Khí tượng hải dương học - Chương 5 pps

Sở dĩ có sóng này vì khi gió tác dụng lên mặt nước yên lặng thì trong lớp không khí sát mặt nước chuyển động không bền vững và phân thành các cuộn xoáy riêng biệt có trục nằm ngang vuông

Chương 5 ĐỘNG HỌC NƯỚC BIỂN 5.1 Sóng biển

5.1.1 Các yếu tố sóng

Sóng biển được tạo bởi dao động của các phân tử nước xung quanh vị trí cân bằng dưới tác dụng của các ngoại lực

Mỗi sóng tiến hoặc sóng đứng được đặc trưng bởi các yếu tố sóng và một

số khái niệm sau:

- Prôfin sóng là đường cong do mặt phẳng thẳng đứng cắt mặt biển nổi sóng theo hướng cho trước (hướng truyền sóng)

- Ngọn sóng (đầu sóng) là phần sóng nằm cao hơn mức sóng trung bình

- Đỉnh sóng là điểm cao nhất của ngọn sóng

- Bụng sóng là phần nằm thấp hơn mức sóng trung bình

- Chân sóng là điểm thấp nhất của sóng

Mức sóng trung bình là đường thẳng cắt Prôfin sóng sao cho diện tích tổng cộng phía trên và phía dưới đường này bằng nhau Các yếu tố sóng bao gồm:

- Độ cao sóng (h) là khoảng cách theo chiều thẳng đứng giữa đỉnh sóng

và chân sóng

- Độ dài sóng (bước sóng - λ) là khoảng cách ngang giữa hai đỉnh sóng kế

tiếp nhau trên Prôfin sóng vẽ theo hướng truyền chính

- Độ dốc sóng là tỷ số giữa độ cao sóng với nửa độ dài sóng:

λ

=λ

2 Trong thực tế, người ta sử dụng tỉ số h/λ làm đặc trưng cho độ dốc sóng

và gọi là độ dốc trung bình của sóng Các yếu tố trên xác định đặc trưng hình học của sóng, đối với sóng tiến cần phải có thêm các đặc trưng sau:

- Hướng truyền sóng là hướng từ đâu sóng truyền tới

-Vận tốc truyền sóng hoặc vận tốc pha - VS (C) là vận tốc dịch chuyển ngọn sóng theo hướng truyền

VS = τ

λ

- Chu kỳ sóng (τ) là khoảng thời gian mà hai đỉnh sóng kề nhau đi qua đường thẳng đứng cố định

Các yếu tố cơ bản của sóng được biểu thị ở hình 5.1

5.1.2 Sự hình thành, phát triển và tắt dần của sóng gió

Một cách định tính có thể giải thích sự phát sinh sóng gió như sau: khi gió thổi trên mặt biển phẳng lặng, với vận tốc gió vào khoảng 0,7 m/s, trên mặt biển

hình thành những sóng nhỏ lăn tăn - Sóng mao dẫn với kích thước rất nhỏ Độ

cao sóng cỡ 3- 4 mm và độ dài sóng 40 - 50 mm Sở dĩ có sóng này vì khi gió tác dụng lên mặt nước yên lặng thì trong lớp không khí sát mặt nước chuyển động không bền vững và phân thành các cuộn xoáy riêng biệt có trục nằm ngang vuông góc với hướng gió Các xoáy này tạo nên xung áp suất tác dụng lên bề mặt nước, dẫn đến hình thành các sóng mao dẫn sơ cấp Các sóng được hình thành do xuất hiện sức căng mặt ngoài của nước, chúng xuất hiện tức thời khi gió vừa thổi và cũng biến mất lập tức khi gió tắt (hình 5.2)

Hình 5.1 Các yếu tố sóng

Hình 5.2 Sự truyền năng lượng của gió tạo sóng

Nếu gió tiếp tục tác dụng lâu dài với vận tốc tăng lên sẽ làm tăng biên độ

sóng, sóng mao dẫn sẽ chuyển thành sóng trọng lực Năng lượng của gió được

chuyển cho sóng chủ yếu nhờ áp lực của gió trên sườn phía đón gió của sóng

Sự truyền năng lượng thực hiện cho đến khi vận tốc gió còn vượt vận tốc truyền sóng Sự truyền năng lượng này phụ thuộc vào đặc điểm của gió thổi trên biển: vận tốc gió, thời gian gió tác dụng, đà gió (khoảng đường trên biển gió thổi qua) Số năng lượng truyền cho mặt biển nổi sóng được tiêu hao trong việc làm tăng thêm độ cao và vận tốc sóng Do vậy, kích thước các sóng lớn sẽ phụ thuộc

λ h α

vào thời hạn gió tác dụng, (là thời gian mà gió tác dụng lên sóng với vận tốc và hướng không đổi) và đà gió

Thực tế, ngay khi gió thổi ổn định nhất cũng không bao giờ hoàn toàn đều mà luôn luôn có gió giật và hướng thay đổi (dao động) trong một thời hạn nhất định Vì vậy, sóng gió trên biển không hoàn toàn giống nhau, vừa có những lưỡi sóng lớn chạy

kế tiếp nhau lại xen kẽ những sóng thứ yếu

Khi gió bắt đầu giảm, sóng không phát triển nữa và dần dần chuyển thành tính chất sóng lừng Sự tắt dần của sóng do hai nguyên nhân chính: thứ nhất là do hiệu ứng

“làm phanh” xuất hiện ở đầu các sóng truyền với vận tốc vượt quá vận tốc gió, thể hiện bằng sức cản khi chuyển động sóng gặp gió; thứ hai là do sự tiêu hao năng lượng sóng bằng các xoắn ở bề dày chính lớp nước (hiệu ứng nhớt)

Tuy nhiên, do quán tính lớn nên các chuyển động sóng ở biển tắt dần hết sức chậm và vì vậy, các sóng lừng có thể truyền cách xa nguồn phát sinh hàng trăm, thậm chí hàng nghìn km

Độ cao sóng liên quan chặt chẽ đến vận tốc gió Gió càng mạnh, sóng càng cao Kết quả tính toán theo lý thuyết thuỷ động học cho thấy, nếu vận tốc gió 20 m/s có thể tạo nên sóng có độ cao 8 mét, vận tốc gió 30 m/s sóng cao 16 mét, trong vùng sát tâm các cơn bão mạnh với vận tốc gió 40 - 50 m/s có thể tạo nên các sóng với độ cao 25 mét

Trong các tạp chí hàng hải đã ghi chép các số liệu về độ cao sóng mà các tàu

đã trực tiếp quan trắc được trên các đại dương Chẳng hạn, tàu Madisechic đã quan sát được độ cao sóng 20 mét tại Tây - Nam Aixơlen ở Bắc Đại Tây Dương, còn ở

bờ biển Nam Phi đã quan sát thấy sóng cao 30 mét

Để tính các yếu tố sóng, giáo sư người Nga L.Ph Titốp đã thành lập các công thức thực nghiệm sau:

Sóng gió được phân biệt bởi độ dốc ở phía đầu gió lớn hơn phía cuối gió

Hướng của các sóng gió và hướng gió trùng nhau hoặc chênh lệch nhau không quá 450

Sóng lừng là sóng tồn tại sau khi gió gây ra nó suy yếu đi hay gió đã tắt Sóng lừng cũng quan trắc thấy khi có gió thổi ở xa (sóng bão) Đặc điểm của sóng lừng là lệch khỏi hướng gió một góc lớn hơn 450, sóng thoải, đều hai chiều, bước sóng dài và chu kỳ dài

Ngoài hai dạng (kiểu) cơ bản là sóng gió, sóng lừng (sóng ngầm là một dạng đặc biệt của sóng lừng), căn cứ vào các yếu tố sóng hoặc nguyên nhân hình thành sóng mà có thể phân loại sóng theo các kiểu dạng riêng biệt

Theo nguyên nhân hình thành: sóng gió - do gió gây ra, sóng triều - do hiện tượng thuỷ triều, sóng động đất - do hoạt động của động đất, núi lửa dưới đáy đại dương v.v

Căn cứ vào bước sóng (độ dài) có sóng dài, sóng ngắn; vào độ dốc có sóng dốc, sóng thoải

Theo hình dáng riêng biệt có nhiều dạng: sóng đều, hai chiều là những sóng

có các đầu sóng và chân sóng phân bố song song và cách đều nhau Những sóng lừng và sóng gió mạnh là các sóng kiểu này

