)trong đó, theo (3.87)

)(sin)

(

2 2

Khi 2 =ν2,U =c1 có tính đến (3.89) ta có

)(sin)

(cos[

2

)1((

1 2

2h l L −l h l L

αBiểu thức (3.93) không chứa μ vμ do đó, không có những 1

2 2

2 11

L l

−

đặc điểm cộng h‡ởng khi U =c1.

Nh‡ vậy, khi U =c1 sự cộng h‡ởng đối với mô hình thềm−

bậc không tồn tại Thật ra đối với các mô hình thềm phức tạp

hơn cũng không có sự cộng h‡ởng nμy Mặc dù lμ đối với một

trắc diện địa hình đơn điệu bất kỳ, bao giờ cũng tồn tại một độ

sâu mμ tốc độ sóng dμi t‡ơng ứng với nó trùng với tốc độ nhiễu

(

2 2

n‡ớc vμ thông l‡ợng đã bị vi phạm

Sự cộng h‡ởng (Praudman) diễn ra chỉ khi U =c2, tức khi

tốc độ của các nhiễu khí quyển trùng với tốc độ của các sóng dμi

ở vùng khơi đại d‡ơng

Nghiệm nhận đ‡ợc đối với mô hình thềm − bậc dễ dμng

khái quát cho tr‡ờng hợp địa hình dạng hình trụ bất kỳ, t‡ơng

tự nh‡ điều nμy đã lμm đối với các sóng tự do (xem mục 2.6)

Nếu xấp xỉ địa hình thực h=h(x) bằng một hμm bậc thang, có

thể biểu diễn nghiệm d‡ới dạng (3.65) cho từng bậc thang Từ

các điều kiện liên tục mực n‡ớc vμ thông l‡ợng tại các ranh giới

các bậc (3.66) rút ra ph‡ơng trình truy hồi dạng (3.67) cho phép

biểu diễn các hệ số C1j, C2j qua C1(j−1), C2(j−1) Điều kiện không

chảy xuyên tại bờ vμ điều kiện Zommerfeld tại vô cùng cho phép

khép kín hệ ng tham số đ‡ợc cho của nhiễu bên

l

k, ) xác định tất cả các giá trị của những hệ số C j

Cũng giống nh‡ đối với mô hình thềm − bậc, biểu đồ tản

mạn của các sóng c‡ỡng bức trong tr‡ờng hợp địa hình hình trụ

đơn điệu tùy ý tùy thuộc vμo tốc độ vμ h‡ớng đ‡ợc chia ra thμnh

ba phụ vùng:

2) < < min max < > min−

2 2 max 2

),/(

c tốc độ cực tiểu, còn cmax = ghmax − tốc độ cực đại

đối với địa hình đó Khi xấp xỉ h(x) bằng hμm bậc thang giảthiết rằng hmin =h1, còn hmax =h=h∞

Khác với các sóng tự do, đối với các sóng c‡ỡng bức nghiệm

có thể tồn tại với bất kỳ các giá trị của ω vμ k , tức đối với điểm

bất kỳ của biểu đồ tản mạn, tuy nhiên các sóng cộng h‡ởng đ‡ợckích thích chỉ trong tr‡ờng hợp khi những giá trị ω vμ k đó

‡ơng đối lớn

ển

độn

t‡ơng ứng với những hμi riêng biệt của các sóng ven tự do

Nh‡ đã nhận xét ở mục 3.3, các sóng dμi biên độ t

ở những tr‡ờng hợp riêng biệt đ‡ợc phát sinh trong chuyển

động của front khí quyển (đột biến khí áp) thuộc kiểu đã đ‡ợcbiểu diễn trên hình 3.6 Bμi toán nh‡ vậy đã đ‡ợc Buchwald vμ

De Szoeke (đối với thềm − bậc) [134] vμ Viera, Buchwald (đối với thềm hμm mũ) [339] khảo sát về bằng lý thuyết

