Luận án Dao động tự do và dao động mùa của mực nước biển đông

BỘ GIÁO DỤC ĐÀO TẠO TRƯỜNG ĐẠI HỌC TỔNG HỢP HÀ NỘI PHẠM VĂN HUẤN DAO ĐỘNG TỰ DO VÀ DAO ĐỘNG MÙA CỦA MỰC NƯỚC BIỂN ĐÔNG LUẬN ÁN TIẾN SĨ KHOA HỌC NGÀNH ĐỊA LÝ – ĐỊA CHẤT Chuyên ngành: Hải dương học Mã số: 010707 Hướng dẫn: GS-TS Nguyễn Ngọc Thụy Hà Nội – 1993 MỤC LỤC MỞ ĐẦU ....................................................................................................................................3 CHƯƠNG 1 - KHÁI QUÁT VỀ ĐIỀU KIỆN TỰ NHIÊN VÀ ĐẶC ĐIỂM NỰC NƯỚC BIỂN ĐÔNG. CƠ SỞ PHƯƠNG PHÁP NGHIÊN CỨU .........................................................9 1.1. Khái quát về điều kiện tự nhiên và đặc điểm dao động mực nước biển Đông................9 1.1.1. Hình dạng đường bờ và phân bố độ sâu của biển Đông...........................................9 1.1.2. Chế độ gió trên biển Đông......................................................................................10 1.1.3. Thủy triều và dao động mực nước biển Đông........................................................10 1.2. Cơ sở phương pháp nghiên cứu mực nước....................................................................12 1.2.1. Phương pháp phân tích điều hòa mực nước ...........................................................12 1.2.2. Công thức biến đổi Fourier. Phương pháp phân tích phổ trong hải dương học .....13 1.2.3. Phương pháp mô hình số trị thủy động ..................................................................16 1.2.3.1. Hệ phương trình tuyến tính của chuyển động sóng dài trong nước nông .......16 1.2.3.2. Những điều kiện ban đầu và điều kiện biên ....................................................18 1.2.3.3. Sơ đồ sai phân của hệ phương trình ................................................................19 CHƯƠNG 2 - KHẢO SÁT DAO ĐỘNG TỰ DO CỦA BIỂN ĐÔNG...................................21 2.1. Ý nghĩa của việc nghiên cứu dao động tự do của biển Đông........................................21 2.2. Phương pháp tính dao động tự do của thủy vực ............................................................22 2.3. Tính dao động tự do của biển Đông ..............................................................................23 2.3.1. Mô hình số dao động tự do của biển Đông.............................................................23 2.3.2. Lưới tính .................................................................................................................24 2.3.3. Kết quả tính chu kỳ và những sơ đồ cấu trúc không gian của các dao động tự do 25 2.4. Những kết luận rút ra từ khảo sát dao động tự do .........................................................31 CHƯƠNG 3 – PHỔ MỰC NƯỚC Ở VEN BỜ TÂY BIỂN ĐÔNG .......................................49 3.1. Đặt vấn đề nghiên cứu phổ mực nước...........................................................................49 3.2. Lọc những chuỗi quan trắc mực nước để tính phổ ........................................................50 3.3. Kết quả tính phổ và nhận xét .........................................................................................52 CHƯƠNG 4 – TÍNH MỰC NƯỚC TRONG TRƯỜNG GIÓ MÙA ......................................58 4.1. Dao động mùa của mực nước và đặt vấn đề tính toán...................................................58 4.2. Mô hình số tính mực nước theo trường gió...................................................................60 4.3. Các bản đồ trường gió xuất phát....................................................................................61 4.4. Phân bố mực nước trong gió đông bắc ..........................................................................63 4.5. Phân bố mực nước trong gió tây nam............................................................................65 4.6. Nhận xét chung về kết quả tính mực nước theo mô hình ..............................................66 KẾT LUẬN ..............................................................................................................................70 TÀI LIỆU THAM KHẢO ........................................................................................................71 PHỤ LỤC .................................................................................................................................74 2 MỞ ĐẦU Biến động thời gian và không gian của mực nước biển là một hiện tượng tự nhiên cớ quy mô to lớn ảnh hưởng một cách trực quan tới nhiều hoạt động kinh tế kỹ thuật của con người, trước hết là các ngành vận tải biển, xây dựng công trình trên biển và ven bờ, công trình bảo vệ bờ, hệ thống tưới tiêu nông nghiệp vùng ven bờ, cấp thoát nước thành phố ven biển, công tác phòng chống thiên tai liên quan đến bão và nước dâng trong bão ở những vùng ven bờ biển. Chế độ dao động mực nước cũng quy định cả nhịp điệu sản xuất và sinh hoạt của nhân dân những vùng ven biển. Những thông tin trên thế giới về những hiện tượng ngập lụt nguy hiểm ở ven biển các nước Nhật, Mỹ, Ấn Độ, Hà Lan, Philippin, Bănglađet làm thiệt hại vật chất và chết người cho thấy kể cả các nước tiên tiến lẫn các nước kém phát triển việc nghiên cứu để nắm vững quy luật và tiến tới kiểm soát chế ngự hiện tượng này vaqãn đang còn là vấn đề thời sự cấp thiết và cần được phát triển [14, 4]. Nghiên cứu biến động mực nước của biển cả ở vùng đại dương và ven bờ còn có ý nghĩa khoa học độc lập bởi lẽ biến động mực nước trong thủy vực kín hoặc hở một phần bao giờ cũng là kết quả tác động của nhiều quá trình tự nhiên, trong đó có cả những quá trình động lực khác xảy ra trong biển và những quá trình nhân tạo và về phần mình chế độ mực nước lại ảnh hưởng tới những quá trình khác [40, 49, 64]. Chênh lệch mực nước ở một vùng biển làm thay đổi chế độ hoàn lưu nước, trao đổi nước qua eo biển, tình hình bào mòn và xói lở bờ đáy do sóng và dòng chảy biển ở các đoạn bờ, cửa sông và luồng tàu. Những hoạt động kỹ thuật, xây dựng của con người ngày nay có khi có quy mô lớn làm thay đổi những điều kiện cân bằng nước, điều kiện hình thái của thủy vực, làm cho chế độ dao động mực nước thay đổi dẫn tới những thay đổi của cả chế độ lan truyền ô nhiễm chất thải và hệ sinh thái. Do đó những khảo sát, tính toán có liên quan tới mực nước và dòng chảy là vô cùng quan trọng [63]. Nhiều ngành khoa học khác như trắc địa, bản đồ học, địa chất học, địa mạo biển, thủy thạch động lực học biển, thủy sinh học biển rất quan tâm tới những thông tin về đặc trưng của chế độ dao động mực nước biển và đại dương. Vì vậy đã từ lâu vấn đề mực nước biển và dao động của nó đã là đối tượng của khoa học, của hải dương học. Ngày nay người ta ngày càng áp dụng những phương pháp hiện đại và nghiên cứu chi tiết hơn về sự biến động của mực nước biển và phát triển thêm những khía cạnh mới của vấn đề này. Công tác nghiên cứu không chỉ phát triển cho những đối tượng địa lý mới, chưa được nghiên cứu kỹ trước đây, mà cả triển khai về mặt phương pháp [60, 65], gần đây còn xuất hiện cả những chuyên khảo về lĩnh vực này trong hải dương học [50, 27] nhằm tổng hợp các phương pháp hiện đại để khảo sát và nghiên cứu. 3 Ở nước ta trong những năm gần đây đã bắt đầu có điều kiện quan tâm tới việc thu thập những thông tin về những thiệt hại không nhỏ do những vụ vỡ đê biển, ngập lụt, ngập mặn, có cả che3ét người do những hiện tượng dâng mạnh, đột ngột của mực nước trong các cơn bão đổ bộ vào các vùng ven bờ Việt Nam [4, 14, 11]. Cũng đã xuất hiện những dự án kinh tế kỹ thuật cải tạo hệ thống tưới tiêu nước nông nghiệp và cấp thoát nước thành phố ven biển đòi hỏi những thông tin về chế độ mực nước biển