Sóng không đều, ba chiều được hình thành khi tồn tại đồng thời vài hệ sóng Các đầu sóng và chân sóng không có độ dài lớn theo tuyến truyền sóng mà nhấp nhô như các ô bàn cờ Các sóng gió loại mạnh vừa thường là sóng ba chiều

Sóng ba đào là những sóng đứng được tạo thành khi có sự tổng hợp các sóng dồn tới từ mọi hướng (sóng ở tâm xoáy thuận) Trong trường hợp sóng ba đào, biển tập hợp hỗn độn các sóng có đầu sóng theo dạng chóp và chân sóng dạng hình phiễu

Ngoài ra, do ảnh hưởng của địa hình đáy và bờ biển sóng còn bị biến dạng, vấn đề này ta sẽ nghiên cứu tiếp ở phần sau

b, Thang độ cấp sóng và trạng thái mặt biển

Tiêu chuẩn để đánh giá cấp sóng là độ cao sóng, người ta chọn những sóng lớn, nổi bật nhất để xác định

Bảng 5.1 dưới đây do các nhà Hải dương học Liên Xô cũ thiết lập từ năm

1953 và sử dụng cho đến nay Các số liệu về bước sóng và chu kỳ sóng là để tham khảo, không lấy làm chỉ tiêu để đánh giá thang độ cấp sóng

Trong thang độ cấp sóng, phân khoảng “từ” và “đến” ta hiểu như sau:

“từ” ý nói kể cả trị số đó, “đến” ý nói không kể trị số đó Thí dụ từ 3,5 mét đến 6

mét (3,0 - 6,0) nghĩa là từ 3,5 mét trở lên cho đến những trị số nhỏ hơn 6 mét

Thang độ trạng thái mặt biển thể hiện trong bảng (5.2) mang tính mô tả vẻ bên ngoài của mặt biển dưới tác dụng của gió Thang độ trạng thái mặt biển do Bôpho thiết

lập để đánh giá cường độ gió và được chia là 9 cấp như bảng cấp sóng nhưng không

nên nhầm lẫn mối liên quan giữa kích thước sóng và cấp trạng thái mặt biển

Bảng 5.2 Thang độ trạng thái mặt biển

Cấp qui ước Dấu hiệu để xác định trạng thái mặt biển

0 Mặt biển phẳng lặng như gương

1 Sóng lăn tăn, xuất hiện đầu sóng không lớn

2 Các đầu sóng không lớn bắt đầu đổ xuống nhưng bọt không trắng

mà trong như thuỷ tinh

3 Đã thấy rõ các sóng không lớn với các đầu sóng đổ xuống tạo

thành bọt trắng - sóng bạc đầu

4 Các sóng biểu hiện thành dạng rõ rệt, khắp nơi thấy sóng bạc đầu

5 Xuất hiện đầu sóng cao, các đỉnh sóng có bọt choán diện tích lớn,

gió bắt đầu thổi tung bọt khỏi đầu sóng

6 Các đầu sóng vẽ thành những lưỡi sóng bão, bọt sóng bị gió thổi

tung khỏi đầu sóng bắt đầu toả thành giải theo sườn sóng

7 Các giải bọt dài bị gió thổi tung phủ khắp sườn sóng và từng chỗ

tụ lại tới các chân sóng

8 Các giải bọt rộng, dày, tụ thành từng đám bao phủ các sườn sóng,

do đó mặt biển trắng xoá, chỉ có những chỗ chân sóng mới thấy

rõ những khoảng không phủ bọt

9 Toàn mặt biển bao phủ bởi lớp bọt dày, không khí đầy bụi nước

và giọt nước, tầm nhìn xa giảm nhiều

5.1.4 Sự tắt dần của sóng theo độ sâu

Bằng việc chứng minh các phương trình liên tục, theo đó bán kính quĩ đạo của hạt nước r là hàm số của tung độ (độ sâu Z) Giải bằng phương pháp lượng giác, với điều kiện khi cho Z = 0 (trên mặt biển), ta nhận được công thức (5.4)

0e r e r

Trong (5.4) k = 2π/λ là tỉ lệ góc pha;

rz - bán kính quĩ đạo của hạt nước ở độ sâu Z;

r0 - bán kính quĩ đạo của hạt nước trên mặt biển

Như vậy, bán kính quĩ đạo của các hạt giảm phụ thuộc vào khoảng cách

từ mặt biển (độ sâu) theo qui luật hàm mũ, đồng thời giảm càng nhanh khi sóng càng ngắn (bước sóng λ nhỏ)

Qua khảo sát ở độ sâu cho trước, bán kính quĩ đạo bằng nửa độ cao sóng (r = h/2), từ đó ta nhận được biểu thức xác định sự biến đổi độ cao sóng theo chiều sâu - sự tắt dần của sóng

Bảng 5.3 dưới đây cho ta kết quả về sự tắt dần của sóng theo độ sâu qua mối quan hệ giữa độ sâu Z và bước sóng λ

Bảng 5.3 Sự suy giảm độ cao sóng theo độ sâu

Tỷ lệ Z/λ 0 1/9 2/9 3/9 4/9 5/9 6/9 7/9 8/9 Z=λ

Tỉ lệ h0/hZ 1 1/2 1/4 1/8 1/16 1/32 1/64 1/128 1/256 1/512

Từ các kết luận và tính toán trên, trong khi đánh giá độ sâu mà sóng biển thực tế biến mất, ta coi như độ sâu đó bằng nửa bước sóng Chẳng hạn, với vùng biển khơi sâu, sóng gió lớn thường có độ dài đạt tới 100 mét và như vậy, ở độ sâu 50 mét độ cao sóng chỉ bằng 1/23 lần so với độ cao trên mặt biển và có thể coi như không còn ảnh hưởng của sóng

Chẳng hạn, ta xem xét sự ảnh hưởng của sóng gió đối với tàu ngầm trong trường hợp biển có sóng cao 6,4 mét và độ dài 72 mét Theo tính toán ở bảng 5.4, ta có kết quả suy giảm của sóng theo độ sâu như sau:

Bảng 5.4 Giá trị độ cao sóng giảm theo độ sâu

Độ cao sóng (m) 3,2 1,6 0,8 0,4 0,2 0,1 0,05 0,02 0,01 Như vậy, ở độ sâu đi ngầm 50 mét của tàu ngầm, ảnh hưởng của sóng đến sự lắc của tàu ngầm coi như không đáng kể

5.1.5 Năng lượng sóng

Năng lượng của các hạt trong chuyển động sóng bao gồm động năng không biến đổi khi chúng chuyển động theo quĩ đạo và thế năng biến đổi do khi chuyển động theo quĩ đạo, độ cao các hạt so với mặt biển yên lặng biến đổi

Nếu như tâm quĩ đạo hạt trùng với vị trí hạt ở trạng thái đứng yên, thì thế năng trung bình khi hạt quay một vòng theo quĩ đạo sẽ bằng 0 Trên thực tế, tâm quĩ đạo nằm trên cao hơn vị trí yên lặng một ít Vì thế giá trị thế năng trung bình trong một chu kì sẽ khác không và phụ thuộc vào độ vượt cao của tâm quĩ đạo trên vị trí hạt ở trạng thái đứng yên Để xác định độ vượt cao đó, ta xem xét Prôfin sóng ở hình 5.4

Hình 5.4 Sơ đồ để tính thế năng sóng

Để tìm mức ứng với giá trị 0 của thế năng, cần vẽ đường NN’ chia diện tích thiết diện ngang của sóng làm hai phần bằng nhau Từ hình 5.4 ta thấy đường NN’ thấp hơn đường nối tâm quĩ đạo OO’ Đường NN’ ứng với vị trí hạt

ở trạng thái đứng yên khi thế năng bằng 0 Do đó, tung độ η sẽ xác định độ lệch

vị trí trung bình của hạt trong sóng so với trạng thái đứng yên

Khi đó, thế năng của hạt đối với một đơn vị khối lượng sẽ bằng tích g.η

Có thể tìm η dựa vào diện tích π.r2 của tứ giác OO’NN’ Vì khoảng cách OO’=λ nên:

η = λ

2

V

E d =Δ

Ở đây: V là vận tốc dài của hạt chuyển động trên quĩ đạo; V = ω.r, trong

đó ω là vận tốc góc của hạt chuyển động trên quĩ đạo (ω = 2π/τ)

Mặt khác, từ công thức:

π

λ

=τ

πλ

π

=τ

2

2 2 2

2 2

2 2

4

42

42

2

r g E

gr gr

r V

E = ∞∫ ρ πλ0

22

2 0 0

4 2

db e

r g

λ

πρ

lượng sóng E3 sẽ nhỏ hơn hai lần:

E3 = 0216

bờ và tính chất biến đổi của địa hình đáy

a, Sự biến dạng sóng ở bờ thẳng đứng

Nếu bờ biển dốc đứng và sâu, với độ sâu lớn hơn nửa bước sóng, thì trên đường đi tới bờ thực tế các yếu tố sóng không biến đổi và khi đạt đến bờ, nó bị phản xạ trở lại Sóng phản xạ giao thoa với sóng tới, kết quả là tạo nên một hệ sóng đứng Khi đó quan sát thấy lúc thì nước dâng lên khá đột ngột gây tung tóe nước, lúc thì hạ xuống dưới mức trung bình Nói cách khác, bụng sóng tồn tại ở sát vách đứng, nơi không xảy ra sự xáo trộn ngang của các hạt còn độ tung tóe nước cao (mực nước dâng) vào khoảng gấp hai lần độ cao sóng tới

Với trường hợp này, sóng chỉ bị phá huỷ một phần và hướng chuyển động của nó biến đổi, nên lực va chạm (áp lực) sẽ tương đối nhỏ

Áp lực lớn nhất nhận thấy ở vùng chân sóng Xuất phát từ lý thuyết sóng Trocoit có thể xác định gần đúng áp lực sóng trong trường hợp này theo công thức:

P = 0,51h + 2,41 (h2/λ) (tấn/m2) (5.14)

Trong công thức (5.14), h và λ được tính bằng mét

Do việc xác định độ cao và bước sóng ở vùng ven bờ khó khăn nên nhà Hải dương học V.V SuleiKin đã thiết lập một công thức dựa vào yếu tố sóng dễ quan trắc hơn - chu kỳ sóng τ

Công thức này được xây dựng trên cơ sở giả thiết h/λ = 0,085 và có dạng:

P = 0,09 τ2 (tấn / m2) (5.15)

Áp lực sóng sẽ lớn hơn nhiều nếu sóng bị phá huỷ hoàn toàn khi nó chạy đến

bờ Hiện tượng này quan sát thấy ở bờ sâu nhưng bị chia cắt, đặc biệt ở nơi có những mỏm đá riêng lẻ nhô ra biển Khi chạy đến vùng bờ bị chia cắt, sóng không phản xạ

mà đổ nhào lên bờ và tự phá huỷ, cho đi toàn bộ năng lượng của nó Nếu khi đó có

sự giảm đột ngột của front sóng thì sản sinh ra hiện tượng “búa nước” Năng lượng sóng trên một đơn vị diện tích tăng lên do mặt sóng giảm

Lực va chạm (áp lực) của sóng lớn đến mức có thể phá huỷ bờ biển cũng như các công trình ven bờ Theo khảo sát thực tế, áp lực sóng ở vùng bờ các đại dương có thể đạt tới 38 tấn/m2, còn ở các biển nội địa gần 15 tấn/m2

Ở các bờ thoải, độ dốc nhỏ, áp lực sóng yếu hơn, song các sóng này

thường bị phá huỷ trước khi đạt tới đường bờ và chính các sóng này bị biến đổi mạnh khi đến bờ thoải

b, Sự khúc xạ sóng

Người ta quan sát thấy rằng, ở ngoài khơi nơi độ sâu lớn, sóng dù có hỗn loạn đến đâu thì khi tiến vào vùng nước nông gần bờ, sóng trở nên trật tự hơn Sóng truyền trong vùng nước nông thành những luống gần như song song ít nhiều đều đặn

Ở đây, sóng biến đổi do có hiện tượng triệt tiêu các sóng bé có năng lượng nhỏ vì ma sát đáy tăng khi độ sâu giảm Khi truyền trong vùng nước nông, xảy ra hiện tượng quay front sóng (tuyến sóng) tạo thành hiện tượng khúc

xạ sóng Không phụ thuộc vào vị trí front sóng ở ngoài khơi, gần tới bờ front sóng trở nên song song với đường bờ (hình 5.5)

Từ hình 5.5, ta thấy, đường MN là vị trí liên tiếp của front sóng, còn các mũi tên là các véc tơ vận tốc sóng Hiện tượng khúc xạ sóng có thể giải thích như sau: Trong vùng nước nông, sóng có tính chất như sóng dài, vận tốc của nó phụ thuộc vào độ sâu của biển và được xác định bởi công thức: V S = gH , các đoạn frôn sóng ở gần bờ hơn sẽ chuyển động chậm hơn so với những đoạn còn ở xa bờ

Vì vậy, front sóng bị quay dần dần, hướng tới vị trí song song với đường bờ

Hình 5.5 Sự khúc xạ sóng

Theo V.V Suleikin, góc α giữa front sóng và đường song song với bờ tại điểm có độ sâu H phụ thuộc vào góc α0 tương ứng ở độ sâu H0 ở ngoài biển khơi với chu kỳ sóng τ

Công thức liên hệ có dạng:

0 2

0 2

501

501

ατ

+

τ+

=

,,

Ở biển khơi, nếu độ sâu lớn hơn nửa bước sóng thì có thể lấy H = ∞ và viết lại (5.16) như sau:

H

H

Nếu ở biển khơi, sóng truyền song song với bờ (front sóng vuông góc với

c, Sự biến đổi các tham số nước nông

sóng còn xảy ra hiện tượng biến đổi các tham số của chúng Như đã nêu ở trên, dưới tác dụng của gió xuất hiện một hệ sóng phức tạp Tại vùng nước nông, hệ thống này trở nên trật tự hơn và có tính chất sóng hai chiều Đồng thời khi độ sâu giảm, độ cao sóng tăng, còn bước sóng và vận tốc sóng giảm Nếu giả sử

Trường hợp sóng dài:

gH V

λ

=τ

0 0

0

0

H

H hoÆc

gH

λ

λλ

=

Từ (5.19) cho ta ý nghĩa: bước sóng giảm khi độ sâu giảm

Để thấy được sự biến đổi độ cao sóng, ta giả thiết rằng, năng lượng sóng

sâu H, tìm năng lượng sóng bằng cách nhân biểu thức tính năng lượng sóng tầng

8

E0 = 8

0

2

L

L h

2 0

2 0

Có ý nghĩa là, khi độ dài ngọn sóng L giảm, độ cao sóng tăng

Các hiện tượng trên có thể quan sát thấy khi sóng đi vào các vụng, vịnh,

độ cao sóng tăng lên rõ rệt do giảm độ dài ngọn sóng (sóng thuỷ triều trong các vụng, vịnh)

d, Sóng vỗ bờ

Sự giảm bước sóng đồng thời với tăng độ cao sóng sẽ làm tăng nhanh độ dốc sóng Khi độ dốc đạt tới giá trị tới hạn, ngọn sóng bị phá huỷ, tạo thành sóng vỗ bờ Tuy nhiên, nguyên nhân chính tạo nên sóng vỗ bờ ở bờ cát thoải lại

là sự biến dạng sóng

Bản chất vật lý của biến dạng Profin sóng khá đơn giản Độ cao sóng trong nước nông xấp xỉ bằng độ sâu của biển, vì thế, chuyển động của các hạt theo quĩ đạo trở nên không đều: các hạt ở chân sóng vì có ma sát đáy nên chuyển động chậm hơn các hạt ở ngọn và dẫn đến ngọn bắt đầu đuổi kịp bụng sóng

Sơ đồ sóng vỗ bờ trên bờ cát thoải được biểu diễn trên hình vẽ (5.6)

Sự đổ nhào các ngọn sóng xảy ra không chỉ ở mép nước mà cả ở ngoài xa

Độ sâu ngọn sóng đổ nhào phụ thuộc vào nhiều yếu tố: bước sóng và độ dốc

Theo các tài liệu của các nhà Hải dương học Bigelau và Etmonxơn, ở đáy thoải (độ nghiêng nhỏ hơn 1/40) trong gió đuổi và dòng chảy ngược mạnh, sóng

có thể đổ nhào ở khu vực có độ sâu lớn hơn hai lần độ cao sóng Đối với gió yếu, dòng chảy yếu, sóng lừng, ngọn sóng bị phá vỡ ở độ sâu bằng 1/3 độ cao sóng Trong gió đuổi mạnh và không có dòng chảy, sóng có thể bị tan vỡ ở độ sâu bằng 3/4 độ cao của chúng

Hình 5.6 Sơ đồ tạo sóng vỗ bờ

Nếu trên đường truyền sóng có các doi cát hoặc âm tiêu (chướng ngại ngầm, đá ngầm) với độ sâu không lớn, sóng sẽ bị phá huỷ trên chúng tạo thành sóng bạc đầu là sự báo hiệu đáng tin cậy về sự nguy hiểm ngầm dưới nước Nếu

độ sâu các chướng ngại ngầm nhỏ hơn nửa bước sóng song chưa đến mức tạo nên sóng bạc đầu thì trên nó luôn quan sát thấy sự sai lệch Prôfin sóng và thường tăng độ cao sóng

ở ngoài xa, cách bãi biển một khoảng mặt nước tương đối yên lặng tạo nên những đồi nước nhỏ vươn dài dọc theo bờ và lan nhanh vào bờ Đó là sóng đơn độc được tạo nên khi có sự gia tăng tức thời một khối nước dư (của ngọn đổ nhào) trên mặt nước tương đối lặng yên Sóng đơn độc chỉ có ngọn mà không có chân, người ta gọi nó là “sóng mang” vì sóng này mang theo mình không những nước mà cả các vật trên mặt nước đó

5.1.7 Sóng trong vùng xoáy thuận

Vùng xoáy thuận đặc biệt là vùng trung tâm và gần tâm gió từ mọi hướng dồn tới với cường độ rất mạnh, do vùng gần tâm gió xoáy nên sóng hết sức hỗn độn, không theo hướng và ngọn sóng mà chỉ có các đỉnh sóng nhô lên như những trái núi rồi toả ra xung quanh tâm Do cường độ gió trong xoáy thuận rất mạnh và phạm vi xoáy thuận rộng lớn nên cách xa tâm bão vẫn có các sóng lớn

vì gió vẫn truyền năng lượng để duy trì sóng Đến một lúc nào đó, vận tốc lan truyền của sóng vượt quá vận tốc dịch chuyển của xoáy thuận Hình 3.8 cho biết

sự phân bố sóng trong xoáy thuận nhiệt đới (bão) có khí áp thấp nhất tại tâm

c

bằng 940 - 960 mb Cường độ sóng ở các khu vực biểu thị qua đường đẳng độ cao sóng

Cách xa tâm bão gió giảm yếu nên sóng cũng tắt dần, song với năng lượng lớn sóng chuyển sang giai đoạn sóng lừng Sóng lừng có thể lan truyền cách tâm bão hàng ngàn hải lý và hướng lan truyền khá phù hợp với hướng di chuyển của bão Đặc biệt, từ phía tâm bão còn lan đi những sóng lừng có chu kỳ lớn từ 1 đến 2 phút, bước sóng có thể dài tới 200 đến 300 mét, độ cao rất nhỏ mắt thường khó nhìn thấy và vận tốc di chuyển đạt tới 10.000 – 15.000 hải lý trong ngày đêm Đây cũng là dấu hiệu dự đoán sự xuất hiện của bão khá sớm Hình 5.7 mô tả trường sóng vùng xoáy thuận

Hình 5.7 Phân bố độ cao sóng trong bão

5.1.8 Sóng do động đất (Tsunami)

a, Sự hình thành Tsunami

Sóng Tsunami là tên gọi cho các sóng biển dài, xuất hiện do nguyên nhân động đất Từ này có nguồn gốc từ tiếng Nhật

mà đáy đại dương bị biến dạng với kích thước đáng kể Ngoài ra còn có nguyên nhân khác như động đất trên lục địa ven biển, khi những khối lượng lớn đất đá, băng hà bị lở từ lục địa tràn xuống hoặc các vụ trượt ngầm dưới biển Người ta

đã thống kê trong khoảng 2500 năm trở lại đây đã có 355 trận sóng Tsunami trong đó có 30 trận do núi lửa gây ra, “vành đai lửa” Thái Bình Dương đã có

308 trận Tsunami ; ở Đại Tây Dương là 26 còn lại 21 trận ở Địa Trung Hải

Do rìa lục địa Đông Bắc Á bị đứt gãy, vết nứt sâu chạy dài từ Camtratca

đến quần đảo Curin, quần đảo Nhật Bản và Hawai Sự không ổn định của vết nứt gãy này sẽ làm cho vỏ trái đất không ổn định Có khu vực bị tụt xuống, nơi khác bị nâng lên tạo thành các ứng lực lớn trong vỏ trái đất Các nham thạch nóng chảy không chịu nổi các ứng lực này sẽ tác động làm nứt và nứt gãy vỏ trái đất gây ra các địa chấn với sóng xung kích lớn Những biến đổi thức thời (với vận tốc âm thanh) của địa hình đáy đại dương tạo nên sự biến đổi cục bộ thể tích nước Phần đáy đại dương có nơi tụt xuống, nơi dâng cao làm cho các khối nước cũng nâng lên hạ xuống gây sự dồn ép tạo nên sóng Tsunami

Chẳng hạn, trong thời gian động đất ở biển Adriatic đã làm tụt đáy tới 400 mét Tại vùng Xagami (Nhật Bản) kết quả đo đạc cho thấy phần đất đáy phía Bắc được nâng lên 230 mét còn phần phía Nam tụt xuống 400 mét Theo tính

Tsunami

đổ xuống nước từ độ cao gần 900 mét Vì vũng này tương đối hẹp (dài 11 km, sâu cực đại 200 mét) nên sự sụt lở này đã làm tung nước lên cao 520 mét và hình thành sóng thần cao 60 mét đã quét sạch vùng bờ của vũng nước này

Trận động đất mạnh 7,9 độ Richte ở phía nam Inđônexia ngày 26 tháng

12 năm 2004 đã tạo nên “cơn đại hồng thủy- Sóng thần tràn vào các đảo của Inđonexia, vùng nam Thái Lan, nam Srilanca, Banglađet, Ấn Độ và lan truyền tới tận bờ biển Đông nam châu Phi Theo thống kê của các nhà khoa học, trận sóng thần này đã cướp đi 265000 người thuộc 14 quốc gia thuộc khu vực và du khách đến từ các quốc gia khác, thiệt hại vật chất tới hàng trăm tỷ USD

Khi tạo thành Tsunami, tại thời điểm xuất hiện sụt lở ở đáy đại dương, nước được dồn đến trung tâm vực sâu vừa được tạo thành, làm tràn đầy nó, sau

đó dưới tác dụng của lực quán tính lại làm đầy thêm nữa tạo nên đồi nước không cao lắm nhưng thể tích khổng lồ trên mặt đại dương Dưới tác dụng của trọng lực, khối nước này bắt đầu dao động quanh mực đại dương yên tĩnh, tạo thành Tsunami

Tại vùng phát sinh độ sâu lớn hàng trăm mét, sóng Tsunami do động đất

chính xác được sự nâng lên hạ xuống của cột nước nhỏ nhưng bước sóng lại tới hàng trăm ki lô mét Vì thế, sóng này rất thoải

Sóng Tsunami hình thành do các vụ nổ ngầm (núi lửa hay nổ nguyên tử) với sóng xung kích mạnh tạo nên cả sóng ngang và sóng dọc (sóng nén) gây nên

sự va chạm mạnh lên đáy tàu tương tự như khi tàu bị mắc cạn Các sóng Tsunami do nguyên nhân này có thể đạt độ cao hàng chục mét

Khi ra khỏi vùng phát sinh Tsunami, độ cao sóng giảm đi còn bước sóng tăng lên Tuy nhiên, khi tiến vào bờ, do độ sâu thay đổi mạnh nên độ cao sóng tăng đột ngột, bước sóng giảm Hơn nữa, khi độ dốc càng nhỏ thì sự tăng độ cao

do độ sâu giảm càng lớn Vì vậy, trong thực tế tại nơi phát sinh sóng chỉ cao vài chục Centimét nhưng khi vào đến bờ có thể cao hàng chục mét (có tài liệu đưa

ra con số 80 mét)

b, Dự báo sóng Tsunami

Việc dự báo Tsunami phụ thuộc vào khả năng dự báo động đất và còn tuỳ thuộc vào khu biển (địa hình đáy, cấu trúc địa chấn v.v .) Hiện nay chưa thể

dự đoán chính xác hiện tượng động đất nên việc dự báo Tsunami là chưa có cơ

sở thực hiện được Vì vậy, dự báo Tsunami có thể hiểu theo nghĩa là tính thời gian cần thiết để sóng đi từ tâm địa chấn đến trạm quan trắc

Như đã nói ở trên, ngay cả khi xác định được vị trí tâm địa chấn cũng chưa phải là dự báo sóng vì không phải trận động đất nào cũng gây ra Tsunami

