HÌNH THÁI BỜ BIỂN - CHƯƠNG 2

Chia sẻ: Nguyen Nhi | Ngày: | Loại File: PDF | Số trang:38

Thêm vào BST

Báo xấu

115
lượt xem 21
download

Download Vui lòng tải xuống để xem tài liệu đầy đủ

SÓNG, MỰC NƯỚC VÀ DÒNG CHẢY 2.1 GIỚI THIỆU Van der Velden (1998) đã viết rằng, nếu biển lúc nào cũng hiền hòa và phẳng lặng thì các nghiên cứu về biển sẽ chẳng còn gì thú vị nữa. Thật may là trong tự nhiên không phải là thế, mực nước biển luôn dao động theo các thời đoạn dài, ngắn khác nhau một cách thường xuyên và theo các quy luật phức tạp khiến cho biển cả trở nên thật bí ẩn và các nghiên cứu về biển thật thú vị và đáng quan tâm. Sóng hình thành từ gió...

Chủ đề:

Bình luận(0) Đăng nhập để gửi bình luận!

Lưu

Nội dung Text: HÌNH THÁI BỜ BIỂN - CHƯƠNG 2

CHƯƠNG 2 SÓNG, MỰC N Ư ỚC VÀ DÒNG CHẢY 2.1 GIỚI THIỆU Van der Velden (1998) đã viết rằng, nếu biển lúc nào cũng hiền hòa và phẳng lặng thì các nghiên cứu về biển sẽ chẳng còn gì thú vị nữa. Thật may là trong tự nhiên không phải là thế, mực nước biển luôn dao động theo các thời đoạn dài, ngắn khác nhau một cách thường xuyên và theo các quy luật phức tạp khiến cho biển cả trở nên thật bí ẩn và các nghiên cứu về biển thật thú vị và đáng quan tâm. Sóng hình thành từ gió (gọi tắt là sóng gió) là một tác nhân quan trọng có tác dụng truyền năng lượng từ gió qua đại dương tới bờ biển. Khi tới vùng nước nông, năng lượng sóng chuyển thành dòng chảy dọc bờ và gây nên hiện tượng vận chuyển bùn cát ven bờ. Sự hình thành sóng từ gió phụ thuộc vào tốc độ gió và thời gian gió thổi và phạm vi không gian có gió thổi. Sóng hình thành trong vùng có bão được gọi là sóng bão và chúng thường rất phức tạp. Tại một thời điểm, có rất nhiều chiều cao sóng khác nhau, sóng dường như xuất hiện đột ngột và biến mất đột ngột. Sở dĩ mà sóng bão phức tạp như vậy là do bão không chỉ đơn giản tạo nên một loại sóng mà là tạo nên toàn bộ phổ sóng với một dải các giá trị chu kỳ và chiều cao sóng khác nhau. Tuy vậy, khi sóng di chuyển ra khỏi vùng có bão thì chúng lại trở nên đều đặn và phát triển thành sóng lừng, (swell wave), đây là các sóng có chiều cao và khoảng cách giữa các đỉnh sóng đồng đều nhau. Ở trạng thái đều đặn này, một con sóng có thể nối tiếp các con sóng đơn khác trên một quãng đường dài đáng kể khi chúng lan truyền qua đại dương. Sóng lừng có vai trò truyền năng lượng qua đại dương tới bờ biển, tại đó các sóng bị vỡ do ảnh hưởng của ma sát đáy và giải phóng năng lượng mà nó mang theo trong vùng sóng vỡ. Các kiến thức cơ bản và cụ thể về lý thuyết sóng gió đã được trình bày trong giáo trình “Sóng gió” được biên soạn cho sinh viên năm thứ 3, giáo trình này sẽ không nhắc lại các kiến thức đó. Chương 2 sẽ chỉ giới thiệu một cách tóm tắt về lý thuyết sóng biên độ nhỏ, tuyến tính của Airy, giới thiệu các tính toán, mô tả các thông số sóng có liên quan trực tiếp tới hiện tượng vận chuyển bùn cát và diễn biến bờ biển. Những khái niệm cơ bản về mực nước và dòng triều có liên quan tới hình thái bờ biển cũng sẽ được giới thiệu trong chương này 2.2 LÝ THUYẾT SÓNG TUYẾN TÍNH CỦA AIRY Để hiểu được chuyển động của sóng khi truyền qua đại dương sau khi thoát ly khỏi nơi hình thành và sự biến đổi các tham số sóng khi nó đi vào vùng nước nông gần bờ, 18
thì việc biểu diễn toán học các phương trình tương quan dự tính tốc độ chuyển động và sự thay đổi chiều cao sóng theo độ sâu, các phương trình biểu thị năng lượng sóng là rất cần thiết. Trong tính toán vận chuyển bùn cát và diễn biến đường bờ, các thông số sóng cơ bản và các phương trình mô tả quỹ đạo chuyển động, vận tốc của các chất điểm nước trong sóng là đặc biệt quan trọng. Các lý thuyết sóng áp dụng trong tính toán có nhiều loại khác nhau, từ lý thuyết sóng tuyến tính tương đối đơn giản của Airy tới lý thuyết sóng phức tạp của Cnoidal. Tuy nhiên, do tính chất phức tạp của sóng và cơ chế vận chuyển bùn cát cũng như mối tương tác giữa các yếu tố sóng, dòng chảy và bùn cát mà khó có thể biểu diễn toán học được các tương quan này thông qua các lý thuyết sóng phức tạp. Ở đây sẽ nhấn mạnh tới việc ứng dụng L ý thuyết Sóng Tuyến tính của Airy, lý thuyết được áp dụng tại vùng nước sâu, các tương quan toán học tương đối đơn giản, để mô tả chuyển động của sóng. Do tính chất phức tạp mà lý thuyết sóng Cnoidal ít nhận được sự quan tâm và ít được ứng dụng rộng rãi trong thực tiễn mặc dù đây là một lý thuyết sóng có khả năng ứng dụng rất rộng. CÁC GIẢI THIẾT CƠ BẢN VÀ ĐẶC TRƯNG SÓNG Hình dạng, vận tốc và sự chuyển động của các chất điểm nước khi kết hợp với nhau của một chuỗi sóng đơn là rất phức tạp; chúng sẽ trở nên phức tạp nữa khi ở ngoài thực tế, tức là trên mặt biển, nơi có vô số các sóng có kích thước, tần số và hướng truyền sóng khác nhau cùng có mặt. Như đã nêu ở trên, lý thuyết sóng đơn giản nhất mô tả chuyển động của sóng là lý thuyết của Airy, hay còn được gọi là lý thuyết sóng tuyến tính vì lý thuyết này đã sử dụng một số giản thiết nhằm tuyến tính hóa các đặc trưng sóng. Lý thuyết này đã dựa vào các giả thiết như sau: trong môi trường chất lỏng không nén được (giả thiết này tương đối hợp lý), chất lỏng không tham gia chuyển động quay (giả thiết