và hệ thống sông có ảnh hưởng của biển. Nhiều tính toán, thiết kế thủy lợi và giao thông, xây dựng đòi hỏi những dữ liệu tin cậy về chế độ mực nước ở biển và cửa sông, cũng như trong sông. Những đòi hỏi đó kích thích công tác nghiên cứu khảo sát và tính toán biến động mực nước biển, kể cả dự báo, của nhiều nhà nghiên cứu trong các lĩnh vực khác nhau liên quan tới biển. Nhiều mặt trong vấn đề dao động mực nước biển và thủy triều đã được các nhà hải dương học Việt Nam nghiên cứu có hiệu quả và có những vấn đề mới thế giới nêu ra cũng được các chuyên gia của nước ta nắm bắt và đi sâu nghiên cứu [16,38]. Tổng quan về những công trình nghiên cứu của các chuyên gia trong và ngoài nước về vấn đề dao động mực nước của biển Đông cho thấy rằng trong lĩnh vực này đã đạt được những kết quả to lớn, song cũng nổi lên một đặc điểm không đồng đều trong công tác nghiên cứu vấn đề này. Nhóm lớn nhất gồm đa số các công trình thuộc lĩnh vực này [32, 61, 55, 41, 30, 24, 46, 47, 25, 45, 12, 15, 13] chú ý đến vấn đề dao động thủy triều của mực nước. Những công trình của các tác giả phương tây đầu thế kỷ này [32, 61], tuy cung cấp thông tin sơ lược nhưng cho thấy tầm quan trọng của việc nghiên cứu vùng biển Đông Nam Á nói chung và biển Đông nói riêng. Những kết quả đáng tin cậy chỉ nhận được bắt đầu từ các công trình [55, 41] khi phương pháp hiện đại được đưa vào sử dụng. Cho đến nay có thể nói rằng việc phân tích và dự báo dao động thủy triều của mực nước do chúng ta tiếp thu được hệ phương pháp tương đối chuẩn của thế giới cộng với những đóng góp to lớn của các chuyên gia giàu kinh nghiệm ở các cơ quan nghiên cứu biển đã đạt được trình độ tạm đáp ứng những nhu cầu cơ bản của thực tiễn. Ở nước ta nhiều năm nay đã xuất bản được bảng dự tính mực nước thủy triều đều đặn cho các cảng chính thuộc bờ biển Việt Nam để phục vụ các ngành sản xuất và quốc phòng liên quan tới biển. Những bản đồ triều đã được nhiều tác giả tính, kể cả bằng phương pháp giải tích cũng như phương pháp sô, ngày càng chi tiết và có độ tin cậy cao hơn [55, 41, 24, 30, 12, 15, 25, 45, 13]. Có thể nhận định rằng về cơ bản, nguyên nhân hình thành hiện tượng thủy triều phức tạp, độc đáo và lý thú ở biển Đông là sự truyền các sóng triều từ Thái Bình Dương vào qua các eo phía bắc và đông bắc biển dưới tác động của điều kiện địa lý địa phương của thủy vực trung tâm biển và các vịnh để tạo nên chế độ dao động phức tạp với nhật triều ngự trị ở nhiều nơi đã được thừa nhận. Trong khuôn khổ đề tài cấp nhà nước KT-03-03 các chuyên gia trong lĩnh vực này đang thực hiện công tác hoàn thiện các mô hình số tính thủy triều (kể cả dòng 4 triều) bằng con đường chi tiết hóa lưới tính, xấp xỉ sát thực hơn điều kiện biên và những thuật toán tối ưu hơn trong khi hiện thực hóa tính toán trên máy tính điện tử. Nhóm lớn thư hai gồm có các công trình [18, 14, 33, 1, 10, 11, 4] giành cho việc nghiên cứu và tính toán một hiện tượng nguy hiểm trong dao động mực nước biển, đó là hiện tượng nước dâng trong bão. Hướng thứ nhất trong những công trình này [14, 11] tập trung làm sáng tỏ vấn đề về đặc trưng chế độ của nước dâng bão ở biển Đông như: số lượng các cơn bão trung bình năm hoạt động trên biển Đông, tần suất xuất hiện bão ở các tháng khác nhau trong năm, những quỹ đạo cơ bản của các cơn bão, những khu vực có xác suất nước dâng do bão lớn nhất, bước đầu đánh giá xác suất xuất hiện nước dâng nguy hiểm theo pha thủy triều, cấu trúc không gian và thời gian của nước dâng do bão. Hướng nghiên cứu thứ hai về nước dâng do bão là áp dụng những phương pháp hồi quytương quan [4] để thiết lập những công thức thực nghiệm mực nước dâng trong bão cho những điểm cụ thể có tính chất đơn giản đáp ứng nhu cầu dự báo nghiệp vụ cho vùng biển nước ta cũng có những thành tựu nhất định. Bắt đầu từ những năm tám mươi, xuất hiện nhiều công trình mới, áp dụng những mô hình số tính nước dâng trong bão [18, 1, 33, 10, 2]. Nội dung cơ bản của những công trình này là giải bằng số hệ các phương trình sóng dài nước nông cho thủy vực biển Đông với địa hình đáy và hình dạng bờ thực của nó. Ở đây các tác giả ngày càng đi sâu hoàn thiện phương pháp giải bài toán biên bằng cách chi tiết hóa lưới tính, khảo sát điều kiện các đường biên, tham số hóa cơn bão và tham số hóa các lực ma sát đáy và ma sát gió, dùng các sơ đồ tính mới. Ở dải tần khác của các dao động mực nước biển Đông, những dao động với chu kỳ dài nhiều năm, năm, nửa năm, chu kỳ xi nốp và những chu kỳ ngắn cỡ vài giờ được ít các công trình chú ý hơn và các kết quả cũng chỉ đạt được ở bước đầu. Trong [26] các tác giả Liên Xô đã từng nghiên cứu chế độ dao động mùa của biển Đông trên cơ sở phân tích các sóng năm của mực nước theo số liệu thực đo tại các đài trạm ven biển Đông, lập các bản đồ phân bố các yếu tố của dao động mùa của biển Đông bằng phương pháp đẳng độ cao. Về sau, tác giả của công trình [42] nghiên cứu kỹ hơn về vấn đề, đã phê phán các bản đồ này, cho rằng sự tồn tại của các đỉnh sóng năm của mực nước ở phần trung tâm biển là không hợp lý. Cũng trong công trình này, đã nhận định rằng dao động mùa ở biển Đông chủ yếu được gây bởi gió mùa, và dưới tác động của gió màu trong biển lan truyền những sóng dài tiến tạo nên dâng mực và dòng chảy, nhưng phân bố độ sâu và hình dạng đường bờ đồng thời ảnh hưởng tới phân bố biên độ và pha của những sóng này. Trên cơ sở những tài liệu về hằng số điều hòa của hai mươi bốn trạm và đường cong biến trình năm của mực nước trung bình, bằng phương pháp nội suy tác giả đã lập bản đồ đồng biên độ và đồng pha của sóng năm của mực biển trung bình, khác với những bản đồ đã nhận được trong [26]. Chúng tôi cho rằng, và cũng như trong công trình [42] đã nhận định, để kiểm tra quy mô và cấu trúc không gian của dao động ở phần ngoài khơi của biển chỉ có thể dựa vào số liệu thực đo ở các trạm đảo thuộc phần khơi của biển Đông, hoặc dùng mô hình tính cho toàn biển. 5 Trong [14, 17] thông báo về các kết quả phân tích điều hòa và phân tích phổ mực nước ở một số trạm biển và trong sông. Ở đây cũng cung cấp những kết quả phân tích phổ tương hỗ giữa các yếu tố khí tượng, áp suất khí quyển và gió, với mực nước, phổ tương hỗ của mực nước ở những trạm khác nhau để nhận xét về những nguyên nhân gây nên dao động mực nước biển Đông. Những công trình này đã đưa ra một số nhận xét rất bổ ích cho việc phát triển nghiên cứu tiếp, đó là những nhận xét về sự khác nhau trong mức độ cường hóa các sóng chu kỳ dài – nửa năm và một năm, tại những vùng biển khác nhau, tùy thuộc vào những điều kiện thuận lợi hoặc không thuận lợi để gió mùa tác động; về sự phát triển rất phong phú và đáng kể các sóng nước nông khi thủy triều truyền vào nước nông, vào sâu trong sông. Tác giả [14] đã có nhận định quan trọng về phương diện phương pháp luận về sự có mặt, và hơn nữa rất phong phú, của các sóng có chu kỳ gần với các sóng nhật triều và các sóng bội bậc ba, bậc bốn, bậc năm của nó trong vùng biển với nhật triều mạnh, mà nếu phân tích bằng sơ đồ Darwin chúng ta rất dễ để sót. Như vậy, với vùng biển mà nhật triều ngự trị, chúng ta cần xử lý phân tích các chuỗi mực nước theo phương pháp bình phương tối thiểu hoặc phát triển các phương pháp phổ và dự tính mực nước theo phương pháp phổ [60, 65]. Từ việc phân tích khái quát những công trình cơ bản trên đây của các tác giả nghiên cứu tình hình dao động mực nước ở biển Đông chúng tôi rút ra những vấn đề sau có thể cần được phát triển hơn nữa trong số những vấn đề về dao động mực nước ở biển Đông. 1. Vấn đề về chế độ biến động mực nước biển ở vùng ven biển và thềm lục địa, chủ yếu ở các cảng chính và vùng