Từ đó cần phải thực hiện trên cơ sở các tài liệu thực nghiệm xác định các vùng nguy hiểm nhất của đại dương mà khi có động đất thường gây ra Tsunami

Biện pháp dự báo hữu hiệu nhất là phát hiện ra các biểu hiện khi sóng đã hình thành tại tâm địa chấn bằng các thiết bị quan trắc địa chấn (xác định phương

vị, khoảng cách) các trạm quan trắc mực nước (triều kí) và quan trắc âm Các thiết

bị hiện đại ngày nay có thể nhận được các tín hiệu động đất chỉ sau vài phút vì vận tốc truyền sóng địa chấn cỡ vài trăm kilômét trong một giây Thông thường, hệ thống các đài trạm ven bờ khi thu nhận được sóng động đất cấp độ từ 6 đến 7 độ Ricter trở lên thì trạm sẽ phát tin về để các trung tâm xử lý nhanh và ra các quyết định dự báo kịp thời trong vòng 20 phút kể từ khi có động đất Như ta đã biết, sóng động đất có thể lan truyền với vận tốc 700 đến 800 km/h nên ở các trung tâm địa chấn gần bờ, sóng sẽ ập đến chỉ sau vài ba chục phút

Theo kinh nghiệm quan sát sóng Tsunami của cư dân ven biển, trước khi Tsunami đạt tới bờ thường mực nước biển hạ xuống và sóng không lớn Tiếp sau có thể lại có một lần hạ thấp nước thứ hai thì sóng Tsunami mới tới Tsunami có thể có vài đợt, đợt sau cách đợt trước từ 20 phút đến 1 - 2 giờ Sự xuất hiện Tsunami đôi khi kèm theo hiện tượng phát sáng nước và đáy biển do các phù du sinh vật bị kích thích

5.1.9 Sóng đứng

chỗ, điều đó khác với sóng tiến ở chỗ, nó không dịch chuyển dạng sóng theo phương nằm ngang Các phần tử nước trong sóng đứng chỉ chuyển động theo phương thẳng đứng, không chuyển động theo quĩ đạo khép kín (tròn hoặc elip)

Ở bụng sóng, các phân tử nước chuyển động thẳng đứng mạnh nhất (lên xuống) tạo thành độ cao sóng, tại những điểm xác định của sóng đứng không có dao động mực nước, các phân tử nước chỉ chuyển động theo phương ngang, ta gọi

là “nút” Tuỳ theo điều kiện hình thành mà sóng đứng có dạng một nút, hai nút

Về nguyên nhân hình thành sóng đứng có thể do sự biến thiên đột ngột về khí áp ở một nơi nào đó trong lưu vực, do các dao động động đất hoặc dao động mực nước dâng, rút

Hình 5.8 Mô tả cấu trúc một sóng đứng

5.1.10 Ý nghĩa thực tiễn của việc nghiên cứu sóng biển

điểm của chế độ thuỷ văn biển và có ý nghĩa lớn lao đối với hàng loạt ngành kinh tế, quốc phòng ven biển, phá hoại các công trình ven biển, đảo (đèn biển, hải cảng, kè đê biển v.v ), có nơi sóng lại có tác dụng di dời tạo nên các doi đất cát, các bãi biển mới

Đối với tàu thuyền, sóng ảnh hưởng rất lớn, làm giảm vận tốc tàu, trở ngại cho việc điều khiển tàu Một trong những tác động rõ rệt nhất là dao động sóng làm cho tàu bị dao động, bị lắc ngang, lắc dọc

Bằng thực nghiệm, người ta cho biết mối quan hệ giữa chu kỳ dao động bản thân của tàu và chu kỳ sóng như sau:

Nếu chu kỳ tàu lớn hơn hai lần chu kỳ sóng thì tàu hầu như không bị lắc, nếu nhỏ hơn sẽ bị lắc và đặc biệt, khi chu kỳ sóng trùng với chu kỳ dao động bản thân của tàu thì sẽ xảy ra hiện tượng cộng hưởng làm tăng đột ngột biên độ dao động của tàu, dẫn đến tàu có thể bị lật chìm

Sự dao động do tàu lắc dĩ nhiên sẽ ảnh hưởng đến các thao tác trên tàu như việc đo đạc xác định các thông số hàng hải, độ chính xác khi sử dụng hoả lực Do những sai lệch đó, trong những trường hợp sóng lớn (trên cấp 5) nhiều thao tác sử dụng vũ khí không thể thực hiện được và ngay cả các tàu nhỏ cũng

λ

N

B B

N

B h

khó bảo đảm an toàn trong sóng gió lớn

5.1.11 Quan trắc sóng trên tàu

trên tàu Ở các kỳ quan trắc cần xác định: kiểu (dạng sóng), cấp sóng, hướng lan truyền sóng, các yếu tố sóng và trạng thái mặt biển

Đối với các cơ quan nghiên cứu biển và tàu nghiên cứu đại dương, người

ta sử dụng các máy móc chuyên dùng để đo đạc sóng với yêu cầu độ chính xác cao Trong thực tế hoạt động trên biển của các tàu, việc quan trắc sóng chủ yếu dựa vào quan sát, ước lượng của người quan trắc trên tàu Các phương pháp đó

dễ dàng thực hiện và kết quả chấp nhận được với độ chính xác tương đối

a, Quan trắc kiểu, cấp sóng, trạng thái mặt biển

Dựa vào đặc điểm và nguyên nhân hình thành sóng, hình dạng bên ngoài của sóng, ta có thể xác định được hai kiểu sóng cơ bản : sóng gió và sóng lừng

Nếu xem xét về dạng có thể có dạng sóng hai chiều, ba chiều, sóng ba đào, sóng bạc đầu, sóng vỗ vào bờ v.v

Về cấp sóng, ta dựa vào bảng cấp sóng và mối quan hệ giữa cấp gió và cấp sóng để xác định Thông thường theo kinh nghiệm, ở các cấp dưới cấp 7, cấp sóng bằng cấp gió trừ một thang cấp Từ cấp 7 trở lên, cấp sóng tương ứng với cấp gió và từ gió cấp 10 trở lên sẽ đạt cấp sóng tột bậc (cấp IX)

Đối với trạng thái mặt biển, chủ yếu là dựa vào quan sát dáng vẻ bên ngoài của mặt biển biểu hiện khi có sóng, từ đó đối chiếu với bảng thang độ trạng thái mặt biển để xác định Các bảng cấp sóng, thang độ trạng thái mặt biển

đã nêu ở phần (5.1.3) trong tài liệu này và có ở trong phần phụ lục các bảng tính hàng hải (bảng 50a, b, MT-63, MT-75, bảng TH-86)

b, Xác định hướng và vận tốc truyền sóng

Để xác định hướng lan truyền sóng, ta dùng la bàn từ của tàu, xoay hướng ngắm trên vòng các đăng ở chậu la bàn ngắm dọc theo rãnh sóng, sau đó quay

bàn theo hướng ngắm chính là hướng lan truyền của sóng Phương pháp này có

Hoặc có thể trực tiếp quan trắc theo các phương pháp trực quan

c, Xác định các yếu tố sóng trên tàu

* Xác định khi tàu đang neo

Quan trắc viên đứng trên boong tàu, chọn một vị trí thuận lợi để quan sát các ngọn sóng lan truyền qua mạn tàu

Cử hai quan sát viên di chuyển dọc theo boong tàu sao cho đường thẳng nối hai người song song với hướng truyền sóng Khoảng cách giữa hai người là l Chọn một đỉnh sóng và xác định thời điểm đi qua vị trí người thứ hai được khoảng thời gian t

Nếu chiều dài tàu nhỏ hơn độ dài sóng, việc xác định được tiến hành như sau

bích phía đuôi tàu rồi thả phao Điều chỉnh dây sao cho cùng một thời điểm, vị trí phao và vị trí quàng dây ở trên hai đỉnh sóng kế tiếp nhau một cách gần đúng, chiều dài của dây tính từ cột bích đến phao được coi là độ dài sóng

Nếu như sóng có kích thước không đáng kể so với tàu và tàu không bị nâng lên hạ xuống do sóng tác động thì từ boong tàu ta dùng dây đo sâu thả bên mạn tàu rồi ước lượng độ cao sóng theo chiều dài dây

Khi sóng lớn đáng kể so với tàu, do tác dụng của sóng làm cho tàu nâng lên

hạ xuống Trong trường hợp này, quan trắc độ cao sóng được tiến hành như sau:

Khi tàu nằm trên đỉnh sóng và không bị lắc, người quan sát chọn vị trí ở giữa tàu di chuyển theo cầu thang trên boong sao cho tại một thời điểm tia mắt người quan sát và đỉnh sóng ở trên một được nằm ngang (tiếp tuyến với đỉnh sóng) chập với đường chân trời Lúc này, độ cao sóng sẽ tính bằng khoảng cách thẳng đứng của mắt người quan sát trên mặt nước

* Xác định các yếu tố sóng khi tàu đang chạy

dụng như khi tàu đang neo, ta cũng xác định được vận tốc sóng: VS1 =

t

l

, đây là

là tổng hợp giữa sự chuyển động của tàu và sự lan truyền của sóng Nếu tàu

chạy xuôi sóng, sẽ nhỏ hơn

Dấu (+) áp dụng khi tàu chạy xuôi sóng;

Dấu (-) áp dụng khi tàu chạy ngược sóng

Hình 5.9 Xác định vận tốc sóng khi tàu chạy

Sau một khoảng thời gian t, ngọn sóng lan truyền dọc mạn tàu qua một quãng đường là l Ta có vận tốc lan truyền biểu kiến của sóng lúc này là

V

L

- Xác định độ dài sóng (λ)

Để xác định độ dài sóng, ta có thể sử dụng bằng việc quan trắc vận tốc sóng liên quan tới khoảng thời gian các đầu sóng kế tiếp nhau đi qua một điểm

λ

=τ

V t

l

± 1

t V l

l

V t l t l

.cos

cos

±

τ

=α

5.2.1 Nguyên nhân hình thành và các lực ảnh hưởng đến dòng chảy

Sự chuyển dịch của các khối nước theo phương nằm ngang từ nơi này tới nơi khác trên biển và đại dương gọi là dòng chảy (hải lưu)

Để biểu thị dòng chảy, người ta sử dụng đại lượng vectơ vận tốc dòng Hướng của véc tơ – hướng dòng (Hd) được quy ước là hướng mà dòng chảy tới

Độ dài của vectơ - vận tốc dòng (Vd) biểu thị bằng hải lý/giờ

- Ma sát của gió ở mặt nước biển và áp lực gió vào phía sau mặt sóng

Khi áp lực không khí nén lên mặt biển thay đổi 1 mb thì độ cao mực nước thay đổi 1 cm, từ đó tạo nên độ nghiêng mặt mực nước giữa vùng áp cao và vùng áp thấp

ven bờ và sông ngòi đổ ra biển

- Dòng chảy được hình thành do hiện tượng thuỷ triều lên, xuống - Dòng triều (triều lưu)

Tuy nhiên, dòng chảy trên biển hay đại dương thường do nhiều nguyên nhân hình thành kết hợp lại

lực khác ảnh hưởng đến hướng và vận tốc của nó :

thức: K = 2 ω.V.sinφ

Ảnh hưởng của nó tương tự như đối với gió, nghĩa là không ảnh hưởng đến vận tốc dòng mà chỉ làm lệch hướng dòng sang bên phải ở Bắc bán cầu và sang trái ở Nam bán cầu

ma sát ngoại, ảnh hưởng đáng kể của ma sát đáy đến dòng chảy tầng sâu

5.2.2 Phân loại dòng chảy

a, Theo nguyên nhân hình thành, dòng chảy được chia thành ba nhóm chính:

* Dòng chảy Gradien là dòng chảy được hình thành bởi gradien ngang của áp suất thuỷ tĩnh xuất hiện khi mặt biển nằm nghiêng so với mặt đẳng thế Tuỳ thuộc vào nguyên nhân gây nên độ nghiêng của mặt biển, có thể chia các dòng chảy gradien thành các dòng chảy sau đây:

- Dòng dâng rút được hình thành do sự dâng và rút nước dưới tác dụng của gió (dòng bù)

- Dòng gradien áp lực là dòng chảy do sự thay đổi của áp suất khí quyển

- Dòng chảy nghiêng do sự dâng nước ở vùng bờ và do nước sông chảy ra

- Dòng chảy mật độ do sự chênh lệch mật độ nước theo phương ngang (gradien mật độ)

* Dòng chảy gió và dòng trôi: Dòng chảy trôi do tác động kéo theo của gió gây nên, còn dòng chảy gió hình thành đồng thời với gió là do độ nghiêng của mặt biển dưới áp lực gió

* Dòng triều - do thuỷ triều gây nên

b, Theo độ ổn định, người ta chia ra ba loại

* Dòng chảy ổn định (cố định) là dòng chảy có hướng và vận tốc ít biến đổi trong năm, ví dụ như các dòng chảy tín phong ở các đại dương, dòng Gulf Stream v.v

Thực ra không phải là dòng không biến đổi mà là nó thường xuyên tồn tại

ở một khu biển và liên tục tồn tại theo thời gian

* Dòng chảy tạm thời là dòng chảy hình thành trong thời gian ngắn do một số yếu tố nhất thời nào đó tạo nên, hướng và vận tốc biến đổi, chẳng hạn như dòng chảy gió

* Dòng chảy tuần hoàn là dòng chảy biến đổi có chu kỳ - dòng triều

c, Phân loại theo độ sâu gồm các loại:

* Dòng tầng mặt là dòng chảy quan trắc được trong lớp nước hàng hải, tức là lớp nước tương ứng với phần chìm của tàu ( 0 đến 10 mét)

* Dòng chảy tầng sâu là dòng chảy quan trắc được trong lớp nước giữa tầng mặt và tầng đáy

* Dòng chảy sát đáy là dòng quan trắc được ở lớp nước sát đáy, nơi ma sát đáy ảnh hưởng đáng kể đến dòng chảy

d, Căn cứ tính chất chuyển động, người ta chia dòng chảy thành: dòng chảy thẳng, dòng chảy uốn khúc, dòng chảy cong

chiều kim đồng hồ ở Bắc bán cầu, thuận chiều kim đồng hồ ở Nam bán cầu, còn dòng xoáy nghịch thì chiều xoáy ở mỗi bán cầu ngược lại

e, Theo tính chất lý hoá, người ta chia ra: theo tính chất nhiệt độ và độ muối của

có dòng chảy mặn, dòng chảy nhạt qui ước tùy theo độ muối của nước trong dòng chảy và xung quanh

5.2.3 Đặc trưng một số dòng chảy

chảy được phân chia thành nhiều loại Tuy nhiên xét về quan điểm hàng hải, người ta quan tâm đến ba loại dòng chảy: dòng chảy gió, dòng trôi (dòng ổn định) và dòng triều

Dưới đây, chúng ta sẽ nghiên cứu một số đặc trưng của các loại dòng chảy này

a, Dòng chảy gió - dòng trôi

trôi được hình thành khi có gió tác dụng lâu dài, có tính tương đối ổn định về hướng và vận tốc Để đơn giản hoá cách phân tích toán học, nhà Hải dương học Ekman đã thiết lập bài toán khảo sát về hướng và vận tốc dòng chảy với các giả thiết sau đây:

- Gió thổi trên biển ổn định, nghĩa là tại mỗi điểm trên biển, hướng và vận tốc gió như nhau;

Từ đó, Ekman đưa ra các kết luận sau:

ϕμρ

=

in

T Vd

cos.2

luật hàm logarit (hàm mũ), còn hướng lệch dần về bên phải Lệch dần nhiều so với hướng gió và cho tới một độ sâu gọi là độ sâu ma sát, hướng dòng chảy ngược với hướng tầng mặt Độ sâu ma sát D được tính theo công thức:

D =

ϕωρ

μπ

sin

Độ sâu D phụ thuộc vào ma sát (hệ số μ) nên gọi là độ sâu ma sát, nó còn phụ thuộc vào vĩ độ địa lý φ và vận tốc gió

Thực tế hệ số ma sát nhiễu loạn μ đặc trưng cho sự xáo trộn các lớp nước

do gió nên suy cho cùng trong thực nghiệm việc tính toán độ sâu D chỉ xem xét hai yếu tố là vĩ độ và vận tốc gió

Bằng các kết quả tính toán, các nhà Hải dương đã đưa ra các kết quả về sự biến đổi của dòng chảy theo độ sâu qua sự phụ thuộc giữa độ sâu Z và độ sâu ma

tầng mặt, Z = 2D lại trùng với hướng tầng mặt

Sự biến đổi này có thể được mô tả ở hình (5.10) dưới đây

Đối với dòng chảy gió và dòng trôi ở độ sâu hữu hạn, theo Ekman nếu độ sâu H của biển lớn hơn hay bằng độ sâu ma sát D thì coi thực tế là biển sâu, còn nhỏ hơn là biển nông (độ sâu hữu hạn)