này nhằm ám chỉ rằng coi môi trường nước không có tính nhớt, tuy không hoàn toàn đúng trong thực tế nhưng các sai số xuất phát từ giải thiết này là có thể chấp nhận được), trên một bề mặt đáy không thấm nước ( không hoàn toàn đúng trong thực tế) và xét các sóng có biên độ nhỏ (tuy đây không phải là giả thiết tốt nhưng kết quả tính toán khá phù hợp với thực tế trong trường hợp sóng không quá lớn). Cho tới nay, lý thuyết sóng đơn giản nhất, lý thuyết của Airy, vẫn có thể sử dụng được trong nhiều ứng dụng, cụ thể là trong mô tả sóng lừng ở vùng nước sâu có chiều cao sóng gần như đều nhau hoặc tuyến tính hóa tổng các sóng hình sin để tạo thành các sóng bão phức tạp. Khi triển khai lý thuyết sóng của Airy, một giả thiết rất quan trọng được đề cập tới là coi chiều cao sóng là rất nhỏ so với chiều dài sóng và độ sâu nước nơi có sóng. Bằng việc lấy gần đúng này, phương trình mô tả cao trình mặt nước η(x,t) sẽ có dạng như sau: 19
H η ( x, t ) = cos (kx-σ t) (2.1) 2 Trong đó H là chiều cao sóng, x là trục tọa độ theo phương chuyển động sóng, t là thời gian, k = 2π/L là số sóng xuất hiện, trong đó L là chiều dài sóng và là σ = 2π/T tần số sóng có đơn vị là radian với T là chu kỳ sóng có đơn vị là giây. Các thông số trên và các thông só có liên quan trong phương trình (2.1) được trình bày ở hình 2-1. Bảng 2-1 tóm tắt các phương trình cơ bản trong lý thuyết sóng của Airy. Hình dạng của con sóng trong lý thuyết Airy là hình sin với khoảng cách x tại một thời gian cố định hoặc với thời gian t tại vị trí cố định (x là hằng số). Hình 2-1. Các ký hiệu sử dụng trong lý thuyết sóng Airy. Gốc hệ trục tọa độ là điểm O trên mặt nước tĩnh với trục z có hướng từ đáy lên phía trên mặt nước. Tại đáy biển có z = -h. Bề mặt nước biển có dạng hình sin, mỗi chất điểm nước chuyển động với vận tốc theo phương ngang u và theo phương đứng w theo quỹ đạo elíp với đường kính trục lớn là d và đường kính trục nhỏ là s. Có một quan hệ cơ bản và đặc biệt quan trọng được khai triển từ lý thuyết sóng của Airy, đó là phương trình phân tán: σ 2 = gk tanh(kh) (2.2) Nếu thay các đại lượng đã biết là σ = 2 /T và k = 2 /L, vào phương trình 2.2 sẽ có ⎛ 2π h ⎞ g2 L= (2.3) T tanh ⎜ ⎟ 2π ⎝L⎠ Trong đó: h là độ sâu nước. Phương trình này không thể giải được trực tiếp vì có giá trị chiều dài sóng L ở cả 2 vế của phương trình và giới hạn phù hợp của L được xác định từ hàm hyperbolic tangent ở vế phải của phương trình. Hình (2-2) mô tả đồ thị hàm hyperbolic của giá trị (r). Từ đồ thị này có thể thấy rằng khi r = kh = 2πh/L có giá trị lớn thì tanh(2πh/L) ≈ l, do vậy phương trình (2.1) được rút gọn lại thành: 20
g2 L0 = (2.4) T 2π Chỉ số L0 được dùng để chỉ các tham số sóng ở lân cận vùng nước sâu, sở dĩ như vậy vì tại vùng nước sâu, theo giả thiết thì độ sâu nước h lớn hơn nhiều lần so với chiều dài sóng L nên tanh(2πh/L) ≈ l Bảng 2-1 Các phương trình được xây dựng từ lý thuyết song tuyến tính của Airy Vùng nước sâu thường được giới hạn từ điểm có độ sâu h > L0/2, trong trường hợp này, sai số tính toán sẽ nhỏ hơn 5% so với tính toán trong phương trình (2.3). Thế vào phương trình cơ bản C = L/T, sẽ thu được vận tốc pha C0 tương ứng ở vùng nước sâu như sau: g C0 = (2.5) T 2π Đối với vùng nước nông, khi độ sâu h < L/20 (với sai số là 5%), có Hình 2-2 Các giá trị của hàm hyperbolic thể lấy gần đúng phương trình (2.1), trong đó tanh(2πh/L) ≈ 2πh/L (hình 2-2), từ đó phương trình (2.1) được rút gọn lại còn Ls = T gh (2-6) 21
và vận tốc pha tương ứng Cs là Cs = gh (2-7) Chỉ số s trong các phương trình (2-6) và (2-7) được dùng để chỉ các tham số sóng được lấy gần đúng ở vùng nước nông. Trái ngược với vùng nước sâu, nơi có chiều dài sóng và vận tốc pha chỉ phụ thuộc vào chu kỳ sóng; thì ở vùng nước nông, các tham số này lại phụ thuộc chủ yếu vào độ sâu nước. Tóm lại, phạm vi ứng dụng các tính toán gần đúng như sau: h >1 Vùng nước sâu L0 2 Vùng chuyển tiếp (phương trình tổng quát) 1 4 > h L > 1 20 (2.8) 0 h >1 Vùng nước nông L0 20 Hình 2-3. Sự biến đổi của sóng theo lý thuyết Airy là hàm của tỷ số giữa độ sâu nước, h, với chiều dài sóng ở vùng nước sâu L , trong đó L là hàm của chu kỳ sóng Tại độ sâu chuyển tiếp, khi không thể lấy gần đúng các tính toán như đối với vùng nước sâu và vùng nước nông với sai số tính toán nhỏ hơn 5%, thì các tính toán phải sử dụng phương trình tổng quát (2.3). Các bảng biểu được xây dựng và triển khai từ việc giải phương trình trên có thể tham khảo của Wiegel (1954,1964) hay Sổ tay Kỹ thuật Bờ biển (Coastal Engineering Manual - CEM, 2002). Sự biến thiên của L/L và C/C theo h/L có thể tra từ hình (2-3). Ngoài ra có thể tính gần đúng phương trình tổng quát (2.3), thay thế cho các bảng biểu tính, bằng triển khai của Eckart (1952) như sau: 0 ,5 ⎡ ⎛ 2π h ⎞ ⎤ L = L0 ⎢ tanh ⎜ (2.9) ⎟⎥ ⎝ L0 ⎠ ⎦ ⎣ 22