hoạt động kinh tế kỹ thuật sôi động, bao gồm việc tính toán các đặc trưng thống kê tin cậy của chế độ dao động mực nước, những đặc trưng phổ phản ánh cấu trúc bên trong của các dao động phức tạp và những nguyên nhân, cơ chế chi phối chế độ dao động mực nước, chú ý các dao động mùa, các dao động nước dâng kể cả trong bão lẫn trong gió trung bình, gió mạnh, các dao động với tần số xi nốp, làm cơ sở cho các phương pháp tính và dự tính mực nước theo những phương pháp hiện đại; 2. Hoàn thiện các phương pháp phân tích và dự tính mực nước thủy triều, tăng độ chính xác của các hằng số điều hòa thủy triều, tăng số lượng các sóng điều hòa thủy triều trong các phương trình dự báo mực nước thủy triều, thay vì phương pháp phân tích điều hòa truyền thống theo sơ đồ Darwin cần áp dụng các phương pháp phân tích chi tiết hơn như phương pháp bình phương nhỏ nhất hoặc phương pháp Cartwright để phân tích và dự tính nực nước. Song song với việc tăng độ chính xác và số lượng các sóng phân tích, có thể giải quyết tốt hơn những tính toán thực tiễn như tính mực nước cực trị, mực nước thấp nhất lý thuyết của trạm, những bài toán nội ngoại suy mực nước cựac trị giữa các trạm; 3. Chính xác hóa và chi tiết hóa các bản đồ triều, kể cả các bản đồ dòng triều, bằng con đường tận dụng khả năng ngày càng lớn của máy tính điện tử để tăng miền tính, làm chi tiết lưới tính, xấp xỉ biên sát thực hơn và cụ thể hóa các phép tham số hóa ma sát đáy và ma sát gió. Kết hợp tính dao động tổng cộng triều và gió, triều và nước dâng để nghiên cứu tương tác 6 giữa chúng; 4. Xây dựng những mô hình tính mực nước dâng trong gió hoặc trong bão để tiến tới dự báo được cả các dao động mực nước phi triều. Con đường hiệu quả nhất phù hợp với phương tiện tính toán hiện đại là áp dụng những mô hình số với chi tiết hóa quá trình tính toán làm cho chương trình tính trên máy có thể áp dụng vào dự báo nghiệp vụ; 5. Những vấn đề có tính quy mô toàn cầu được nhiều nhà khoa học quan tâm như sự dâng lên của mực nước đại dương do khí hậu toàn cầu nóng lên, sự biến động thế kỷ của mực nước biển do các quá trình địa động lực học trong vỏ trái đất, lan truyền các sóng thềm lục địa. Trong luận án này, chúng tôi sẽ trình bày những kết quả nghiên cứu của mình (đã được công bố một phần trong [5 - 8] nhằm góp thêm vào việc nghiên cứu những vấn đề còn tồn tại đã nêu. Cụ thể, chúng tôi đặt ra và giải quyết bốn nhiệm vụ sau: 1) Khảo sát chi tiết về dao động tự do của biển Đông; 2) Giải thích cơ chế hình thành của hiện tượng thủy triều rất phức tạp và độc đáo ở biển Đông; 3) Nghiên cứu cấu trúc của những dao động mực nước ở các vùng bờ khác nhau dọc bờ biển nước ta; 4) Nghiên cứu chế độ dao động mùa của mực nước ở biển Đông và thử nghiệm mô hình tính mực nước dâng trong gió theo dữ liệu về trường gió và áp suất trên biển. Ở chương 1 với đầu đề “Khái quát về điều kiện tự nhiên và đặc điểm dao động mực nước biển Đông. Cơ sở phương pháp nghiên cứu”, chúng tôi trình bày ngắn gọn về phương pháp phân tích điều hòa mực nước, trong đó có trình bày thêm về sự hoàn thiện của chúng tôi nhờ áp dụng phương pháp bình phương nhỏ nhất làm cho chương trình phân tích chính xác hơn, những công thức biến đổi Fourier và phương pháp phổ trong hải dương học, có chú ý tới những phương pháp lọc chuỗi số liệu xuất phát, nhằm thu được những phổ khả dĩ hiện thực trong điều kiện đặc thù của các chuỗi thời gian của các quá trình ở biển, cơ sở của phương pháp số trị thủy động giải bài toán mực nước. Về những điều kiện tự nhiên và đặc điểm biến động mực nước biển Đông chúng tôi chỉ trình bày những nét khái quát nhất mà sau này ở các chương 2, 3, 4 có sử dụng tới. Chương 2 với đầu đề “Khảo sát dao động tự do của biển Đông”, chúng tôi bắt đầu công tác nghiên cứu của mình bằng việc giải bằng số hệ phương trình mô tả dao động tự do của một thủy vực có tính tới hình dạng đường bờ và phân bố độ sâu thực của biển Đông để, ở mức độ trừu tượng cao nhất, khảo sát khả năng tự nhiên của biển Đông phản ứng với những nhiễu kích động có thể có của ngoại lực. Nhờ kết quả tính dao động tự do, chúng tôi có điều kiện từ góc độ khác so với các chuyên gia trước đây đã làm, giải thích chế độ dao động thủy triều rất độc đáo ở biển Đông, dự đoán những khả năng của từng vùng khác nhau của biển Đông cộng 7 hưởng với những tần số dao động của các lực cưỡng bức có thể có. Trong chương 3 – “Phổ mực nước ở ven bờ tây biển Đông” sẽ trình bày những kết quả phân tích phổ của các dao động mực nước do chúng tôi nhận được cho năm trạm quan trắc độ dài một năm, có kết hợp với kết quả của các tác giả khác, để có khái niệm hệ thống về quy mô và cấu trúc của dao động mực nước phức tạp và đa dạng ở những vùng khác nhau của biển. Từ những kết quả này lại so sánh với kết quả của chương 2 để làm sáng tỏ kiểu phản ứng của mỗi vùng biển đối với những nhiễu động cưỡng bức và chỉ ra tính hiện thực của những kết quả tính ở chương 2. Chương 4 với đầu đề “Tính mực nước trong trường gió mùa”, chúng tôi sẽ trình bày kết quả bước đầu giải bằng số hệ phương trình nước nông tuyến tính để tính trường độ cao mực nước dâng lên trong trường gió tương ứng nhằm kiểm tra hiệu ứng gió mùa có thể tạo nên những dao động mùa với quy mô và phân bố không gian như các tác giả khác đã phân tích hay không. Ngoài ra, việc thử nghiệm này cũng có ý nghĩa độc lập, nhằm tiến tới xây dựng chương trình tính mực nước trên máy tính dựa vào các số liệu xuất phát về trường gió và các yếu tố khí tượng. Trong quá trình nghiên cứu để đi đến những kết quả trong luận án này, chúng tôi đã nhận được sự giúp đỡ của GS, TS Nguyễn Ngọc Thụy (Tổng cục Khí tượng Thủy văn), cung cấp nhiều tài liệu tham khảo quý, cùng với những chỉ dẫn hết sức bổ ích, nhận được những lời khuyên và khích lệ của nhiều đồng nghiệp, đặc biệt sự giúp đỡ nhiều mặt của tập thể Bộ môn Hải dương học Trường Đại học Tổng hợp Hà Nội. Chúng tôi chân thành cảm ơn sự giúp đỡ quý báu ấy. 8 CHƯƠNG 1 - KHÁI QUÁT VỀ ĐIỀU KIỆN TỰ NHIÊN VÀ ĐẶC ĐIỂM NỰC NƯỚC BIỂN ĐÔNG. CƠ SỞ PHƯƠNG PHÁP NGHIÊN CỨU 1.1. Khái quát về điều kiện tự nhiên và đặc điểm dao động mực nước biển Đông 1.1.1. Hình dạng đường bờ và phân bố độ sâu của biển Đông Biển Đông kế cận với lãnh thổ của mười nước Đông Nam Á, là một trong những biển lớn nhất thế giới. Trên biển này có những đường hàng hải quốc tế quan trọng đi qua và trong những năm gần đây khu vực thềm lục địa tây nam của biển đã trở thành một khu vực hoạt động kinh tế kỹ thuật sôi động. Vùng nước biển trải rộng từ kinh tuyến đến kinh đông và từ vĩ tuyến vĩ nam đến vĩ bắc. Tổng diện tích biển, kể cả các vịnh lớn Thái Lan và Bắc Bộ của nó bằng khoảng . 