Từ đó, kết hợp lại các kết quả nghiên cứu của Ekman, các nhà Hải dương học sau này đã xây dựng các công thức thực nghiệm dùng để tính vận tốc dòng

- Tìm hướng dòng chảy gió tầng mặt:

Hình 5.10 Sự thay đổi của dòng chảy theo độ sâu

β là góc lệch của hướng dòng so với hướng gió phụ thuộc vào tỉ lệ của độ sâu biển H và độ sâu ma sát D và được tính theo bảng dưới đây:

67

Với các kết quả ở bảng (5.5), ta thấy khi

02540

01270

60

b, Dòng triều

Dòng chảy thuỷ triều (dòng triều) là sự chuyển dịch ngang của các phân

tử nước mà vận tốc và hướng biến thiên của nó trong ngày phụ thuộc vào chu kỳ

và biên độ thuỷ triều

Vận tốc dòng triều tỉ lệ trực tiếp với biên độ triều, đồng thời cũng phụ thuộc vào mặt cắt ngang và thời gian mà các khối nước xác định chảy qua nó trong quá trình triều lên xuống Dĩ nhiên, dòng triều phụ thuộc vào đặc điểm thuỷ triều ở các khu biển: nhật triều, bán nhật triều hay triều hỗn hợp cũng như địa hình khu biển

Với các yếu tố ảnh hưởng trực tiếp của thuỷ triều trên biển và đại dương, dòng triều được tạo thành cũng trên cơ sở các yếu tố tạo nên hiện tượng thuỷ triều Về chu kỳ, dòng triều theo các chu kỳ bán nhật triều bằng 12 giờ 25 phút hay nhật triều 24 giờ 50 phút Về vận tốc, dòng triều sẽ đạt cực đại vào kỳ triều cường (sóc vọng) và cực tiểu vào kỳ nước kém (trực thế)

Dòng triều được chia thành hai dạng: dòng triều thuận nghịch và dòng triều xoay vòng

Dòng triều thuận nghịch được xem như sóng triều lan truyền theo một hướng nhất định theo phương ngang và không chịu sự ảnh hưởng của ma sát và lực làm lệch hướng do sự quay của quả đất Kiểu dòng triều này thường được quan trắc ở các eo biển hẹp thông với các biển, vịnh

Khi thuỷ triều lên, dòng triều hướng về một phía còn khi triều rút sẽ theo hướng ngược lại Vận tốc dòng triều sẽ thay đổi từ mức 0 đến cực đại, ứng với nước lớn, nước ròng vận tốc dòng triều lớn nhất, bằng 0 khi mực nước ở vị trí trung bình và như vậy, thời gian chuyển đổi đó bằng nửa chu kỳ thuỷ triều

Dòng triều xoay vòng thường quan sát thấy ở biển khơi, chịu ảnh hưởng

của lực làm lệch hướng Trong trường hợp này, dòng triều thay đổi cả về hướng

và vận tốc

Nếu từ một điểm vẽ các véc tơ vận tốc dòng triều quan trắc được trong khoảng thời gian một chu kỳ thuỷ triều thì khi nối các điểm mút véc tơ, chúng ta sẽ nhận được một đường cong khép kín dạng elíp Ở Bắc bán cầu, nhìn chung các véc

tơ dòng triều xoay vòng thuận chiều kim đồng hồ, còn ở Nam bán cầu thì ngược lại

Hình (5.11) mô tả kiểu dòng triều xoay vòng ở Bắc bán cầu, điểm mút các véc tơ được khép kín với chế độ nhật triều (chu kỳ 24h50m), các chữ số chỉ số giờ sau thời điểm nước lớn

9

10

11

12 13

Nút

Tuy nhiên, tuỳ thuộc vào tính chất thuỷ triều và điều kiện địa lý tự nhiên

mà đường cong nối các điểm mút véc tơ vận tốc dòng triều không phải dạng elíp

mà theo dạng phức tạp hơn

Do lý thuyết về dòng triều còn ít được nghiên cứu và chưa có thể sử dụng vào việc dự tính hiện tượng này Vì vậy trong thực tế, cũng giống như trường hợp dao động mực nước thuỷ triều, phải sử dụng quan trắc trực tiếp dòng triều

để tính toán, sau đó cần phải chỉnh lý số liệu quan trắc để dự tính dòng triều tại một thời điểm bất kỳ trong tương lai Trong phạm vi giáo trình này không đề cập cụ thể phương pháp dự tính dòng triều vì phải qua nhiều công đoạn tính toán phức tạp

5.2.4 Ảnh hưởng của địa hình bờ biển và đáy biển tới dòng chảy

a, Ảnh hưởng của địa hình đáy tới dòng chảy

Theo nhà Hải dương học Ekman, ảnh hưởng của địa hình đáy tới dòng chảy làm thay đổi chủ yếu là hướng của nó Ông chứng minh rằng ở Bắc bán cầu, đường dòng lệch về phía phải khi chảy qua đáy ngầm lồi, và lệch về phía trái trên đáy ngầm lõm Nếu dòng chảy ở Bắc bán cầu chảy qua đáy ngầm lõm dạng phễu thì khi chảy qua lúc đầu dòng chảy lệch về bên trái (trên đáy lõm), sau đó lệch về phía phải khi độ sâu bắt đầu giảm (đáy lồi)

b, Ảnh hưởng của địa hình bờ tới dòng chảy

Nhà Hải dương học Krumen có một số kết luận sau đây về dòng chảy ở vùng ven bờ

- Do ảnh hưởng của gió, khi dòng chảy chuyển dịch về phía bờ nhô ra sẽ

bị phân nhánh thành các xoáy thuận nghịch (hình 5.12)

Nhà Hải dương học Macarôp có một số kết luận về dòng chảy ở các eo biển như sau:

- Ở các eo biển rộng, dòng chảy đôi bờ hướng ngược nhau và nếu như đứng quay ngang với eo biển và đưa tay phải về phía trước, tay trái về phía sau thì các hướng tay đưa về phía trước và phía sau chỉ rõ hướng các dòng chảy ở các bờ biển tương ứng Nói một cách khác, nếu các eo biển chạy dài theo hướng từ Tây sang Đông, ở bờ Bắc của eo biển các dòng chảy thường hướng về phía Tây, ở bờ Nam -

về phía Đông Nếu như các eo biển có hướng từ Bắc đến Nam thì bờ phía Tây của

eo biển dòng chảy sẽ hướng về phía Nam, còn bờ phía Đông - hướng về phía Bắc

a, Eo biển hướng Đông-Tây b, Eo biển hướng Bắc - Nam

Hình 5.13 Sơ đồ dòng chảy ở các eo biển rộng

- Cũng theo Macarôp, ông cũng cho một kết luận khá lý thú là : ở Bắc bán cầu vòng quanh những đảo khá lớn và các quần đảo, dòng chảy thường chảy theo hướng thuận chiều kim đồng hồ còn ở Nam bán cầu ngược lại

5.2.5 Phân bố dòng chảy trên đại dương thế giới

Các dòng chảy trên mặt đại dương hình thành do những quá trình tương tác phức tạp giữa đại dương và khí quyển cũng như do tác động của những lực tạo triều

Như chúng ta đã biết, mặt trời mang năng lượng nhiệt tới bề mặt trái đất

là nguồn năng lượng chính của đại dương và khí quyển Lớp nước mặt và lớp không khí phía dưới bị đốt nóng không đều ở các vĩ độ: vùng xích đạo nhận nhiệt nhiều nhất còn ở vùng cực thì ít nhất Vì vậy, nhiệt độ nước và không khí ở xích đạo cao hơn nhiệt độ ở vùng cực Điều đó dẫn đến sự khác biệt về mật độ

và làm xuất hiện dòng chảy mật độ trong đại dương và khí quyển Khi không khí chuyển động trên mặt đại dương xuất hiện ma sát giữa không khí và nước làm phát sinh dòng chảy gió Nếu như không có lực quay trái đất và lực nội ma sát tác dụng lên dòng chảy và đại dương bao phủ toàn bộ trái đất, thì có thể dễ dàng xác định được hướng và vận tốc dòng chảy theo phân bố của mật độ và gió Tuy nhiên, do sự tồn tại của các lục địa cũng như các yếu tố ảnh hưởng bởi sự quay

của trái đất và ma sát đã làm phức tạp đến bức tranh dòng chảy toàn cầu Vì vậy cần phải phân tích tỉ mỉ mới có thể xác lập được các ảnh hưởng của các yếu tố trên tới dòng chảy Tuy nhiên việc phân tích đó vô cùng phức tạp và trong nhiều trường hợp chưa thể thực hiện được