Phương trình này có thể được dùng ở vùng chuyển tiếp, và có thể được giải trực tiếp từ chiều dài sóng L và độ sâu h, sau khi đã tính toán được chiều dài sóng L0 ở vùng nước sâu từ phương trình (2.4). Phương trình 2.9 của Eckart cho thấy rõ hơn rằng khi độ sâu nước tăng lên lúc sóng tới gần bờ thì chiều dài sóng L và vận tốc pha tương ứng C = L/T sẽ giảm so với giá trị ban đầu của chúng ở vùng nước sâu. NĂNG LƯỢNG SÓNG Như vậy chúng ta đã xét qua các phương trình cơ bản của sóng tuyến tính Airy biểu thị chuyển động trên mặt nước. Lý thuyết của Airy cũng đưa ra các phương trình năng lượng sóng và phương trình truyền năng lượng sóng qua đại dương. Mặc dù không có sự chuyển động thực của nước khi sóng truyền qua, vì theo lý thuyết của Airy thì các chất điểm nước chỉ dao động lên xuống xung quanh vị trí của nó, nhưng bản thân chuyển động của sóng cũng sinh tác dụng truyền năng lượng trên mặt biển. Sự dịch chuyển mặt nước biển khỏi trạng thái mặt nước tĩnh, phẳng tạo cho sóng một thế năng. Tại cùng thời điểm đó, chuyển động theo quỹ đạo của các chất điểm nước ở bên dưới sóng sẽ tạo nên một động năng. Kết hợp cả thế năng và động năng dọc theo toàn bộ chiều dài sóng sẽ thu được tổng năng lượng sóng E trên một đơn vị diện tích (1m2) của theo lý thuyết sóng Airy như sau: 1 ρ gH 2 E= (2.10) 8 E có tương quan trực tiếp tới chiều cao sóng H và trọng lượng riêng của nước biển ρ. Tương quan này biểu diễn “mật độ” của năng lượng được tổng hợp và tích hợp trên một đơn vị diện tích, và là tổng năng lượng trên một đơn vị chiều dài đỉnh sóng. Trong hệ mét, các thứ nguyên và đơn vị của năng lượng sóng E được biểu diễn bằng Newtons/m hay June/m2 (thứ nguyên là năng lượng/chiều dài 2). Khi sóng đi qua thềm lục địa và tiến sâu dần vào trong vùng nước nông, do ảnh hưởng của địa hình đáy, chiều cao sóng H sẽ thay đổi, thường là chiều cao sóng sẽ tăng lên cho tới khi sóng tiến tới gần bờ và vỡ. Điều này cũng có nghĩa là năng lượng sóng E cũng sẽ biến đổi khi có hiệu ứng nước nông làm thay đổi chiều cao sóng, và năng lượng sóng sẽ không được bảo tồn như thường được xét (không phải là năng lượng đơn thuần mà là mật độ năng lượng). Năng lượng sóng tổng cộng (E) được thay thế bằng đại lượng thông lượng năng lượng sóng (P) - được gọi tắt là thông lượng sóng (flux of energy). P được lấy xấp xỉ bằng hằng số. Thông lượng sóng được định nghĩa là mật độ năng lượng sóng bị dịch chuyển dọc theo hướng truyền sóng và được được biểu thị bằng công thức sau: P = E × C × n = E × Cg (2.11) Trong đó C là vận tốc của một sóng đơn ( hay còn gọi là vận tốc pha), và 23
1⎡ 2kh ⎤ n= ⎢1 + (2.12) ⎥ 2 ⎣ sinh ( 2kh ) ⎦ Vận tốc Cg = C×n là vận tốc truyền năng lượng sóng, vận tốc này được gọi là vận tốc nhóm, nó biểu thị tốc độ chuyển động của một nhóm các sóng. Vận tốc này được phân biệt rất rõ so với vận tốc của một sóng đơn chuyển động với tốc độ pha C. Đồ thị giá trị n biến thiên theo h/L được mô tả trong hình (2-3). Tại vùng nước sâu (n = ½), giá trị n sẽ tăng khi sóng chuyển động dần vào vùng chuyển tiếp và giá trị n = 1 khi vào đến vùng nước nông. Điều này có nghĩa là, tại vùng nước sâu, các con sóng đơn lẻ dịch chuyển về phía trước với tốc độ pha C chuyển động với tốc độ gấp đôi của cả nhóm sóng, nhanh hơn vận tốc truyền của năng lượng sóng. Hiệu ứng của sự khác biệt này có thể quan sát thấy tạo các máng sóng trong phòng thí nghiệm, khi tạo ra một số hữu hạn các sóng ở vùng nước sâu. Có thể quan sát thấy rằng, sự suy giảm dần chiều cao của các sóng dẫn đầu, thậm chí là các sóng này bị biến mất khi nó vượt qua tốc độ truyền của năng lượng sóng của nhóm, trong khi đó các sóng mới được hình thành ở cuối nhóm sóng. Đại lượng thông lượng sóng trong phương trình (2.11) được ký hiệu là P vì nó đặc trưng cho năng lượng của sóng, hay nói chính xác hơn là năng lượng trên một đơn vị chiều dài đỉnh sóng. Snyder, Wiegel, and Bermel (1957) thông qua việc xác định năng lượng sóng tại một đầu của máng sóng trong phòng thí nghiệm và năng lượng sóng được truyền tới đầu kia của máng đã chứng tỏ rằng công thức (2.11) là hoàn toàn phù hợp khi biểu diễn suất chuyển năng lượng sóng. Cùng với sự dịch chuyển sóng còn có suất chuyển năng lượng hoặc truyền động lượng. Longuet Higgins and Stewart (1960,1964) đã đưa ra định nghĩa về “ứng suất tỏa” (radiation stress) là sự gia tăng động lượng dòng chảy do sự có mặt của sóng. Ứng suất tỏa chính là phần động lượng “gia tăng” thêm, trong đó có xét tới áp suất thủy động, tổng áp suất mang giá trị tuyệt đối trừ đi áp suất thủy tĩnh. Điều này khẳng định rằng, động năng chỉ có liên quan trực tiếp tới sự xuất hiện của sóng. Nếu trục x được đặt ngược với hướng truyền sóng và trục y lấy song song với đỉnh sóng thì có 2 thành phần khác không của ứng suất tỏa (radiation stress): thành phần mạch động theo phương x, y của động năng -x và động năng y. Ứng suất tỏa hay sự biến thiên của động năng chuyển qua mặt phẳng (x = hằng số và có hướng song song với bờ) theo hướng dịch chuyển sóng (hướng x) được xác định bằng công thức sau ⎡ 2kh 1⎤ ⎛ 1⎞ S xx = E ⎢ + ⎥ = E ⎜ 2n − ⎟ (2.13) ⎣ sinh(2kh) 2 ⎦ 2⎠ ⎝ Mặc dù, thành phần có quỹ đạo chuyển động song song với đỉnh sóng bằng không, nhưng mạch động của mô men theo phương y vẫn có giá trị khác không do khi có sóng, 24