599o o121 o3 o25 26 km105,3 ⋅ Hình dạng đường bờ biển hết sức phức tạp với rất nhiều vịnh, vũng, eo biển và đảo lớn nhỏ nằm rải rác ở cả trung tâm lẫn gần ven bờ. Địa hình đáy biển Đông thuộc loại đa dạng (hình 1.1). Vùng biển thẳm với độ sâu vài nghìn mét nằm ở phần trung tâm và lệch về phía đông biển. Độ sâu lớn nhất ở vùng này đạt đến 5560 mét. Vùng thềm lục địa với độ sâu dưới 200 mét chiếm hơn nửa diện tích mặt rộng thủy vực, phân bố ở phía nam và tây nam biển và trong các vịnh. Ở các vịnh Bắc Bộ và Thái Lan độ sâu biển biến đổi từ vài mét đến dưới 100 mét. Các đường đẳng sâu có hình dạng rất không đều đặn. Nhìn chung, quan sát thấy tính bất đối xứng trong phân bố độ sâu của biển giữa hai phần tây và đông, giữa bắc và nam của biển. Vùng biển phía đông và đông nam có độ dốc đáy lớn hơn so với vùng biển phía tây và tây bắc. Đặc điểm này, như chúng ta sẽ thấy ở các chương 2 và 4, có ảnh hưởng rất lớn đến chế độ dao động mực nước biển và các vùng của nó. Biển Đông là một biển ven, liên hệ với Thái Bình Dương và các biển kế cận qua một số eo biển. Ở phía bắc và đông bắc, biển Đông thông với Thái Bình Dương qua eo Đài Loan rộng 200 km với độ sâu 50 mét và eo Basi rộng 350 km với độ sâu trên 3000 mét. Những eo biển này ngoài độ rộng và độ sâu đáng kể, còn có đặc điểm là định hướng theo tuyến trục chính của biển, cùng hướng với các hướng gió thịnh hành trên biển, nên có vai trò quan trọng nhất, đảm bảo sự trao đổi nước cũng như năng lượng giữa biển và bên ngoài. Phần lớn nước các tầng mặt và ở các độ sâu của biển được trao đổi với Thái Bình Dương thông qua những eo này [48, 68]. Ở phía cực nam, biển Đông liên hệ với biển Giava qua eo Malacca nằm giữa bán đảo Malacca và đảo Calimantan. Đặc điểm của eo biển này là khá rộng, khoảng 450 km, nhưng rất nông, độ sâu xấp xỉ 30-40 mét và có những đảo nhỏ xen kẽ. Ở biên giới phía đông của biển, ở quãng giữa quần đảo Philippin và đảo Calimantan có nhiều eo nhỏ nông xen kẽ với các chuỗi đảo. Những eo biển này ít thuận lợi cho sự trao đổi nước. 9 Hình 1.1. Phân bố độ sâu biển Đông và biên tính (các đường gấp khúc là biên tính của các mô hình số, hình vuông nhỏ chỉ vị trí điểm tính phổ) 1.1.2. Chế độ gió trên biển Đông Chế độ gió trên biển là nhân tố quan trọng nhất trong số các nhân tố gây nên dao động mực nước của nó [42]. Vị trí đặc biệt của biển Đông nằm trong khu vực nhiệt đới gió mùa Đông Nam Á với hai hệ thống gió khác biệt tác động quy định toàn bộ chế độ nhiệt động lực học nói chung và chế độ dao động mực nước nói riêng của nó [19, 56]. Về mùa đông, biển chịu tác động của gió màu đông bắc hoạt động từ khoảng tháng mười đến tháng tư năm sau. Mùa hè, trên biển thịnh hành các đợt gió với hướng tây nam. Các trường gió đông bắc thường có cường độ lớn và độ ổn định hoạt động cao hơn so với các trường gió mùa tây nam. Tuy nhiên, cả hai loại trường gió này đều đặc trưng bởi tính bất đồng nhất trong không gian (xem các hình 4.1 và 4.2). 1.1.3. Thủy triều và dao động mực nước biển Đông Thành phần quan trọng nhất gây nên dao động mực nước biển Đông là thủy triều. Dao động thủy triều ở biển Đông được nhiều tác giả đánh giá là rất phức tạp và có nhiều nét độc dáoddawcj sắc so với những vùng biển khác của thế giới. Nơi đây có thể thấy đủ bốn loại thủy triều khác nhau: đó là bán nhật triều đều, bán nhật triều không đều, nhật triều không đều và nhật triều đều. Qua các bản đồ phân bố tính chất thủy triều biển Đông ta thấy nét nổi bật đầu tiên là toàn bộ vùng khơi rộng lớn và đại bộ phận các dải bờ phía tây và phía đông biển thịnh hành kiểu dao động nhật triều. Ở các vịnh Thái Lan và Bắc Bộ quan sát thấy kiểu dao động triều toàn nhật đều lý tưởng với độ lớn đáng kể, đã từng được dẫn trong các sách giáo khoa 10 với tư cách là nhật triều đều điển hình. Đường cong mực nước có dạng hình sin rất đều đặn với một nước lớn và một nước ròng trong một ngày. Trong tháng chỉ có khoảng hai đến ba ngày có biểu hiện của thủy triều hỗn hợp. Độ lớn thủy triều ở nơi triều mạnh nhất biển Đông là đỉnh vịnh Bắc Bộ đạt tới 6 mét. Những khu vực bán nhật triều đều của biển Đông là dải bờ gần eo biển Đài Loan, khu vực biển lân cận cảng Thuận An của Việt Nam. Những khu vực với bán nhật triều không đều là dải bờ nam Trung Quốc từ eo Đài Loan tới vùng đông bắc đảo Hải Nam, gần vịnh Pulô Lakei và vùng ven bờ đông nam Việt Nam, khu vực phía tây vịnh Thái Lan và vùng lân cận Xinhgapo. Tính phức tạp của thủy triều ở biển Đông thể hiện ở sự biến đổi độ lớn và tính chất thủy triều trên không gian biển, sự biến đổi này đặc biệt phức tạp trong vùng gần bờ và các vịnh. Ở vịnh Bắc Bộ, trên khoảng cách dưới nửa nghìn kilômét giữa trung tâm vịnh và cửa tây nam của nó, độ lớn thủy triều có thể biến đổi từ vài mét tới cực tiểu còn khoảng 50-60 cm. Tình hình hoàn toàn tương tự như vậy trong vịnh Thái Lan. Nơi đây cả tính chất lẫn độ lớn thủy triều đều phân hóa mạnh, tồn tại cả nhật triều và bán nhật triều, vùng biên độ lớn xen kẽ với những vùng vô triều ngay trong không gian vịnh. Những kết quả khảo sát năng lượng triều của các tác giả đã đi đến kết luận rằng “trong quá trình truyền sóng triều trên các miền khác nhau của biển, tính chất nhật triều từ địa vị thứ yếu lúc ban đầu đã chuyển thành chủ yếu. Nói một cách khác, chính các điều kiện địa phương của biển Đông đã ảnh hưởng có ý nghĩa căn bản tới sự hình thành hiện tượng thủy triều trên vùng biển phức tạp này” (Nguyễn Ngọc Thuy [15]). Nét độc đáo nữa trong hiện tượng thủy triều ở biển Đông biểu hiện ở sự khác nhau trong tương quan biên độ của các sóng thành phần của thủy triều ở những vùng khác nhau. Theo các bản đồ triều nhận thấy, khi mới truyền vào biển các biên độ của những sóng thành phần nhật triều không khác nhau mấy. Nhưng càng truyền đi xa theo hướng trục lớn của biển, biên độ sóng ngày càng lớn hơn sóng . Đối với các sóng và cũng có biểu hiện tương tự. Nguyễn Ngọc Thuy [15] đã giải thích hiện tượng này là vì độ dài sóng lớn hơn độ dài sóng , nên khi truyền dần vào vùng nước nông, biên độ sóng tăng dần và với sóng dài hơn, mức độ tăng chậm hơn. 1K 1O 2M 2S 1O 1K Trong biến động mực nước biển Đông, ngoài thành phần dao động thủy triều đóng vai trò lớn nhất, còn có những dao động khác cũng có biên độ đáng kể. Trước hết phải kể đến những dao động mực nước do nước dâng trong bão. Những dẫn liệu chi tiết về các đặc trưng dao động nước dâng có trong [14, 4, 11]. Thấy rằng trị số độ lớn nước dâng trong bão tại khu vực biển ven Việt Nam không nhỏ, có thể đạt tới 250 cm hoặc hơn nữa. Tiếp nữa, thành phần thứ ba đóng góp đáng kể vào biến động mực nước là dao động mùa do sự luân phiên trong năm của các loại gió màu quy định. Các tài liệu khác nhau cho thấy biên 11 độ dao động mùa của mực nước ở các trạm phía tây biển thuộc bờ Việt Nam có thể đạt tới 30- 40 cm (xem bảng 4.1, 4.2). Trên đây trình bày tóm tắt những thành phần chủ yếu góp phần gây nên biến động mực nước biển. Cần khẳng định rằng dao động mực nước biển và đại dương ở dạng chung nhất là kết quả tác động của một số lớn các nhân tố như: biến động của các ngoại lực có nguồn gốc thiên văn và địa vật lý, biến động của áp suất khí quyển và ứng suất gió trên biển, biến động của trường mật độ và hoàn lưu nước, các yếu tố cân bằng nước trong những điều kiện hình thái cụ thể của thủy vực được nghiên cứu. Tuy nhiên, những nhân tố sau này hoặc là có vai trò nhỏ hơn, hoặc là chỉ có ý nghĩa đối với từng vùng hạn chế, hơn nữa chúng chưa được nghiên cứu kỹ đối với vùng biển này nên chúng tôi chưa tổng kết được. 1.2. Cơ sở phương pháp nghiên cứu mực nước Do tác động đan xen của tất cả những yếu tố, nên sự biến động của mực nước đại dương hoặc biển có tính chất rất phức tạp và đa quy mô. Thông thường trong hải dương học người ta phân chia những biến động của mực nước theo dải tần số để áp dụng các phương pháp nghiên cứu thích hợp: Đó là những dao động nhiều năm, những dao động mùa, những dao động với chu kỳ xi nốp và những dao động với chu kỳ trung bình. Với những quá trình dao động mực nước mà nguyên nhân của chúng đã được xác định tiên nghiệm và thiết lập được quy luật rõ rệt như những dao động thủy triều thì phương pháp phân tích điều hòa được áp dụng rất hiệu quả. Phương pháp mô hình toán học để tính các quá trình mực nước cũng được sử dụng rộng rãi và trong những năm gần đây với ựu phát triển của kỹ thuật và phương tiện tính toán nó càng phát triển và trở thành phương pháp nhiều triển vọng nhất. Tuy nhiên do tính phức tạp và đa nguyên nhân của các quá trình dao động mực nước, trong mọi trường hợp phân tích và nghiên cứu về mực nước, phương pháp