Nguồn năng lượng thứ hai gây nên chuyển động của các khối nước là lực hút vũ trụ của mặt trăng và mặt trời tạo nên dòng triều khác với dòng chảy mật

độ và dòng chảy gió, dòng triều là tuần hoàn và như đã nêu ở trên có thể tính được nếu như có số liệu quan trắc với một thời hạn nhất định Mặt khác, bản thân dòng triều cũng chịu tác dụng của lực quay trái đất, ma sát và các điều kiện địa lý tự nhiên

Tóm lại, dòng chảy đại dương rất đa dạng và phức tạp, cần phải được tiếp tục nghiên cứu để mô tả chính xác Dưới đây chỉ mô tả một số dòng chảy chiếm

ưu thế trên đại dương, chúng là tổng của dòng chảy mật độ và dòng chảy gió (dòng trôi và dòng gradien)

Dòng chảy mật độ ở chừng mực nào đó có thể được coi là cố định Chúng chỉ biến đổi chủ yếu theo biến trình mùa của bức xạ mặt trời

Dòng chảy gió có đặc tính biến đổi mạnh, cũng như hoàn lưu khí quyển - là yếu tố gây nên dòng chảy Các dòng chảy tương đối ổn định thường thấy ở các vĩ

độ nhiệt đới thuộc khu vực tín phong ổn định (gió mùa) Ở các vĩ độ trung bình và cao, hoàn lưu khí quyển không ổn định nên dòng chảy cũng kém ổn định

Độ ổn định hay độ bất biến của dòng chảy về hướng được xác định bằng

tỉ số giữa vận tốc trung bình hình học và vận tốc trung bình số học của dòng chảy quan trắc được ở điểm đã cho tính bằng tỉ lệ phần trăm Bởi vậy, các bản

đồ dòng chảy tầng mặt của đại dương và biển được xem như những sơ đồ phản ảnh những nét tổng quát hay có tính ưu thế của các dòng chảy

Dòng chảy thực tế ở mỗi thời điểm cụ thể có thể khác xa so với dòng chảy biểu diễn trên bản đồ và sự khác biệt này càng lớn nếu độ ổn định của dòng chảy càng nhỏ Để phản ánh tốt hơn bức tranh dòng chảy thực cần phải xây dựng bản

đồ dòng chảy từng tháng và tốt nhất nên xây dựng bản đồ dòng chảy theo hoàn lưu khí quyển Sơ đồ dòng chảy toàn cầu được mô tả ở hình (5.14)

Trên cơ sở sơ đồ dòng chảy tầng mặt nói trên và phân bố vận tốc theo phương thẳng đứng có thể qui ước chia đại dương thế giới thành các vùng như sau:

* Vùng dòng chảy mạnh cố định, nơi đó có vận tốc dòng chảy lớn hơn hoặc bằng 2 hải lý/giờ

* Vùng dòng chảy yếu cố định, có vận tốc dòng chảy không quá 0,5 ÷ 0,8 hải lý/giờ

* Vùng dòng chảy cục bộ với vận tốc không quá 0,3 ÷ 0,5 hải lý/giờ

nhưng trong điều kiện thời tiết đặc biệt có thể đạt tới 2 hải lý/giờ

* Vùng dòng chảy xích đạo, đặc trưng bởi các dòng chảy nghịch tầng sâu

* Vùng dòng triều chiếm ưu thế, trong đó dòng triều chiếm hơn 50% dòng chảy quan trắc được

Hình 5.14 Sơ đồ dòng chảy đại dương thế giới

Có thể nêu một số dẫn chứng về dòng chảy đại dương như sau:

- Vùng thứ nhất bao gồm các dòng: Gulf Stream, dòng Kuroshio, dòng Brazin, dòng Caribe

Đặc điểm của các dòng Gulf Stream, dòng Kuroshio là trên bề mặt vận tốc có thể đạt được 4 ÷ 5 hải lý/giờ, giảm theo độ sâu đến 200mét với vận tốc 2,5 ÷ 3 hải lý/giờ và ở tầng 500 mét, vận tốc 1,5 ÷ 2 hải lý/giờ

Thông thường, ở độ sâu 800 ÷ 1200 mét, dòng chảy có hướng ngược lại,

ví dụ: dòng Gulf Stream ở độ sâu khoảng 1000 m có dòng chảy ngược gọi là dòng “đối Gulf Stream” có vận tốc từ 0,3 ÷ 0,5 hải lý/giờ

- Vùng thứ hai - vùng dòng chảy yếu cố định, khác với vùng thứ nhất ở chỗ chúng chịu ảnh hưởng rõ rệt của hoàn lưu khí quyển nhưng vẫn giữ được hướng chung của dòng Ở vùng này, vận tốc dòng chảy trung bình từ 0,5 ÷ 0,8 hải lý/giờ, cá biệt ở trong lớp nước mặt 100m trở lên có thể đạt 2 ÷ 2,5 hải lý/giờ Thí dụ: dòng Labrador, Canada, Camtratca, California, đặc điểm của các dòng chảy cục bộ là tính phi trật tự trong phân bố dòng chảy theo phương thẳng đứng Trong một số trường hợp, vận tốc cực đại quan trắc thấy không chỉ ở tầng mặt mà ở các tầng sâu 100 ÷ 300, 500 ÷ 700 và thậm chí 1000 ÷ 1500 mét vận tốc lớn nhất thường thấy ở độ sâu không quá 500 mét

Những khu vực có dòng triều chiếm ưu thế là những vùng thềm lục địa các đại dương và các biển ven, ở đây, vận tốc dòng chảy đạt 0,5 ÷ 0,8 hải lý/ giờ Trong các eo biển, vận tốc có thể đạt tới 1,2 hải lý/giờ, còn ở ngoài đại dương, tốc độ dòng triều thường không vượt quá 0,2 ÷ 0,3 hải lý/giờ

5.3 Thủy triều

5.3.1 Một số khái niệm cơ bản và thuật ngữ về thuỷ triều

a, Hiện tượng thuỷ triều

Dao động của mực nước đại dương có tính chất tuần hoàn dưới tác dụng của lực hấp dẫn vũ trụ - lực hút tương hỗ giữa trái đất, mặt trăng và mặt trời được gọi là thuỷ triều

Hiện tượng thuỷ triều là chuyền động sóng Dưới tác dụng của lực tạo triều tuần hoàn, trong đại dương xuất hiện một sóng phức tạp có chu kỳ ứng với chu kỳ của lực nhưng có biên độ và pha khác với của lực Các hạt nước trong sóng triều chuyển động theo những quĩ đạo có dạng hình elíp với trục kéo dài mạnh theo phương nằm ngang Người quan sát nhận biết được chuyển động của các hạt theo quĩ đạo của chúng qua các dao động tuần hoàn của mực nước và dòng chảy (dòng triều)

Có thể xem dòng triều như hình chiếu của chuyển động các hạt theo quĩ đạo lên mặt phẳng nằm ngang, còn dao động mực nước như hình chiếu lên trục thẳng đứng Dòng triều được đặc trưng bằng hai đại lượng: hướng và vận tốc, còn dao động mực nước thể hiện lên hình chiếu theo trục thẳng đứng chỉ một đại lượng: độ cao mực nước Từ đó ta nhận thấy rằng, cả hai mặt của hiện tượng liên hệ chặt chẽ với nhau, tuy mục đích xem xét dao động mực nước và dòng triều có khác nhau, song chúng đều gắn liền với hoạt động của chế độ thuỷ triều, trong phần này chúng ta xem xét hiện tượng thuỷ triều trên cơ sở các dao động triều của mực nước, về dòng triều đã được nhiên cứu ở phần dòng chảy

b, Các thuật ngữ và định nghĩa về thuỷ triều

Triều dâng (triều lên) là sự dâng mực nước khi sóng thuỷ triều đi qua, còn triều rút (triều xuống) là sự hạ thấp mực nước Có thể nói một cách cụ thể triều

dâng là sự dâng cao mực nước từ lúc nước ròng đến lúc nước lớn, triều rút là sự

hạ thấp mực nước từ lúc nước lớn đến lúc nước ròng

Nước lớn (NL) là vị trí cao nhất của mực nước biển trong một chu kỳ dao

động triều

Nước ròng (NR) là vị trí thấp nhất của mực nước biển trong chu kỳ đó

Độ cao thủy triều là vị trí mực nước triều thực tế so với mực số “0” độ

sâu ( 0 hải đồ)