áp lực mạch động sẽ được hình thành. Mạch động mô men theo phương y khi chuyển qua mặt phẳng y= hằng số là ⎡ ⎤ ⎛ 1⎞ kh S yy = E ⎢ ⎥ =E⎜n− 2⎟ (2.14) ⎣ sinh(2kh) ⎦ ⎝ ⎠ Tại vùng nước sâu, khi n=1/2; Sxx = E/2, và Syy = 0; tại vùng nước nông khi n = 1, Sxx = 3E/2, và Syy = E/2. Ứng suất tỏa là một công cụ mạnh để phân tích các trạng thái khác nhau của các hiện tư ợng có liên quan tới sóng. Trong nhiều trường hợp, ứng suất tỏa sẽ được dùng để dự báo sự biến đổi mực nước biển (do hiện tượng dâng, hạ mực nước) kết hợp với các sóng chuyển động tới gần bờ. Thành phần theo hướng dọc bờ của ứng suất tỏa được xem như là nguyên nhân tạo nên dòng chảy theo hướng dọc bờ. Một ứng dụng khác là xét sự hình thành của sóng vỗ bờ (surf beat), tương tác giữa sóng với dòng chảy ổn định, và độ dốc của các sóng ngắn trọng lực trên đỉnh các sóng dài hơn (Longuet-Higgins and Stewart,1964). PHẠM VI ÁP DỤNG CỦA LÝ THUYẾT SÓNG Lý thuyết sóng của Airy chỉ là một trong số nhiều lý thuyết sóng đã được nghiên cứu, và là lý thuyết sóng đơn giản nhất như đã đề cập ở phần đầu của chương 2. Các lý thuyết sóng này đều có phạm vi áp dụng khác nhau, phụ thuộc vào mức độ sát thực của chúng khi biểu diễn các hiện tượng sóng trong tự nhiên. Phạm vi áp dụng của các sóng được đề cập ở đây được chỉ ra cụ thể trên hình (2-4), trong đó phạm vi áp dụng của từng loại sóng sẽ làm hàm của tỷ số H/h và h/L. Có thể nhận ra rằng, lý thuyết sóng của Airy là có vùng áp dụng rộng nhất, trong khi lý thuyết sóng Stoker có vùng áp dụng hẹp hơn nhiều Hình 2-4. Phạm vi áp dụng của các lý thuyết sóng khác nhau, là hàm của tỷ số H/h và h/L 25
Giới hạn sóng đổ, hay còn gọi là giới hạn về độ dốc sóng của lý thuyết sóng đơn được chỉ ra trên hình (2-4) là γ b = Hb/h b = 0.78. Giới hạn áp dụng lý thuyết sóng Airy là 12 ( u + w 2 ) < 0.05gH (2.15) 2 trên cơ sở giả thiết đơn giản hóa phương trình sóng của Euler, trong đó chỉ ra rằng, vận tốc quỹ đạo của các chất điểm nước theo phương u và w tại mặt nước là nhỏ (nhỏ hơn 5% của tích số g×H). Muir Wood (1969) đã chỉ ra rằng, giới hạn trên tương đương với ⎛ 2π h ⎞ H1 < tanh ⎜ (2.16) ⎟ L 16 ⎝L⎠ Giới hạn này chính là đường ranh giới giữa lý thuyết sóng Airy và lý thuyết sóng Stokes như trên hình (2-4). Sử dụng đường giới hạn HL2 32π 2 = (2.17) 3 h 3 là ranh giới giữa lý thuyết sóng cnoidal và lý thuyết sóng Airy, do Keller (1948) và Littman (1957) phát triển. 2.3 HIỆN TƯỢNG TRUYỀN SÓNG VÀ BIẾN DẠNG SÓNG Khi chuyển động từ ngoài khơi vào gần bờ, sóng trải qua rất nhiều quá trình biến đổi (biến dạng) khi lan truyền. Quá trình biến dạng sóng này tương ứng với sự biến đổi của địa hình đáy biển hoặc khi sóng gặp phải các chướng ngại vật trên đường truyền sóng như các công trình ở ven bờ. Như vậy, khi tính toán các diễn biến của địa hình đáy biển ở vùng gần bờ hay tính toán thiết kế cho các công trình ven bờ, các kỹ sư cần phải nắm được các hiện tượng này và biết cách tính toán các thông số sóng. Ở phần trước, chúng ta đã được biết các phương trình mô tả năng lượng và sự chuyển động sóng, thông qua các phương trình này có thể tính toán được sự biến dạng sóng khi sóng truyền từ vùng nước sâu vào vùng nước nông trước khi nó chuyển động vào bờ. HIỆN TƯỢNG TRUYỀN SÓNG Ở VÙNG NƯỚC SÂU Khi sóng di chuyển ra khỏi nơi hình thành và không chịu ảnh hưởng của gió thì chúng tự xắp xếp thứ tự theo sự phân rã của sóng và trở nên đều hơn. Tốc độ truyền năng lượng sóng và tốc độ dịch chuyển của nhóm sóng được xác định bằng vận tốc nhóm sóng theo công thức như sau: C 1 gT Cg = C.n = = (2.18) 2 2 2π Theo công thức (2.18) thì tốc độ chuyển động của nhóm sóng chỉ phụ thuộc vào chu kỳ sóng, do vậy mà các sóng có chu kỳ dài sẽ di chuyển nhanh hơn các sóng có chu kỳ 26
Hình 2-5. Sự biến đổi phổ năng lượng sóng từ nơi sóng hình thành (với phổ sóng rộng) tới phổ của các sóng lừng bị thu hẹp lại trong quá trình phân tán và tiêu tán năng lượng sóng, và cuối cùng tại khu sóng vỡ có phổ sóng hẹp . Mỗi chu kỳ sóng trong phổ có một nhóm các sóng phối hợp với nó, di chuyển ra khỏi nơi sóng được hình thành, và được lấy xấp xỉ sơ bộ, chuyển động độc lập với các sóng có chu kỳ khác nhau. Các nhóm sóng khác nhau với chu kỳ riêng biệt có tốc độ chuyển động không xác định; do vậy mặc dù cùng bắt đầu xuất phát rời khỏi nơi hình thành sóng nhưng chúng sẽ nhanh chóng tách rời nhau trong quá trình chuyển động. Hình 2-6. Nhóm sóng có hình "chữ nhật" có cùng một chu kỳ sóng trong một phổ sóng hoàn chỉnh khi nó chuyển động từ nơi hình thành tới điểm quan trắc A trên bờ biển. 27
Xét một nhóm sóng riêng biệt có chu kỳ T khi nó chuyển động từ nơi hình thành sóng tới bờ biển như hình (2-6). Trong điều kiện lý tưởng, nhóm sóng này sẽ chiếm một vùng hình chữ nhật có chiều rộng bằng chiều rộng ảnh hưởng của cơn bão hình thành sóng và chiều dài xác định từ chu kỳ bão và tổng chiều dài đà gió. Coi biên của hình chữ nhật giả thiết tại điểm x=0 và sóng được hình thành tại thời điểm t=0. Nhóm sóng được bao bởi hình chữ nhật sẽ chuyển động theo hướng gió thổi theo chiều dương của trục x với vận tốc chuyển động mô tả trong phương trình (2.18). Nếu cơn bão kéo dài trong vòng 30 giờ, thì đường biên đáy của hình chữ nhật theo hướng gió thổi sẽ đi qua đường x = 0 chậm hơn sau khoảng 30 tiếng khi đường biên mặt trước của hình chữ nhật với chiều dài của hình chữ nhật sẽ là Cg × 30 tiếng. Thực tế, các cạnh của hình chữ nhật sẽ không duy trì được hình dạng ban đầu, một số con sóng sẽ bị xáo trộn và lọt ra khỏi hình chữ nhật đi vào vùng nước tĩnh bao quanh nó. Một số sóng thấp sẽ vượt lên cạnh bao ngoài của hình chữ nhật và năng lượng sóng sẽ bị khuyếch tán theo phương ngang, làm cho các cạnh của hình chữ nhật sẽ không còn sắc cạnh nữa mà chuyển thành góc tù. Các hiệu ứng này có thể nhỏ, tuy vậy các sóng sẽ không tới được điểm B trong hình (2-6) do quá trình này. Sau này, có thể thấy, tuy các sóng trong thực tế có thể đi tới điểm B từ nơi hình thành bão, nhưng điều này là là do góc khuyếch tán của các sóng, và không phải tất cả các sóng sau khi hình thành đều chuyển động theo hướng đà gió trung bình. Thậm chí với góc khuyếch tán sóng này các sóng được hướng vào một vùng hẹp ít gây ảnh hưởng tới khu vực lân cận. Hiện tượng hình thành sóng từ một trận bão cũng tương tự như hiện tượng tạo sóng khi ném một hòn đã xuống mặt ao, khi các sóng có hình tròn và khuyếch tán đi tất cả các hướng; năng lượng trên một đơn vị chiều dài đỉnh sóng sẽ giảm rất nhanh. Do sự lan tỏa của sóng trong đại dương là hữu hạn nên nhóm sóng sẽ vẫn duy trì hầu như toàn bộ năng lượng khi nó chuyển động tới bờ bên kia. Tóm lại, ngay khi sóng rời khỏi nơi vùng hình thành sóng, do hiệu ứng phân tán, chúng sẽ được xắp xếp lại thành các sóng có chu kỳ dài hơn chuyển động nhanh hơn theo phương truyền sóng. Kết quả là, tại các điểm quan trắc cách xa nhau, các sóng có chu kỳ dài hơn sẽ di chuyển tới trước, tiếp theo sau là các sóng có chu kỳ ngắn hơn. Hiệu ứng phân tán và tính nhớt của nước biển cùng làm cho phổ sóng thu hẹp lại và biến đổi trạng thái sóng phức tạp ở nơi hình thành thành các sóng lừng đều đặn. Năng lượng sóng cũng chịu ảnh hưởng của hiện tượng sóng vỡ và hiện tượng tương tác, phân tán giữa các sóng. Một khi các sóng đã phát triển hoàn toàn thành các sóng lừng đều, chúng có thể di chuyển hàng nghìn km qua đại dương mà chỉ tiêu hao một lượng năng lượng nhỏ. Các sóng hình thành do bão ở Thái Bình Dương có thể quan trắc thấy tại bờ biển Việt Nam, Indonexia một cách tương ứng. 28
SỰ BIẾN DẠNG SÓNG Ở GẦN BỜ Tại vùng nước sâu, các sóng lừng có dạng hình sin với đỉnh sóng thấp và tròn. Ngay khi sóng đi vào vùng nước nông, chúng sẽ trải qua một quá trình biến dạng có hệ thống, như được miêu tả ở hình (2-7). Hình 2-7. Mô tả sự biến dạng sóng khi chúng di chuyển dần vào trong vùng nước nông và tiếp cận tới bờ biển. Vận tốc và chiều dài sóng sẽ giảm dần khi chiều cao sóng tăng dần, chỉ có chu kỳ sóng là không thay đổi. Tại độ sâu nước gần vùng sóng vỡ, chuỗi sóng bao gồm một dãy các sóng có đỉnh nhọn được ngăn cách bởi các bụng sóng tương đối phẳng. Khi đỉnh sóng trở nên quá dốc, và mất ổn định, lúc này các sóng sẽ bị vỡ. Chiều cao sóng vỡ về cơ bản có thể lớn hơn chiều cao sóng ở nước sâu. Sự biến dạng sóng dễ nhận thấy nhất đối với những sóng lừng có chu kỳ dài, với hình dạng ban đầu của sóng gần với hình sin, khi các sóng này có sự ma sát với đáy trong quá trình di chuyển tới sát bờ. Các sóng có chu kỳ ngắn hình thành mang tính cục bộ, thường có độc dốc sóng lớn ngay khi nó hình thành, ở vùng nước sâu, do đó mà quá trình biến dạng sóng thường khó nhận thấy hơn. Hiện tượng thay đổi độ cao của sóng do có sự thay đổi độ sâu khi sóng biển truyền từ ngoài khơi vào ven bờ được gọi là hiệu ứng nước nông Mặc dù, lời giải về chuyển động sóng trên một mái dốc đã có (Stoker, 1957), nhưng chúng rất phức tạp và hiếm khi được sử dụng. Cách tiếp cận đơn giản nhất được dùng với trạng thái của sóng đã được nói tới ở trên là giả thiết trong điều kiện địa hình đáy biển là bằng phẳng (Rayleigh,1911). Áp dụng lý thuyết sóng biên độ nhỏ của Airy, rút ra phương trình sau: 1 ⎛ 2π h ⎞ ⎡ ⎛ 2π h ⎞ ⎤ 2 L C = = tanh ⎜ ⎟ ≈ ⎢ tanh ⎜ (2.19) ⎟⎥ ⎝L⎠ ⎣ L0 C0 ⎝ L0 ⎠ ⎦ Phương trình (2.19) đưa ra được sự biến thiên chiều dài sóng L và vận tốc pha C khi chiều sâu nước h thay đổi. Sự biến thiên của các yếu tố này cũng được mô tả ở hình (2.3), có thể thấy được chiều dài sóng và vận tốc pha giảm một cách có hệ thống khi chiều sâu nước giảm dần, khi sóng chuyển động tới gần bờ. Tượng tự như trên, giá trị 29
Sự biến thiên chiều cao sóng khi gặp hiệu ứng nước nông có thể được tính toán từ nghiên cứu về thông lượng sóng. Nếu coi tổn thất năng lượng do ma sát đáy và phản xạ sóng là không đáng kể, giả thiết này tương đối hợp lý khi xét các sóng ở bên ngoài vùng ven bờ, thì thông lượng sóng được coi là hằng số và thu được phương trình sau: P = ECn = (ECn)0 = hằng số (2.20) Trong đó (ECn)0 là thông lượng sóng xác định tại vùng nước sâu. Nếu không xét tới tổn thất năng lượng, thì thông lượng sóng khi sóng gặp hiệu ứng nước nông sẽ bằng với giá trị ban đầu của thông lượng sóng tại vùng nước sâu. Áp dụng biểu thức tương quan 1 năng lượng sóng theo lý thuyết sóng biên độ nhỏ của Airy, thì : E = ρ gH 2 8 và tỷ số giữa chiều cao sóng H tại điểm có độ sâu nước h với chiều cao sóng tại vùng nước sâu H0 sẽ bằng: 1 ⎛ 1 C0 ⎞ H 2 =⎜ (2.21) H 0 ⎝ 2n C ⎟ ⎠ Cả n và tỷ số C/C0 đều là hàm số của độ sâu nước (theo phương trình 2.12) và (2.19)), tương ứng như vậy, tỷ số H /H 0 c ũ ng sẽ phụ thuộc vào độ sâu. Kết quả tính