xác suất và thống kê toán học, phương pháp của lý thuyết các quá trình ngẫu nhiên và chuỗi thời gian tỏ ra là công cụ rất hiệu quả. 1.2.1. Phương pháp phân tích điều hòa mực nước Biểu thức độ cao mực nước thủy triều theo lý thuyết phân tích điều hòa được biểu diễn dưới dạng: ])(cos[ 1 00 i r i iiiit GuVtQHFAH −+++= ∑ = (1.1) trong đó độ cao mực nước ở thời điểm của thời gian trung bình mặt trời; −tH t −0A độ cao trung bình của mực nước trong khoảng thời gian phân tích; −iQ tốc độ thay đổi pha trong một giờ của dao động; −r số dao động thành phần được phân tích; tuần tự là những hệ số suy giảm và pha ban đầu của dao động phụ thuộc vào những đặc trưng thiên văn; những hằng số điều hòa của mực nước tuần tự đặc trưng cho biên độ trung bình và −+ ii uVF )(, 0 −ii GH , 12 lệch pha phụ thuộc vào điều kiện địa lý điểm nghiên cứu và cần được xác định dựa vào chuỗi số liệu quan trắc mực nước. Ở Việt Nam khi phân tích những chuỗi mực nước dài trên máy tính, thông thường [9] người ta đã áp dụng công thức trên đây dưới dạng: ∑ = ++= r i iiiit tQBtQAAH 1 0 )sincos( (1.2) với ])(cos[ 0 iiiii uVGHFA +−= ])(sin[ 0 iiiii uVGHFB +−= để xác định các ẩn số và theo chuỗi quan trắc mực nước rồi từ đó nhận các hằng số điều hòa và . iA iB tH iH iG Trong nghiên cứu của mình, khi cần xác định những hằng số điều hòa thủy triều, chúng tôi đã dùng một dạng biến đổi khác của công thức (1.1) như sau [50]: ∑ = ++= r i iiiit YBXAAH 1 0 )( (1.3) với ])(cos[ 0 iiii uVtQFA ++= ])(sin[ 0 iiii uVtQFB ++= iiiiii GHYGHX sin,cos == Bây giờ và là những ẩn số, còn và là những hệ số được tính trước cho từng sóng tại từng thời điểm . Ưu thế của việc dùng công thức (1.3) so với công thức (1.2) là ở chỗ chúng ta không phải lấy gần đúng (ở giữa kỳ quan trắc) trị số của những thông số thiên văn, khi xử lý các chuỗi quan trắc dài sẽ gây sai số đáng kể, không đòi hỏi tính liên tục của chuỗi, điều này rất thuận tiện, nhất là đối với những chuỗi dòng chảy, chúng ta có thể ghép những chuỗi quan trắc ngày ở bất kỳ thời kỳ nào lại để phân tích. iX iY iA iB i t 1.2.2. Công thức biến đổi Fourier. Phương pháp phân tích phổ trong hải dương học Hàm thời gian có thể biểu diễn bằng tích phân Fourier theo công thức: )(tf σσ σπ deFtf t∫ ∞ ∞− = i2)()( (1.4) trong đó ∫ ∞ ∞− −= dtetfF tσπσ i2)()( (1.5) 13 Hàm )(σF biểu thị trong miền tần số σ gọi là hàm phổ hay mật độ phổ, nó mô tả phân bố của biên độ theo các tần số trong hàm . )(tf Trong toán học cặp công thức (1.4)-(1.5) gọi là những công thức biến đổi Fourier. Khi cho trước hàm công thức (1.5) gọi là biến đổi Fourier thuận. Công thức (1.4) cho phép khôi phục lại hàm thời gian theo hàm phổ của nó gọi là biến đổi Fourỉe ngược. Đại lượng )(tF )(tf 2)(σF gọi là phổ công suất. Khi hàm được cho tại những điểm rời rạc trên khoảng hữu hạn người ta có thể khai triển Fourier theo công thức: )(tf NtN ≤≤− ])/sin()/cos([ 2 )( 1 0 ∑∞ = ∆+∆+= k kk tNtkBtNtkA Atf ππ (1.6) trong đó ∫ − == N N k kdtNkttfN A ...),2,1,0()/cos()(1 π (1.7) ∫ − == N N k kdtNkttfN B ...),2,1()/sin()(1 π (1.8) hoặc dưới dạng phức: ∑∞ −∞= = k Ntk k eCtf )/i()( π với ∫ = −= N N Ntk k dtetfN C )/i()( 2 1 π . Tương tự như trong công thức (1.5) đại lượng được gọi là công suất của tần số và được biểu diễn dưới dạng phổ công suất gián đoạn. )( 22 kk BA + k Khi khai triển Fourier chúng tôi sử dụng thuật toán nhanh tính các hệ số Fourier trình bày trong [57]. Ở đay khi hàm được cho tại điểm cách đều nhau trên trục thời gian các hệ số Fourier được tính theo các công thức: )(tf n2 )0()/cos( 2212 fUUnknA nnk +−= −−π 12)/sin( −= nk UnknB π ),12(,0 10 −== nfUU )12...,,3,2()2()/cos(2 21 −=−+−= −− nmmnfUUnkU mmm π Đôi khi, để phân tích điều hòa chuỗi năm hoặc chuỗi ngày, có thể trực tiếp sử dụng các công thức mười hai tọa độ hoặc công thức hai mươi bốn tọa độ. Trong hải dương học thịnh hành tập quán tính phổ của chuỗi thời gian thông qua biến 14 đổi Fourier đối với hàm tương quan [59, 54, 34, 37, 35, 27, 20-23]. Quan hệ giữa hàm tương quan và hàm mật độ phổ cũng là cặp công thức biến đổi Fourier: ∫ ∞ ∞− −= ττπω ωτ deRS i)( 2 1)( (1.9) ∫ ∞ ∞− −= ωωπτ ωτ deSR i)( 2 1)( (1.10) Nếu hàm thời gian là hàm thực thì hàm tương quan và hàm phổ của nó cũng là hàm thực và do tính chẵn của các hàm tương quan và phổ cặp công thức biến đổi Fourier tương ứng có dạng đơn giản: ∫∞= 0 cos)(2)( ωωτωτ dSR (1.11) ∫∞= 0 cos)(1)( τωττπω dRS (1.12) Khi xác định mật độ phổ theo số liệu quan trắc gián đoạn trên khoảng thời gian T (độ dài quan trắc) người ta có ước lượng thống kê của hàm tương quan của chuỗi đo trên đoạn như sau: )(tX mT ∫− −+−−= τ τττ T x dtXtXXtXT R 0 00 * ])([])([1)( ∫= T dttXTX 00 )( 1 Vì không tính tới các trị số của hàm tương quan khi mT>τ và ước lượng khác với hàm tương quan chân chính )(* τxR )(τxR nên trong thực tế phải ước lượng hàm phổ theo công thức: ∫= m T xx dRS 0 ** cos)()(1)( τωτττλπω (1.13) trong đó hàm )(τλ gọi là hàm làm trơn tỷ trọng và gọi là điểm cắt của hàm tương quan. mT Thí dụ về những hàm làm trơn của các tác giả khác nhau, được dùng trong phân tích các chuỗi những yếu tố hải dương: hàm Bartllet: m m T T > ≤= τ ττλ nÕu nÕu 0 1 )( hàm Bartllet cải biến: 15 mmm T TT > ≤−= τ τττλ nÕu nÕu 0 /1 )( hàm Tukey: m mm T TaTaa > ≤=+−= τ τπττλ nÕu nÕu 0 25,0),/cos(221 )( hàm Hanning: m mm T TT > ≤−= τ τπττλ nÕu nÕu 0 )]/cos(1[5,0 )( hàm Parsen: m mm T TT > ≤−= τ τττλ nÕu nÕu 0 )/(1 )( 2 hàm Hamming: m mm T TT > ≤+= τ τπττλ nÕu nÕu 0 )/cos(46,054,0 )( Kinh nghiệm xử lý chuỗi thời gian trong hải dương học cho thấy hàm tương quan trong nhiều trường hợp giảm rất chậm theo thời gian và có tính chu kỳ rõ rệt. Trong [34] đã nhận xét rằng khi sử dụng công thức (1.13) do không tính đến những trị số khác không đáng kể ở đoạn mT>τ ước lượng phổ sẽ bao hàm sai số hệ thống và có tính chệch, nhưng nếu tăng , sai số ước lượng lớn ở những lớn sẽ làm tăng độ tản mạn của ước lượng . Biểu hiện của hiệu ứng này thể hiện ở chỗ khi lấy nhỏ các đỉnh phổ trên đồ thị sẽ bị là trơn, và khi tăng dần các đỉnh phổ dần dần thể hiện rõ hơn, còn khi tăng tiếp nữa thì đồ thị phổ không phản ánh đaqực điểm của hàm phổ nữa mà tiến tới đồ thị của chính hàm thời gian mà từ đó hàm tương quan được xác định. Như vậy, để có được ước lượng phổ khả dĩ hiện thực trong trường hợp này thực sự lột quá trình thử nghiệm. mT )(* τxR mT )(* ωS mT mT mT )(tX 1.2.3. Phương pháp mô hình số trị thủy động 1.2.3.1. Hệ phương trình tuyến tính của chuyển động sóng dài trong nước nông Để nhận được hệ phương trình tuyến tính mô tả biến đổi của mực nước và các thành phần dòng chảy trong khi nghiên cứu các quá trình như truyền sóng triều, các sóng nước dâng trong khuôn khổ lý thuyết tuyến tính, người ta thường xuất phát từ hệ phương trình tuyến tính của chuyển động chất lỏng đồng nhất trong trái đất quay với xấp xỉ thủy tĩnh: 0)(1 =∂ ∂ ∂ ∂−∂ ∂+−∂ ∂ z Uk zx PV t U wρλ (1.14) 16 0)(1 =∂ ∂ ∂ ∂−∂ ∂++∂ ∂ z Vk zy PU t V wρλ (1.15) 01 =∂ ∂ g z P wρ (1.16) 0=∂ ∂+∂ ∂+∂ ∂ z W y V x U (1.17) Ở đây những thành phần của vận tốc chuyển động theo các trục tọa độ −WVU ,, zyx ,, với gốc tại mực mặt trung bình, trục x hướng về phía đông, trục hướng về phía bắc, còn trục y z hướng thẳng đứng lên trên; −P áp suất bên trong chất lỏng; −wρ mật độ nước biển; −g gia tốc trọng lực; −k hệ số nhớt rối thẳng đứng; −λ thông số Coriolis ( ϕω sin2= , −ω tốc độ góc quay của Trái Đất, −ϕ vĩ độ địa lý); −t thời gian. Nếu tích phân phương trình (1.16) từ độ sâu z− tới mặt tự do ζ với điều kiện áp suất ở mặt tự do bằng áp suất khí quyển người ta tìm được: aP )( ζρ −−= zgPP wa (1.18) Thế (1.18) vào các phương trình (1.14)-(1.15) nhận được 0)(1 =∂ ∂ ∂ ∂−∂ ∂+∂ ∂+−∂ ∂ z Uk zx g x PV t U a w ζ ρλ (1.19) 0)(1 =∂ ∂ ∂ ∂−∂ ∂+∂ ∂+∂ ∂ z Vk zy g y PU t V a w ζ ρλ (1.20) Tích phân các phương trình (1.17), (1.18) và (1.20) từ đáy biển tới mặt tự do với các điều kiện biên: ),( yxh− - dính ở đáy: 0=== WVU tại hz −= - biểu thức động học tại đáy: ⎟⎟⎠ ⎞ ⎜⎜⎝ ⎛ ∂ ∂+∂ ∂−= y hV x hUW tại hz −= - biểu thức động học tại mặt tự do: y V x U t W ∂ ∂+∂ ∂+∂ ∂= ζζζ tại ζ=z - ứng suất ma sát tại mặt tự do bằng ứng suất tiếp tuyến của gió: w xT z Uk ρ−=∂ ∂ , w yT z Vk ρ−=∂ ∂ tại ζ=z trong đó tuần tự là ứng suất tiếp tuyến của gió theo các trục −yx TT , x và ; y 17 - ứng suất ma sát tại đáy biển: 2/122 )( VUrU z Uk +=∂ ∂ , 2/122 )( VUrV z Vk +=∂ ∂ tại hz −= người ta nhận được các phương trình chuyển động và liên tục cho các thành phần vận tốc trung bình theo độ sâu. Chúng ta sẽ viết lại các phương trình đó bỏ qua những dấu gạch ngang ở trên đầu các đại lượng U và V như sau: 0)( )( 1 2/122 =+ ++∂ ∂++−∂ ∂+−∂ ∂ ζ ζ ζρρλ h VUrU x g h T x PV t U w xa w (1.21) 0)( )( 1 2/122 =+ ++∂ ∂++−∂ ∂++∂ ∂ ζ ζ ζρρλ h VUrV y g h T y PU t V w ya w (1.22) 0)]([)]([ =∂ +∂+∂ +∂+∂ ∂ y hV x hU t ζζζ (1.23) Nếu cần nghiên cứu ảnh hưởng của lực tạo triều, người ta thêm các số hạng x g ∂ ∂− *ζ và y g ∂ ∂− *ζ biểu thị các hình chiếu của lực tạo triều thông qua mực nước thủy triều tĩnh học vào các vế trái của các phương trình chuyển động. Khi đó hệ các phương trình (1.21)-(1.23) có dạng: 0)()( )( 1 2/122* =+ ++∂ −∂++−∂ ∂+−∂ ∂ ζ ζζ ζρρλ h VUrU x g h T x PV t U w xa w (1.24) 0)()( )( 1 2/122* =+ ++∂ −∂++−∂ ∂++∂ ∂ ζ ζζ ζρρλ h VUrV y g h T y PU t V w ya w (1.25) 0)]([)]([ =∂ +∂+∂ +∂+∂ ∂ y hV x hU t ζζζ (1.26) Trong các công trình [27, 39, 53] đã chỉ ra rằng hệ phương trình đơn giản trên đây có thể dùng để mô tả hàng loạt những chuyển động trong nước nông một cách hiệu quả. Các tác giả Việt Nam cũng đã có những kinh nghiệm nhất định trong việc sử dụng những phương trình này. Thí dụ, Đỗ Ngọc Quỳnh [33] xuất phát từ hệ những phương trình cơ bản của lý thuyết nước nông phi tuyến, sau khi đánh giá bậc đại lượng, bỏ qua các số hạng phi tuyến trong chúng và chấp nhận hệ phương trình dưới dạng (1.21)-(1.23) để mô hình hóa số trị quá trình nước dâng trong bão ở biển Đông. Bùi Hồng Long [25] và Nguyễn Thọ Sáo [45] cũng đã sử dụng hệ phương trình dưới dạng này để nghiên cứu sự truyền thủy triều ở biển Đông và vịnh Bắc Bộ (trường hợp này không cần tính tới các số hạng chứa građien áp suất khí quyển và ma sát gió trên mặt biển). 1.2.3.2. Những điều kiện ban đầu và điều kiện biên 18 Việc cho điều kiện ban đầu đối với những bài toán đặt ra không gặp khó khăn. Các thành phần của vận tốc và nhiễu động mực nước thường được cho giá trị bằng không tại thời điểm đầu tính toán: 0=== VUζ tại 0=t (1.27) hoặc với trường hợp khảo sát dao động tự do ),(,0 0 yxVU ζζ === tại 0=t (1.28) Tại biên cứng của vùng biển đương nhiên chấp nhận điều kiện không xuyên qua của dòng chảy: 1G 0sincos =+ αα VU tại (1.29) 1G trong đó −α góc giữa biên với trục , hoặc với trường hợp khảo sát dao động có thủy triều và có số liệu về các hằng số điều hòa thủy triều có thể cho điều kiện biên thủy triều: y ∑ = −++= n i iiiii GuVtQHF 1 0 ])(cos[ζ tại (1.30) 1G trong đó hệ số suy giảm; −iF −iQ tốc độ góc; −+ iuV )( 0 pha thiên văn; tuần tự là biên độ và góc pha trung bình của sóng của thủy triều. −ii GH , i Đối với biên lỏng có thể [27, 33] chấp nhận một trong những điều kiện sau đây tùy thuộc mục đích khảo sát: 2G - mực nước không đổi trong suốt chu kỳ tính toán: 0=ζ tại (1.31) 2G - mực nước bằng thủy triều dự tính: ∑ = −++= n i iiiii GuVtQHF 1 0 ])(cos[ζ tại (1.32) 2G - điều kiện phát xạ, tức sóng tiến đi ra khỏi vùng tính toán: 2/1)]([sincos ζζαα +=+ hgVU tại (1.33) 2G 1.2.3.3. Sơ đồ sai phân của hệ phương trình Khi giải bằng số hệ phương trình (1.24)-(1.26) để thuận tiện hơn cả nên áp dụng sơ đồ sai phân hiện trên lưới Richardson, trên đó các điểm tính VU ,,ζ dịch chuyển so với nhau một nửa bước tính (hình 1.2). Trong trường hợp này các công thức sai phân để tính có dạng: )()( ,1,1,,1,1,,,,, jijijijijijijijijiji VLVLy tUDUD x t −−−− −∆ ∆−−∆ ∆−=′ ζζ (1.34) 19 2/12 , 2 , , ,1, , , ,1,,, , )(1 )( jiji ji w jiji ji jix w jijijiji ji KU D tr x PP D Tt x tgtKU U +∆+ ∆ −−∆+′−′∆ ∆−∆+ =′ + + ρρζζλ (1.35) 2/12 , 2 , , ,,1 , , ,,1,, , )(1 )( jiji ji w jiji ji jiy w jijijiji ji SV L tr y PP L Tt y tgStV V +∆+ ∆ −−∆+′−′∆ ∆−′∆− =′ + + ρρζζλ (1.36) trong đó: )(5,0 1,,1,,, ++ +++= jijijijiji hhD ζζ )(5,0 ,1,,1,, jijijijiji hhL ++ +++= ζζ )(25,0 1,1,11,,, −−−+ +++= jijijijiji VVVVK )(25,0 1,1,11,,, −+−− +++= jijijijiji UUUUS yx TT , là ứng suất gió tuần tự theo hướng trục yx, ; dấu phảy chỉ những đại lượng ở bước tính tiếp sau theo thời gian của các đại lượng tương ứng. Hình 1.2. Sơ đồ lưới sai phân 20 CHƯƠNG 2 - KHẢO SÁT DAO ĐỘNG TỰ DO CỦA BIỂN ĐÔNG 2.1. Ý nghĩa của việc nghiên cứu dao động tự do của biển Đông Khi giải thích cơ chế hình thành thủy triều toàn nhật của biển Đông và nhất là ở các vịnh của nó, các tác giả đều có ý niệm rằng hiện tượng này là do đặc thù của địa hình đáy và hình dạng bờ của từng địa phương quy định. Xuất phát từ các bản đồ thủy triều nhận được bằng phương pháp số, các tác giả hoặc là so sánh tương quan giữa biên độ các sóng tới ở cửa vào và biên độ sóng triều thực tại điểm khảo sát, tức tính hệ số khuếch đại như trong vật lý, để đánh giá mức độ cộng hưởng, hoặc là tính các dòng năng lượng triều và biểu thị lên bản đồ để chỉ ra những vùng năng lượng được tập trung. Mặt khác, nếu như chúng ta xem xét hệ thống dao động của biển, dù đó là các dao động triều, dao động nước dâng, hoặc dao động bất kỳ với nguồn gốc khác nhau theo quan điểm truyền thống trong vật lý khi nghiên cứu sự cộng hưởng, thì dễ dàng có được những suy đoán ngay từ đầu về khả năng phát triển mạnh hay yếu của hiện tượng dao động. Hiện tượng cộng hưởng là sự tăng biên độ dao động cưỡng bức của hệ dao động khi chu kỳ của lực tác động từ bên ngoài tiến dần tới chu kỳ dao động riêng của bản thân hệ. Nếu xét trường hợp dao động triều trong biển, chúng ta có bức tranh như sau: Lực tác động thường được đặc trưng bởi công suất trong trường hợp sóng triều truyền từ đại dương vào qua eo biển – đó là thông lượng năng lượng được mang vào biển bởi sóng tới. Tương quan giữa tần số của ngoại lực σ và tần số riêng của biển 0σ sẽ đặc trưng cho mức độ “sẵn sàng” của biển cộng hưởng với dao động cưỡng bức với tần số σ do ngoại lực gây nên. Khi 0σσ = toàn bộ công do ngoại lực thực hiện trong toàn chu kỳ dao động )/2( 0σπ sẽ được dùng vào việc “đưa đẩy” khối nước biển. Nếu không có mất mát năng lượng do ma sát và không tính đến sụ phát xạ sóng ra khỏi biển qua eo thì năng lượng và biên độ dao động tương ứng tăng vô cùng. Trong điều kiện thực, bao giờ cũng có mặt ma sát và năng lượng mất bớt do phát xạ, chúng ta có chế độ cộng hưởng hữu hạn. Khi 0σσ ≠ , trong chu kỳ dao động sẽ có một khoảng thời gian mà ngoại lực “hãm” chuyển động dao động của khối nước biển. Năng lượng tích tụ được sẽ thiết lập chế độ dao động dừng, với độ lệch pha giữa ngoại lực và phản ứng, sao cho công dương và âm của ngoại lực cân bằng nhau. Tỷ số giữa biên độ của dao động của biển ở điểm nào đó và biên độ của ngoại lực sẽ là hệ số khuếch đại biên độ của biển ứng với điều kiện mất mát năng lượng ở biển đó. Như vậy là việc tính toán các chu kỳ hay tần số dao động riêng của thủy vực (người ta gọi là dao độngtự do để phân biệt với trường hợp xét đến lực ma sát) có ý nghĩa rất lớn khi khảo sát đặc điểm phản ứng của biển với các tác động từ bên ngoài có tần số khác nhau. Một số công trình gần đây của các nhà khoa học