Tr‡ờng hợp lý thú vμ quan trọng nhất, khi tốc độ chuy

g của đột biến áp suất t‡ơng ứng với dải tồn tại của các sóng ven cmax >U >cmin Їờng thẳng c = U =const trên biểu đồ tảnmạn giao với tập hợp chăn các hμi (xem hình 3.16) T‡ơng ứng,tất cả những hμi đó đ‡ợc kích thích khi front đi qua Trong khi

đó năng l‡ợng của mỗi sóng đ‡ợc kích động giảm xuống theo số hiệu hμi tăng lên Với t‡ cách lμm ví dụ, trong bảng 3.4 [128]dẫn những biên độ t‡ơng đối của sáu hμi sóng ven thấp nhất đối với thềm hμm mũ đ‡ợc gây nên bởi đột biến khí áp lan truyền với tốc độ U =0 c,5 max

Bảng 3.4

Biên độ tại x= 0 2,35 1,37 1,15 0,91 0,79 0,68

Nh‡ vậy, front khí áp trong khi di chuyển có thể tạo nên

những sóng ven với biên độ v‡ợt trội đột biến áp suất một số lần

u đ‡ờng front, không v‡ợt lên tr‡ớc vμ cũng không bị rớt lại sau nó (giống nh‡ chuyển động của các toa

tầu hỏa đằng sau đầu tầu) Nh‡ đã cho biết trong công trình

của Worthy [350], cảnh

vμ lan truyền theo sa

t‡ợng phát sinh các sóng ven t‡ơng tự cũng quan trắc thấy khi trận gió mạnh đi qua

iên của

địa hình

Trong một số tr ờng hợp, khi những tham số của sóng khí

3.6 Sự kích động các sóng ven do kết quả tản mát thủy triều

khí t~ợng trên nền những bất đồng nhất ngẫu nh

tr‡ớc đã cho thấy rằng

ơng có thể tạo ra

‡với các tham số của sóng dμi trong đại

biến thiên

g có những điều kiện cộng h

ớc phải phù hợp với “quy luật áp kế ng

h‡ở a đ ờng bờ, biến thiên địa hình

u sóng dμi tự nhiên ở đại d‡ơng vμ các dao động tần cao

nền của khí quyển (xem bảng 3.2) chứng tỏ rằng nhiễu sóng dμi

trong đại d‡ơng đ‡ợc hình thμnh theo “cơ chế phát sinh không

trực tiếp”; chẳng hạn, nó có thể đ‡ợc tạo nên do kết quả tán xạ

các nhiễu lớn của mực n‡ớc đại d‡ơng (kiểu nh‡ thủy triều khí

t‡ợng) trên những yếu tố bất đồng nhất của địa hình

Việc khảo sát sự lan truyền các chuyển động sóng trong môi tr‡ờng bất đồng nhất ngẫu nhiên vμ sự tán xạ năng l‡ợngsóng trong 20−30 năm gần đây đ‡ợc chú ý nhiều hơn, điều nμy

tr‡ớc hết liên quan tới những bμi toán thực dụng của quanghọc, âm học, vật lý vô tuyến vμ điện động lực học Đối với Đạid‡ơng Thế giới những quá trình đó có ý nghĩa đặc biệt Sự biến

động của các tham số đại d‡ơ

g vμ sự tán xạ năng l‡ợng của các sóng đại d‡ơng Những tổng quan tỉ mỉ về ph‡ơng diện nghiên cứu lý thuyết tán xạsóng trong đại d‡ơng cũng nh‡ các kết quả đo đạc trực tiếp về những quá trình tuơng ứng có dẫn trong các công trình củaPelinovsky [71] vμ Mysak [271]