toán từ đường cong H /H 0 thể hiện trên hình (2-3) đ ã cho thấy chiều cao sóng sẽ tăng khi sóng chuyển động vào vùng nước nông. Xem xét chi tiết hơn đường cong này, có thể thấy rằng, đường cong dự tính ban đầu sẽ giảm ngay khi sóng vào tới vùng nước nông, lúc này chiều cao sóng sẽ nhỏ hơn một chút so với chiều cao sóng ở vùng nư ớc sâu ( H/H 0 < 1 ). Sự suy giảm tạm thời chiều cao sóng sẽ làm tăng vận tốc của nhóm sóng Cg = Cn. Do tích E.Cn luôn duy trì là hằng số nên khi vận tốc nhóm sóng Cg tăng, mà với vận tốc này năng lượng sóng sẽ được dịch chuyển về phía trước , thì mật độ năng lượng E sẽ giảm khi chiều cao sóng giảm. Các hiện tượng biến đổi chiều cao sóng và tăng vận tốc nhóm sóng đã được quan trắc trong phóng thí nghiệm và trên các máng sóng, và đôi khi có thể thấy được trong tự nhiên khi gặp phải các sóng lừng rất đều cho chu kỳ của các con sóng xấp xỉ nhau. Độ dốc sóng H/L cũng biến đổi khi sóng gặp hiệu ứng nước nông. Độ dốc sóng giảm tạm thời bên dưới giá trị độ dốc sóng ở vùng nước sâu khi sóng truyền qua vùng nước có độ sâu trung bình và sau đó đột ngột tăng khi chiều cao sóng H tăng và chiều dài sóng L giảm. Độ dốc sóng tăng đột ngột tương ứng với sự gia tăng chiều cao sóng là đặc điểm nổi bật của hiệu ứng sóng nước nông. Độ dốc sóng tiếp tục tăng nhanh tới điểm khi sóng mất ổn định và bị vỡ. 30
Các phân tích ở trên về sự biến dạng sóng ngay khi chúng đi vào vùng nước nông hoàn toàn được xây dựng trên cơ sở lý thuyết sóng tuyến tính của Airy, mà trong thực tế thì lý thuyết sóng này không áp dụng được đối với vùng nước nông. Bằng việc đơn giản hóa các phương trình, lý thuyết của Airy đã đưa ra các phân tích rõ ràng, dễ hiểu và dự báo đúng xu thế chung sự biến đổi của vận tốc pha, chiều cao sóng, vv của hiệu ứng sóng nước nông. Tuy nhiên cũng phải nhấn mạnh rằng, trong thực tế thì mức độ biến đổi các đặc trưng sóng sẽ khác với kết quả dự đoán bằng lý thuyết Airy, làm tăng thêm sai số khi sóng chuyển động tới vùng sóng vỡ. Tóm lại, khi các sóng lừng chuyển động từ vùng nước sâu vào vùng nước nông và khi sóng tiếp cận bờ biển, chúng trải qua một quá trình biến dạng có hệ thống, nhìn chung quá trình biến dạng này làm tăng chiều cao sóng và giảm chiều dài sóng cũng như gia tốc sóng, dẫn tới làm tăng độ dốc sóng cho tới khi độ dốc sóng vượt quá điểm giới hạn, lúc này sóng mất ổn định và vỡ. Khi ứng dụng các lý thuyết để mô tả các chuyển của sóng đã nêu ở trên thì lý thuyết sóng tuyến tính của Airy, mô tả các sóng có hình sin và độ dốc sóng nhỏ, nhìn chung có phạm vi ứng dụng tương đối hạn chế, lý thuyết này chỉ áp dụng được trong điều kiện nước nông, trong khi lý thuyết sóng của Stokes hay của Cnoidal được yêu cầu áp dụng tại vùng chuyển tiếp và vùng nước nông, khi độ dốc sóng tăng. HIỆN TƯỢNG KHÚC XẠ SÓNG VÀ NHIỄU XẠ SÓNG Khi các sóng chuyển động tới gần bờ theo hướng xiên góc với các đường đồng mức ở đáy biển, với giả thiết là các đường đồng mức là sóng song với đường bờ, chúng sẽ bị uốn gần như vuông góc với đường bờ tại thời điểm sóng vỡ và chiều cao sóng cũng sẽ thay đổi một cách tương ứng. Hiện tượng này được gọi là khúc xạ sóng. Sự biến đổi của vận tốc truyền sóng gây ra do sự thay đổi độ sâu sẽ làm cho sóng thay đổi độ lớn và hướng truyền sóng gọi là quá trình khúc xạ sóng. Hình 2-8. Hiện tượng khúc xạ sóng. Tại thời điểm t1, đỉnh sóng tại điểm B ở vùng nước sâu sẽ chuyển động nhanh hơn đỉnh sóng tại điểm A nằm trong vùng nước nông làm cho đường đỉnh sóng bị uốn theo phương song song với đường bờ 31
Khi đi từ vùng chuyển tiếp vào vùng nước nông, sóng sẽ chịu tác động của hiện tượng khúc xạ làm thay đổi hướng truyền sóng khi độ sâu nước giảm dần và đường đỉnh sóng có xu thế trở nên song song với các đường đồng mức ở đáy. Đối với đường bờ biển thẳng có các đường đồng mức song song với nhau, do hiện tượng khúc xạ nên các đường đỉnh sóng sẽ có hướng song song với nhau và song song với đường bờ. Hiện tường khúc xạ sóng được xem như là kết quả của sự phụ thuộc của vận tốc pha vào độ sâu nước, khi sóng di chuyển từ vùng chuyển tiếp vào vùng nước nông, độ sâu nước càng nhỏ thì tốc độ truyền sóng cũng nhỏ tương ứng. Như mô tả trong hình (2-8), điều này dẫn tới hiện tượng quay của đường đỉnh sóng tương ứng với đường đồng mức ở đáy. Trong biểu đồ này, phần đỉnh sóng tại điểm B có độ sâu nước lớn hơn điểm A, và do vậy nó chuyển động nhanh hơn, tới điểm B’, biểu diễn sự dịch chuyển lớn hơn so với khoảng cách từ điểm A đến điểm A’, nơi vận tốc truyền sóng chậm hơn. Xu thế này tiếp tục xảy ra cho đến khi đường đỉnh sóng xoay dần và trở nên gần như song song với đường bờ. Hiện tượng khúc xạ sóng cũng tương tự như hiện tượng uốn cong của các tia sáng, và sự biến đổi hướng do hiện tượng khúc xạ gây ra có liên quan tới sự biến đổi vận tốc pha của sóng cùng tuân theo định luật của Snell's: sin α1 sin α 2 = = constant (2.22) C1 C2 Khi hai tia sóng truyền tới đường thẳng có sự thay đổi đột ngột độ sâu, sau khi vượt qua đường này hướng truyền sóng sẽ thay đổi từ α1 sang α2 , trong đó α1 và α2 là các góc giữa các đường đỉnh sóng và đường đồng mức tương ứng tại đáy biển, C1 và C2 là vận tốc pha của sóng tại