trên thế giới đã đi sâu nghiên cứu những dao động tự do của khối nước đại dương và biển nhằm giải thích sự ngự trị của các dao động bán 21 nhật triều trên đại dương, sự khuếch đại cộng hưởng của thủy triều ở một số vùng đặc biệt, cơ chế hình thành dao động dâng rút mực nước biển [62, 66, 67, 31, 38, 40, 52]. Với biển Đông, vấn đề này gần như hoàn toàn mới mẻ. Chúng tôi thấy trong [33] có đề cập tới việc khảo sát dao động tự do của biển Đông và nhận được những kết quả lý thú nhưng với mục đích khác hẳn. Còn trong [3] khảo sát một vịnh nhỏ. Trong khi đó, chế độ dao động mực nước kể cả điều hòa lẫn phi điều hòa ở vùng biển Đông, theo nhiều tác giả đã khảo sát, đều có những nét độc đáo và rất lý thú đáng được xem xét từ những khía cạnh khác nhau. Chúng tôi xuất phát từ chỗ cho rằng hình dáng đường bờ và địa hình đáy là những đặc điểm riêng có của mỗi thủy vực, và đặt vấn đề khảo sát xem những đặc điểm này ảnh hưởng tới chuyển động của biển theo cơ chế nào. Xuất phát từ những ý tưởng đó chúng tôi bắt đầu nghiên cứu những đặc điểm trong dao động mực nước của biển Đông thông qua việc khảo sát dao động tự do của nó, vì dao động tự do là dạng dao động chỉ phụ thuộc vào kích thước thủy vực, phản ánh đặc điểm về hình dạng và phân bố độ sâu của thủy vực. 2.2. Phương pháp tính dao động tự do của thủy vực Lý thuyết các dao động tự do trong những thủy vực kín hoàn toàn hay hở một phần đã được các nhà cơ học cổ điển nghiên cứu dựa trên phép xấp xỉ kênh, khi đó người ta xem xét chuyển động chỉ diễn ra trong một hướng dọc kênh. Giải bằng giải tích bài toán về các chuyển động của sóng dài trong kênh (xem [58]) cho phép người ta đi đến kết luận rằng trong kênh sẽ tồn tại những sóng tiến chạy ngược chiều nhau với vận tốc , trong đó 2/1)(ghC = −C tốc độ truyền sóng; −g gia tốc trọng lực; −h độ sâu kênh. Khi xảy ra sự phản xạ sóng ở đầu kênh, thì các sóng này tạo thành dao động sóng đứng hoặc một tập hợp sóng đứng với điều kiện ở đầu kín của kênh sẽ tồn tại bụng sóng, còn ở đầu hở của kênh sẽ tồn tại nút sóng, và trong kênh phải xếp đặt vừa đủ một số nguyên lần một phần tư độ dài bước sóng. Từ đó nhận được công thức Merian quen thuộc cho kênh hình chữ nhật kín với chiều dài L : 2/1))(1( 2 ghn LTn += (2.1) hoặc cho kênh chữ nhật hở một đầu: 2/1))(12( 4 ghn LTn +=′ (2.2) hoặc những biến dạng của các công thức này áp dụng cho trường hợp độ sâu biến đổi theo trục x dọc kênh (công thức Đuyboa): ∫+= L n xgh dx n T 0 2/1)]([1 2 (2.3) 22 ∫+=′ L n xgh dx n T 0 2/1)]([12 4 (2.4) ở đây là số điểm nút của dao động đứng có mặt trong kênh. Trong biển thực đối với những dao động thủy triều thông thường chỉ có một dao động với chu kỳ lớn nhất ứng với trị , người ta gọi là mốt (mode) thấp nhất, là có khả năng cộng hưởng. )1( +n 0=n Khi đó, trong kênh kín sẽ chứa trọn một nửa độ dài bước sóng, điểm nút nằm ở giữa kênh, còn trong kênh hở một đầu – một phần tư độ dài bước sóng với điểm nút nằm ở đầu hở của kênh. Nguyễn Ngọc Thụy trong [15] đã từng sử dụng công thức (2.2) để ước lượng kích thước cộng hưởng của biển, thí dụ với vịnh Bắc Bộ, tác giả nhận được trị số độ dài cộng hưởng của nó với sóng bằng 567 km, sóng - bằng 613 km và nhận định rằng kích thước của vịnh Bắc Bộ (theo Phan Phùng [12] bằng 470 km) gần trùng với kích thước cộng hưởng. 1O 1K Đối với những biển thực, việc phân định thủy vực biển phức tạp thành những vùng với hình dạng đơn giản để áp dụng các công thức của Merian và Đuyboa, sau đó lại ghép nối để nhận được một tập hợp những chu kỳ dao động tự do của cả biển sẽ phức tạp và chắc chắn chứa đựng sai số đáng kể. Với thủy vực biển Đông, đương nhiên những công thức này không thể giúp chúng ta khảo sát chi tiết được. Song chúng tôi cho rằng giá trị của các công thức giải tích trên là ở chỗ nó được dùng làm tiêu chuẩn để kiểm tra những mô hình phức tạp khác, điều mà chúng tôi cũng đã làm trước khi thử nghiệm những tính toán chi tiết cho biển Đông. Đối với những biển thực, người ta nghiên cứu chế độ cộng hưởng theo phương pháp thực nghiệm dựa trê những quan trắc mực nước. Đánh giá triều riêng bằng cách so sánh quan trắc nhiều năm của mực nước ở các quần đảo Axo và Becmuđa với triều tĩnh đã cho phép [67] chỉ ra những chu kỳ cộng hưởng của Bắc Đại Tây Dương bằng 9,3 và 14,8 giờ. Garette [62] đã thử tính các chu kỳ dao động riêng của hệ thống vịnh Phơnđi-Men tren cơ sở phân tích sự khuếch đại của từng sóng thủy triều ở những khu vực bờ khác nhau và nhận được chu kỳ cộng hưởng bằng giờ. 4,03,13 ± Gần đây đã hình thành một phương pháp khác [66, 29, 31, 52] để tính tới độ sâu và hình dạng tự nhiên của biển thực, đó là phương pháp tích phân bằng số những phương trình chuyển động không ma sát trong khuôn khổ bài toán biên không dừng khi kích động những dao động riêng bằng một nhiễu động ban đầu bất kỳ. Phân tích phổ các chuỗi mực nước tính được từ mô hình sẽ cho phép tìm ra những tần số riêng (những chu kỳ riêng), còn phân tích điều hòa – sẽ tính được những hàm riêng (những mốt (mode)) dao động riêng. 2.3. Tính dao động tự do của biển Đông 2.3.1. Mô hình số dao động tự do của biển Đông Chúng tôi đã áp dụng phương pháp tích phân bằng số vào nghiên cứu dao động tự do của biển Đông bằng cách giải hệ phương trình (1.24)-(1.26) bỏ qua các lực tạo triều, građien 23 áp suất khí quyển, ma sát gió ở mặt biển và ma sát đáy với các điều kiện ban đầu (1.29) và (1.31). Hệ phương trình được viết lại như sau: 0=∂ ∂+−∂ ∂ x gV t U ζλ (2.5) 0=∂ ∂++∂ ∂ y gU t V ζλ (2.6) 0)]([)]([ =∂ +∂+∂ +∂+∂ ∂ y hV x hU t ζζζ (2.7) 0sincos =+ αα vu tại (2.8) 1G 0=ζ tại (2.9) 2G Nhiễu động ban đầu được cho dưới dạng trường vân tốc bằng không: 0== vu khi 0=t (2.10) và ở giữa biển có một mô nước: 022,0 22],6/3[(sin]6/)3[(sin khivà và22 =>−>− ≤−≤−+−+−= tjJiI jJiIjJiIA ππζ (2.11) trong đó m; điểm nằm ở giữa biển; i và là số hiệu nút lưới tính. 5,1=A ),( JI j Các phương trình sai phân của hệ (2.5)-(2.11) chính là những phương trình (1.34)-(1.36) với 0==== rPTT yx . 2.3.2. Lưới tính Để giải bằng số bài toán (2.5)-(2.11) toàn bộ biển Đông được xấp xỉ bằng một lưới ô vuông phẳng với bước lưới dọc theo các trục toạn độ bằng nửa độ kinh và vĩ, tức km. Phần biên cứng là toàn bộ đường bờ của các nước kế cận và những eo biển hẹp xen lẫn bởi các chuỗi đảo. Chỉ riêng ở phía đông bắc, eo Đài Loan và eo Luxông với độ sâu ở giữa tuần tự đạt tới 100 m và 3000 m được coi là biên lỏng. 569,55=∆=∆ yx Độ dài bước tính thời gian lấy theo điều kiện ổn định của Curant-Fridrich-Levis 2/122 )]([ yxgh yxt ∆+∆ ∆∆≤∆ bằng 150 giây. Các chuỗi mực nước dùng để phân tích phổ các dao động tự do dài 1000 giờ được máy tính giữ lại cho 16 điểm phân bố đều đặn đại diện cho các dải bờ khác nhau và phần khơi biển (hình 1.1). Thủ tục phân tích điều hòa để khôi phục lại hình dạng không gian của các dao động (tức tính phân bố biên độ và pha của nó) được thực hiện cho một nửa số điểm tính ζ trên lưới tính. 24 2.3.3. Kết quả tính chu kỳ và những sơ đồ cấu trúc không gian của các dao động tự do Kết quả tính các dao động tự do được trình bày dưới dạng một bảng liệt kê những đỉnh phổ của mười sáu điểm tính phổ (bảng 2.1). Trong bảng này, những chữ số có dấu sao bên trên chỉ độ lớn (phương sai) của đỉnh phổ cao nhất có mặt trong phổ. Những chữ số không có dấu sao – các giá trị đã quy chuẩn theo tung độ của các đỉnh phổ cao nhất này (biểu thị bằng phần trăm của đỉnh phổ cao nhất). Dòng cuối cùng của bảng có ghi những trị số bình phương trung bình (đại diện cho phương sai tổng cộng) của mỗi chuỗi mực nước mà từ đó phổ được tính. Bảng 2.1. Những đỉnh phổ tại các điểm được phân tích Điểm Chu kỳ (giờ) 