Các dữ liệu quan trắc vμ tính toán lý thuyết chứng tỏ rằng

sự tán xạ đóng vai trò cự kỳ quan trọng trong sự hình thμnh

tr‡ờng sóng đại d‡ơng, đặc biệt các dạng chuyển động sóng khác nhau [27, 51, 210] Ví dụ,trong công trình của Fuller vμ Mysak [170] đã cho thấy rằng do kết quả các sóng dμi đi từ vùng khơi đại d‡ơng tới ranh giới bờbất đồng nhất ngẫu nhiên mμ phần năng l‡ợng đáng kể củachúng (tới 50 %) đ‡ợc chuyển sang các sóng ven bị bẫy Về phần mình, các sóng bị bẫy lan truyền dọc bờ, do kết quả tán xạ trên những yếu tố bất đồng nhất của địa hình bị suy yếu rõ rệt Thật vậy, đối với vùng thềm đông bắc Nhật Bản theo các ‡ớc l‡ợng[271] biên độ của hμi sóng ven thứ nhất giảm đi 3 lần trên khoảng cách khoảng 400 km Năng l‡ợng tán xạ một phần phát xạ ra vùng khơi đại d‡ơng, một phần chuyển sang những dạng chuyển động sóng khác (trong số đó có sóng nội) vμ những nhiễu

động rối Nh‡ vậy, sự tán xạ một mặt thúc đẩy sự phát sinh các sóng ven, mặt khác − dẫn tới phá hủy chúng

Theo dữ liệu của Bell [121], quy mô đặc tr‡ng của những

bất đồng nhất đáy bằng 10−1 −101 km Phổ các bất đồng nhất

đáy biển Sε(k) th‡ờng lμ một hμm giảm đơn điệu của k (“tần số

không gian”) ở đây có thể phân biệt hai tr‡ờng hợp: 1) phổ Sε

khá rộng, tức t‡ơng ứng với giá trị bé của quy mô t‡ơn

sóng bị suy yếu nhanh hơn nhiều so với trên

g quan;

hổ Sε khá hẹp (độ dμi t‡ơng quan lớn) Tr g hợp thứ nhất

t‡ơng ứng với sự tán xạ trong môi tr‡ờng với những biến thiên

quy mô lớn [271]

E N Pelinovsky khi nghiên cứu sự tán xạ sóng thần với

địa hình ngẫu nhiên đã cho thấy rằng, trên những bất đồng

nhất đáy quy mô lớn

những bất đồng nhất quy mô nhỏ Trong tr‡ờng hợp những

bất đồng nhất độ sâu một chiều độ suy yếu μ của sóng với số

sóng k truyền theo pháp tuyến với các bất đồng nhất μ∼k2,

giống nh‡ khi tắt dần sóng trong môi tr‡ờng nhớt [71] Do đó,

có thể đ‡a ra độnhớ

để mô tả sự tắt dần sóng do tác động của tán xạ

t hiệu dụng

εε

νef ≈ gh< 2 >R

2

ở đây <ε2 >− tham số nhỏ không thứ nguyên đặc tr‡ng cho độ

tản mạn của các bất đồng nhất đáy,

đồng nhất Độ nhớt hiệu dụng lớn hơn độ nhớt phân tử nhiều

ứng hiệu ứng tán xạ v‡ợt trội hơn nhiều hiệu ứng ma sát đáy

Tuy nhiên, ở đây phải hiểu hai vấn đề: 1) do kết quả tá sóng

trong môi tr‡ờng bất đồng nhất năng l‡ợng của nó bị h

thụ theo nghĩa thông th‡ờng nh‡ trong môi tr‡ờ

không chuyển thμnh nhiệt), mμ chuyển thμnh những dạngchuyển động sóng khác (chẳng hạn, thμnh sóng nội); 2) khi tán xạ năng l‡ợng sóng chuyển thμnh những thμnh phần sóng với

cùng tần số (sự tán xạ trên các bất đồng nhất địa hình có thể

xem nh‡ sự t‡ơng tác phi tuyến của tr‡ờng sóng với phổ tần số

S vμ tr‡ờng các bất đồng nhất với tần số ω=0).Trong tr‡ờng hợp nếu các bất đồng nhất địa hình đáy có