hai độ sâu tương ứng. Trong trường hợp đơn giản, khi đường bờ biển thẳng có các đường đồng mức song song, góc truyền sóng tại độ sâu bất kỳ sẽ có tương quan tới góc truyền sóng tại vùng nước sâu α0 như sau: C sin α = sin α 0 (2.23) C0 Khi mà vận tốc pha C giảm so với giá trị của nó ở vùng nước sâu khi sóng đến gần bờ, góc truyền sóng α sẽ giảm theo tương ứng so với giá trị của góc truyền sóng tại vùng nước sâu. Trong trường hợp đáy biển không đồng đều, hiện tượng khúc xạ sóng có thể gây ra phân kỳ hoặc hội tụ năng lượng sóng. Hiệu ứng này có thể thấy được rất rõ khi quan sát các tia sóng, là các đường vuông góc với đường đỉnh sóng có có hướng dương theo chiều chuyển động của sóng hay chiều truyền năng lượng sóng như hình (2-9). Trên bờ biển thẳng có các đường đồng mức song song với nhau, hiện tượng khúc xạ sóng sẽ làm cho các tia sóng bị khuyếch tán, điều này cũng có nghĩa là năng lượng sóng sẽ bị 32
khuyếch tán và do vậy mà chiều cao sóng sẽ giảm đi so với trường hợp sóng không bị khúc xạ Năng lượng sóng bị giảm do hiện tượng khúc xạ sóng có thể được giải thích như sau: do suất chuyển năng lượng sóng hay năng lượng nằm trong khoảng 2 tia sóng kế tiếp nhau là hằng số (bỏ qua ma sát đáy) và sự khuyếch tán sóng do hiện tượng khúc xạ sóng cần có năng lượng tương ứng để mở rộng trên chiều dài đỉnh sóng lớn hơn. Điều ngược lại cũng đúng đối với các tia sóng hội tụ. Nếu gọi s0 là khoảng cách giữa các tia sóng ở vùng nước sâu và s là khoảng cách của các tia sóng trong vùng nước nông (như hình 2-9), thì P = ECns = (ECns)0 = hằng số (2-24) Hình 2-9 Sự bảo toàn suất chuyển năng lượng sóng ECns giữa hai tia sóng trên đường đỉnh sóng Triền khai phương trình (2.24) giống như phương trình hiệu ứng nước nông (2.21) nhưng không xét tới hiện tượng khúc xạ sóng, thu được 1 1 H ⎡ 1 C0 ⎤ ⎡ s0 ⎤ 2 2 = (2.25) H 0 ⎢ 2n C ⎥ ⎢s⎥ ⎣ ⎦ ⎣⎦ Sự khúc xạ sóng được xét tới trong phương trình thông qua tỷ số s0/s, tỷ số này hoàn toàn không được xét tới trong (2.21). Trong thực tế, các bảng tra hiện tượng biến dạng sóng cho biết tỷ số của H/H0, sẽ k hông xét tới hiện tượng khúc xạ sóng, đây cũng là tỷ số được biểu đồ hóa trong hình (2-3). Tỷ số này được gọi là hệ số khúc xạ sóng 1 ⎛s ⎞ 2 Kr = ⎜ 0 ⎟ (2.26) ⎝s⎠ Đối với bờ biển thẳng có các đường đồng mức song song, có địa hình đáy đơn giản và đồng nhất thì tỷ số có thể lấy bằng: 33
s0 cos α 0 = (2.27) cos α s Trong trường hợp này hệ số khúc xạ sóng K được tính toán khá đơn giản. Trong trường hợp bờ biển có địa hình đáy phức tạp và có hiện tượng khúc xạ sóng thì cần xây dựng một biểu đồ khúc xạ sóng và để xác định trực tiếp sự biến thiên của s dọc theo bờ biển so với khoảng cách ở ngoài khơi. Sau khi xác định được s, có thể dùng giá trị này để tính hệ số K, dọc theo bờ biển và dùng phương trình (2.25) để xác định sự biến thiên của chiều cao sóng. Trường hợp địa hình đáy biển không đều có thể làm sóng bị khúc xạ rất phức tạp và dẫn đến sự biến thiên đáng kể của chiều cao và năng lượng sóng dọc theo bờ biển. Sóng sẽ bị khúc xạ và phân kỳ tại những nơi có vực biển sâu hoặc những nơi đáy biển bị sụt lún, do vậy sóng trên bãi biển phần phía trong bờ của các vực biển sâu sẽ giảm chiều cao trong khi ở phía hai cạnh của vực sâu có hiện tượng hội tụ sóng làm chiều cao sóng tại các điểm này tăng lên (như hình 2-10) Hình 2-10. Sự hội tụ và phân kỳ của các tia sóng trên một vực biển sâu và tại các mũi đất nhô ra biển gây nên hiện tượng khúc xạ sóng Cả hai trường các tia sóng và trường đỉnh sóng được bao gồm trong biểu đồ, nhưng các tia sóng không có khoảng cách bằng nhau ở vùng nước sâu. Các tia sóng tiến đến gần các vực sâu ban đầu có khoảng cách gần nhau sau đó năng lượng của chúng bị phân kỳ và lan tỏa rất lớn khi đi vào phần vực sâu làm giảm chiều cao sóng tại mặt khuất của mỗi vực sâu. Ngược lại, ở hai bên cạnh của vực sâu hoặc tại vùng nước nông chuyển tiếp nằm giữa hai vực sâu kế tiếp nhau theo chiều ngang lại có sự hội tụ của các tia sóng do ảnh hưởng của địa hình. Hiện tượng này dẫn tới sự gia tăng chiều cao sóng và năng lượng sóng dọc theo dải bờ biển. Sóng cũng bị khúc xạ và uốn cong về phía đầu của các mũi đất hướng ra biển do phần nước nông ở phía ngoài khơi kết hợp với mũi đất (như hình 2-10). Năng lượng 34
sóng do vậy sẽ hội tụ tại phần mũi đất hướng ra biển, làm cho chiều cao sóng về cơ bản có thể lớn hơn ở các vùng lân cận, nơi các tia sóng phân kỳ làm giảm năng lượng sóng. Có thể thấy trong một số trường hợp các tia sóng có thể giao nhau, đây là vấn đề thường hay gặp khi tính toán khúc xạ sóng bằng phương pháp biểu đồ với điều kiện địa hình đáy biển phức tạp. Đối với trường hợp này, khoảng cách giữa hai tia sóng kế tiếp sẽ giảm tới giá trị 0, và theo phương trình (2.25) thì chiều cao sóng tính toán sẽ tăng tới giá trị vô cùng lớn tại điểm hai tia sóng giao nhau. Tấy nhiên trong thực tế không xảy ra điều này. Thay vì chiều cao sóng sẽ tăng lên giá trị vô cùng lớn thì khi chiều cao sóng tăng, độ dốc sóng tăng gần điểm giao nhau giữa hai tia sóng, năng lượng sẽ truyền sang bên dọc theo đường đỉnh sóng và có thể tạo thành con sóng thứ 2. Hình 2-11. Hiện tượng nhiễu xạ sóng khi sóng tới gặp vật cản là đập phá sóng xa bờ Liên quan tới hiện tượng khúc xạ sóng là hiện tượng nhiễu xạ sóng (hình 2-11). Khi sóng biển gặp phải một chướng ngại vật ví dụ như một đê chắn sóng trên đường lan truyền của mình, vật gây cản một phần đỉnh sóng sẽ làm tiêu tán năng lượng sóng hoặc gây phản xạ năng lượng sóng, phần còn lại của con sóng sẽ truyền qua vật cản và bị uốn cong vào vùng khuất sóng phía sau. Khi các sóng truyền qua vật cản giao thoa với các sóng tới sẽ tạo thành hiện tượng nhiễu xạ sóng. Các công trình này phân chia một phần năng lượng sóng, tạo thành một vùng khuất phía sau công trình, thường là nơi để neo đậu tàu thuyền. Quá trình nhiễu xạ sóng có gây nên hiện tượng thoát năng lượng sóng vào trong vùng khuất sau công trình, lúc này nó sẽ tạo nên những điều kiện sóng không mong muốn bên trong cảng. Hiện tượng nhiễu xạ sóng có thể cũng là một yếu tố rất quan trọng có ảnh hưởng tới hình dạng đường bờ biển, phần lớn hình dạng chính xác của các bãi biển hình túi (pocket beach), bãi biển chỉ có duy nhất một phần nhỏ tiếp giáp với biển , và tương tự đối với các bãi biển có hình cong, nơi bị chắn bởi các công trình phá sóng hoặc các đập chắn sóng xa bờ. 35
2.5 THỦY TRIỀU VÀ SỰ DAO ĐỘNG MỰC NƯỚC Trong tính toán thiết kế các công trình bờ biển, bên cạnh tính toán sóng, thì tính toán mực nước là một nội dung tính toán thiết kế quan trọng. Giả thiết có một công trình đơn giản, được đặt gần bờ và chịu tác dụng của sóng. Khi mực nước tăng lên, công trình sẽ chịu tác dụng trực tiếp của các sóng lớn hơn so với khi mực nước ở trạng thái trung bình. Đó là do khi mực nước tăng lên, nó tạo điều kiện cho các sóng có xâm nhập sâu hơn vào trong bờ, và quan trọng hơn là khi mực nước tăng lên thì ảnh hưởng của ma sát đáy đối với các sóng sẽ giảm đi, năng lượng sóng khi vỡ sẽ tập trung vào vị trí sát công trình. Điều này dẫn tới các lực tác dụng lên công trình cũng tăng lên và sóng tràn qua đỉnh công trình sẽ gây hư hại cho công trình và vùng bên trong bờ được công trình bảo vệ. Ngược lại, khi mực nước hạ thấp, công trình sẽ không còn chịu tác dụng trực tiếp của sóng và do đó mà các hư hại của công trình sẽ chủ yếu xảy ra tại thời điểm mực nước cao. Tương tự như vậy, hiện tượng dâng cao mực nước biển gây nên sự suy thoái của bờ có cấu tạo cát. Tương tự như đã giải thích ở trên, khi mực nước biển dâng cao sẽ tạo điều kiện cho các sóng lớn hơn xâm nhập vào gần bờ. Các sóng này sẽ gây xói lở đụn cát và phần phía trên của bãi biển và đưa bùn cát lắng đọng ở phía ngoài khơi. Sự dâng cao mực nước trong thời đoạn dài sẽ dẫn tới hiện tượng mất bùn cát vĩnh viễn. Bờ biển bao gồm các mũi đá, vách đá có cấu tạo bằng các vật liệu dễ bị xói lở thành tạo trong kỷ băng hà hoặc là đá trẻ, mềm sẽ liên tục bị xói lở do tác dụng của sóng. Mực nước cao, do vậy, sẽ cho phép các sóng lớn hơn tác dụng trực tiếp vào các vách đã gây nên hiện tượng xói lở nhanh và liên tục bờ biển trong thời đoạn dài. Sự dao động mực nước có thể phân thành một số loại và chúng được chia thành các hình thức khác nhau tùy thuộc vào tần suất lặp lại của các hiện tượng : Chu kỳ rất ngắn - Sóng gió và sóng biển (sóng lừng) Chu kỳ ngắn - Thủy triều - Nước dâng do bão và do sự biến đổi khí áp - Sự dao động mực nước do biến đổi khí áp Thời đoạn mùa, hoặc thời đoạn dài - Sự dao động mực nước mang tính mùa - Sự gia tăng của mực nước biển - Sự nâng, hạ của lục địa - Sự biến đổi khí hậu toàn cầu Trong phần tiếp theo sẽ trình bày các nội dung liên quan tới sự dao động mực nước do tác dụng của thủy triều, hiện tượng nước dâng do bão (sự dao động mực nước trong 36
thời đoạn ngắn) và sự dâng lên của mực nước biển (sự biến đổi mực nước trong thời đoạn dài) A-THỦY TRIỀU VÀ DÒNG TRIỀU NGUỒN GỐC THỦY TRIỀU Triều thiên văn thường được hạn chế trong sự chuyển động của nước ở vùng ven biển. Chúng gây nên sự nâng hạ mực nước và tạo thành các trường dòng chảy có quy mô lớn, đôi khi xuất hiện với vận tốc dòng chảy tương đối lớn. Thủy triều có ảnh hưởng trực tiếp hình thái bờ biển, vận tải thủy, thủy sản, và sự cư trú của các loài và các hoạt động giải trí, du lịch. Do tính chất quan trọng của các vấn đề này nên trong phần này sẽ giới thiệu kỹ về thủy triều và chế độ thủy triều ở Việt Nam. Năm 1687, Niutơn đã khám phá ra bí mật từ hàng ngàn năm nay về hiện tượng thủy triều. Thủy triều lên xuống hàng ngày trên trái đất, khi yếu, khi mạnh, xảy ra một cách tuần hoàn, đều đặn là do nguyên nhân nào ? Khoa học đã trả lời rằng nguyên nhân sinh ra thủy triều là do lực hấp dẫn vũ trụ vũ trụ, chủ yếu từ Mặt trăng và Mặt trời. Trong hình (2-12), thủy triều được gọi là triều thiên văn vì nó là kết quả của giả thiết lực thủy triều tác dụng lên nước biển trong thời gian dài là cân bằng với lực hút thiên thể và lực thủy triều. Thủy triều là kết quả của sự kết hợp của các lực tác dụng lên một chất điểm nước riêng lẻ, chúng bao gồm: - Lực hút hấp dẫn tác dụng lên quả đất, - Lực ly tâm phát sinh do chuyển động quay của tổ hợp quả đất và mặt trăng, - Lực hút của mặt trăng cho các chất điểm nước trên quả đất, - Lực hút của mặt trời lên quả đất. Equilibrium Tide (Mặt trăng) Hình 2-12 Triều thiên văn 37