đặc điểm đẳng h‡ớng hai chiều, thì

D‡ới góc độ chủ đề của mục nμy thì điều đáng quan tâmnhất lμ khảo sát ảnh h‡ởng của sự tán xạ tới sự phát sinh sóng dμi, tức tức tới sự truyền năng l‡ợng từ những chuyển động không phải sóng sang những chuyển động sóng Ví dụ, trong công trình của G V Shevchenko [100] đã cho thấy rằng thủy t

cμng mạnh mẽ Bằng cách đó, khu vực xoáy thuận chuyển động

bên trên đại d‡ơng (vμ đặc biệt lμ bão hay bão lớn) tỏ ra lμ một

nguồn sóng dμi th‡ờng trực (điều nμy t‡ơng ứng với các dữ liệu

thực nghiệm hiện có, nh‡ đã nhận xét ở mục 3.3) Khi không có

nguồn năng l‡ợng bên ngoμi, thì độ chênh mực n‡ớc do thủy

triều khí t‡ợng gây nên cần phải giảm rất nhanh, nh‡ có thể

suy ra từ (3.95), (3.96) Để duy trì thủy triều khí t‡ợng ở trạng

thái dừng, phần năng l‡ợng t‡ơng ứng cần phải liên tục đ‡ợc

cung cấp từ khí quyển Thực tế ở đây đang thực hiện cơ chế hai

kỳ phát sinh các sóng dμi: năng l‡ợng của các nhiễu khí quyển

chuyển vμo năng l‡ợng của thủy triều khí t‡ợng, còn năng

l‡ợng của thủy triều khí t‡ơng chuyển vμo các sóng dμi đại

d‡ơng

Quá trình nμy phải đ‡ợc c‡ờng hóa ở đới thềm − s‡ờn lục

địa vμ ở lân cận bờ Thú nhất, điều đó lμ do những bất đồng đều

địa hình ở vùng nμy th‡ờng biểu hiện mạnh hơn so với ở vùng

khơi đại d‡ơng; thứ hai, sự khác biệt về tốc độ các nhiễu khí

quyển vμ các sóng dμi đại d‡ơng ở đây ít rõ rệt hơn, vμ do đó

phản ứng của đại d‡ơng đối với sự đi qua của các áp thấp khí

quyển mạnh hơn một cách đáng kể Sự hiện diện của ranh giới

bờ vμ thềm đóng vai trò ống dẫn sóng dẫn tới một loạt những

hiệu ứng đặc thù Chúng ta sẽ xem xét vấn đề nμy tỉ mỉ hơn,

theo g‡ơng công trình của E A Kulikov vμ G V Shevchenko

[44]

Ta sẽ sử dụng mô hình thềm − bậc (2.32), giả thiết rằng

ranh giới bờ đ‡ợc mô tả bằng một hμm ngẫu nhiên S(y) với giá

trị trung bình bằng không vμ độ lệch ε nhỏ (so với độ rộng của

thềm) so với đặc tr‡ng thống kê đã biết

Ta sẽ xét vùng áp thấp dừng về hình dạng vμ di chuyển đều

dọc theo đ‡ờng bờ với tốc độ không đổi U : P a =P a(y−U t) Vì

kích th‡ớc của các nhiễu khí quyển (cỡ 10 km) th‡ờng lớn hơnnhiều so với độ rộng đặc tr‡ng của thềm đại d‡ơng ( 2

nên chúng ta sẽ coi hμm P a (khí áp) vμ độ chênh mực n‡ớc gâynên bởi giảm áp suất ζ0 =P a /(ρg) không phụ thuộc vμo tọa độ pháp tuyến với thềm x

Nếu viết lại ph‡ơng trình của mực n‡ớc dẫn xuất ơng

đối:

t‡

0

ζζ

2 2 2

η

, (3.98)

ở đây c j = gh, j=1 t‡ơng ứng với đới thềm (S(y)< x<0), j=2

t‡ơng ứng với vùng khơi đại d‡ơng (x≥ ) Tại các ranh giớiL

thềm (tại x= ) đối với các thμnh phầnL ζ vμ η cần phải thỏaj j

mãn các điều kiện ghép nối dạng (2.39), (3.66)

áp dụng phép gần đúng tán xạ một lần (tức bỏ qua sự biến dạng sóng c‡ỡng bức do kết quả tán xạ của nó trên những bất

đồng nhất địa hình), có thể viết điều kiện biên của tr‡ờng sóng trung bình tại bờ d‡ới dạng

đ‡ợc ph‡ơng trình