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 55,6 62* 10 2 11 2 4 25,0 2 2 3 2 2 2 2 2 24,8 38 23,8 6 6 19,2 95 146* 64* 83* 28 121* 208* 223* 153* 97 207* 219* 212* 96* 224* 212* 17,2 35 8 10 7 6 9 7 5 7 7 6 7 14,7 146* 75 13,2 13 8 2 14 11,6 62 15 49 24 10,6 23 10 80 21 8 76* 2 9,7 3 3 11 2 14 2 9,4 2 9,1 2 8,6 4 8,2 2 68 3 2 7,9 10 7,6 18 4 7,1 6 6 6,9 4 3 6,1 4 5 21 2 ∆ (mm) 121 172 89 48 50 89 41 41 99 80 39 51 29 21 38 22 Trên các hình (2.1)-(2.16) biểu diễn các đồ thị phổ của các điểm tính. Trục tung ghi giá trị phổ quy chuẩn theo giá trị của tung độ đỉnh phỏ cao nhất tại mỗi điểm. Cấu trúc không gian của bảy mốt dao động đáng chú ý nhất trong số những mốt nhận được, được biểu diễn trên các hình (2.17)-(2.23). Từ đây về sau, để mô tả những dao động tự do một cách ngắn gọn chúng tôi sẽ sử dụng 25 một số thuật ngữ của thủy triều vì hình dáng các dao động tự do và dao động thủy triều giống nhau, mặc dù hai hiện tượng này đương nhiên khác nhau. Trên tất cả các bản đồ của các mốt dao động đều tồn tại các hệ thống “amphidromy” liên hệ với nhau theo kiểu ăn khớp bánh răng khế. Những biên độ lớn nhất thấy ở các vùng nước nông, đặc biệt là tại đỉnh của các vịnh. Phân tích các kết quả đã nêu trên đây cho phép rút ra những nhận xét như sau: 1. Các đồ thị phổ nhận được tại tất cả các điểm tính đều có tính gián đoạn rõ rệt, hình dáng của các đường cong phổ có dạng như những phổ vạch. Điều đó cho phép tương đối dễ dàng xác định các đỉnh phổ và phần nào cũng nói lên tính tin cậy của chương trình tính. 2. Đối với toàn biển đã xác định được những đỉnh phổ với phần phương sai đáng kể là 55,6; 33,3; 25,0; 24,8; 23,8; 19,2; 17,2; 14,7; 13,2; 11,6; 10,6; 9,8-9,6; 9,4; 9,1; 8,6; 8,2; 7,9; 7,6; 7,1; 6,9; 6,1 và 4,7-4,2 giờ. Bảng 2.2 liệt kê những chu kỳ dao động tự do tại mỗi điểm tính để tiện tham khảo. Bảng 2.2. Những chu kỳ dao động tự do tại mỗi điểm tính Điểm Các chu kỳ (giờ) 1 55,6 23,8 19,2 11,6 10,6 9,8 7,6 6,1 2 55,6 19,2 13,2 11,6 10,6 9,8 8,2 3 55,6 23,8 19,2 13,2 11,6 10,6 9,6 8,2 7,1 6,1 4 55,6 24,8 19,2 17,2 13,2 10,6 9,6 9,1 8,6 8,2 6,1 5 19,2 17,2 14,7 8,2 6,9 6 33,3 25,0 19,2 17,2 14,7 7,6 7 19,2 17,2 8 25,0 19,2 17,2 9 25,0 19,2 13,2 11,6 10,6 9,8 7,9 7,1 6,4 6,1 10 55,6 19,2 17,2 10,6 6,1 11 25,0 19,2 17,2 12 25,0 19,2 17,2 13 25,0 19,2 17,2 14 55,6 25,0 19,2 17,2 11,6 10,6 9,8 9,4 15 19,2 17,2 16 25,0 19,2 17,2 3. Biển Đông là một hệ cộng hưởng rát phức tạp có khả năng cộng hưởng với những nhiễu động từ bên ngoài trên một dải chu kỳ khá rộng gồm đến năm nhóm mà chúng tôi quy ước gọi như sau: nhóm thứ nhất gồm các chu kỳ trên một ngày, đó là các chu kỳ 33,3 và 55,6 giờ. Nhóm thứ hai gồm các chu kỳ 23,8 – 24,8 – 25,0 giờ là những chu kỳ kiểu toàn nhật. Nhóm thứ ba gồm các chu kỳ 14,3 – 17,2 – 19,2 – những chu kỳ trung gian. Nhóm thứ tư 26 gồm các chu kỳ 10,6 – 11,6 – 13,2 – những chu kỳ kiểu bán nhật và nhóm thứ năm phong phú nhất gồm các chu kỳ từ 10,6 giờ trở xuống là nhóm các chu kỳ “nước nông”. 4. Nét đáng chú ý đầu tiên khi phân tích các bảng 2.1, 2.2 và các đồ thị phổ là những đỉnh phổ mang năng lượng lớn nhất thuộc về nhóm trung gian. Hầu như đỉnh phổ cao nhất của tất cả các điểm tính đều rơi vào chu kỳ 19,2 giờ, đỉnh phổ thứ hai là 17,2 giờ, chỉ duy nhất tại điểm tính số 5 đỉnh phổ cao nhất là 14,7 giờ, còn đỉnh phổ thứ hai mới là 19,2 giờ. Như vậy chu kỳ 19,2 giờ là chu kỳ dao động chung của toàn biển. Chúng ta thấy trên hình 2.19 toàn bộ khối nước của biển kể cả các vịnh của nó tham gia vào chuyển động lớn này. Hệ thống “amphidromy” lớn nhất quay trái với điểm “vô triều” ảo ở đông bắc biển làm cho toàn bộ khối nước vùng trung tâm biển được lan truyền sóng xoay trái. Trong các vịnh lại hình thành những hệ thống “amphidromy” riêng. Những nơi có biên độ dao động lớn nhất rõ ràng sẽ là phần phía nam của biển và trong các đỉnh vịnh. Ở đỉnh vịnh Thái Lan, biên độ dao động tương đối (quy chuẩn theo trị bình phương trung bình của nó trên toàn biển (xem bảng 2.3)) đạt tới 10 -13, tức biên độ tuyệt đối đạt gần một mét nước. Bức tranh tương tự như trên cũng có thể xảy ra với mốt 17,2 giờ. Điều khác biệt duy nhất là quy mô của dao động này nhỏ hơn, trị bình phương trung bình của biên độ chỉ bằng 14, và do độ dài bước sóng nhỏ hơn nên ở ngay phần phía nam của biển, trước cửa vào vịnh Thái Lan đã hình thành một điểm “vô triều” và trong vịnh Thái Lan hình thành thêm một cặp điểm “vô triều” nữa. Bảng 2..3. Trị số bình phương trung bình toàn biển của biên độ các dao động ứng với một số mốt Chu kỳ (giờ) 60 24 19,2 17,2 11,6 10,6 9,7 ∆ (mm) 16 10 64 14 18 15 8 5. Chu kỳ dao động cộng hưởng nữa đặc trưng cho toàn biển là chu kỳ 55,6 giờ. Trên biển hình thành ba hệ thống “amphidromy” xoay trái với các điểm “vô triều” tập trung ở phía bắc biển. Toàn bộ phần thủy vực trung tâm và phía nam tham gia vào chuyển động dao động để đạt biên độ khá lớn. Trong đỉnh vịnh Thái Lan biên độ tương đối đạt trên 6. Sở dĩ trên các phổ của các điểm thuộc bờ miền trung của Việt Nam (các điểm tính 5, 7, 8) và phần khơi phía bắc biển (các điểm tính 11, 12, 13, 15, 16) đỉnh phổ với chu kỳ này không lộ ra là do chúng nằm gần các điểm “vô triều” của sóng này. 6. Bây giờ chúng ta xét tới mốt dao động tự do với chu kỳ kiểu toàn nhật. Điều đáng chú ý ở đây là sự có mặt của các đỉnh phổ này ở hầu khắp biển, kể cả ở phần ngoài khơi lẫn ven bờ, chỉ trừ riêng có các điểm tính số 5, 7 ở quãng cửa tây nam vịnh Bắc Bộ, điểm số 2 gần bờ cận nam Việt Nam, điểm số 10 ở ven bờ đông bắc đảo Hải Nam của Trung Quốc và điểm số 15 ở sát bờ tây đảo Bocneo. Dao động với các chu kỳ 23,8 – 24,8 – 25,0 giờ này, như chúng ta thấy, có đặc điểm là gần bằng với chu kỳ dao động của các sóng thủy triều và 1K 27 1O . Trên hình 2.24 dẫn bản đồ thủy triều của sóng do Nguyễn Ngọc Thụy [43] tính được bằng phương pháp Hanxen. Thấy rằng, giữa mốt dao động tự do với chu kỳ ngày và dao động nhật triều có sự giống nhau trên những nét đại thể. 1K Như vậy dao động các sóng nhật triều của thủy triều đương nhiên sẽ được cộng hưởng trên toàn biển và gây nên tính độc đáo của chế độ triều ở biển Đông với nhật triều ngự trị, đúng như Nguyễn Ngọc Thụy [15] đã có mô tả trong “Thủy triều vùng biển Việt Nam” rằng “trên biển này, phần nhật triều không đều choán hầu khắp vùng biển khơi rộng lớn, phần nhật triều đều choán hầu khắp vịnh Bắc Bộ, vịnh Thái Lan và phần quan trọng phía tây Philippin. Nếu ở các vùng biển khác của thế giới tính chất bán nhật triều thường đóng vai trò rất chủ yếu thì ở biển Đông ta chỉ quan sát thấy những khu vực bán nhật triều đều rất nhỏ ở eo biển Đài Loan, khu vực lân cận Thuận An và khu vực bán nhật triều không đều cũng không lớn ở phía nam eo biển Đài Loan cho tới phía đông bắc đảo Hải Nam, khu vực vịnh Pulô Lakei, vùng ven bờ biển đông nam Nam Bộ của Việt Nam, khu vực phía tây của vịnh Thái Lan và vùng lân cận Xinhgapo”. Nếu để ý thêm rằng tại các điểm tính số 3 và 9, tuy có sự cộng hưởng với các chu kỳ toàn nhật nhưng lại cũng cộng hưởng rất mạnh với các chu kỳ nửa ngày (bảng 2.1 và 2.2) thì từ đây chúng ta cũng có thể suy ra được phần lớn các địa phương có điều kiện thuận lợi cho bán nhật triều phát triển như tác giả [15] đã chỉ ra ở trên. Như vậy là từ kết quả của những tính toán về dao động tự do chúng tôi đã có thể dự đoán được tương đối chính xác những nơi nào của biển Đông thuận lợi cho phát triển nhật triều và những nơi nào thuận lợi cho dao động bán nhật triều. 7. Qua những nhận xét ở trên, chúng ta thấy rằng biển Đông được đặc trưng bởi một nhóm những chu kỳ cộng hưởng chung. Tuy nhiên từng vùng biển khác nhau của nó do những đặc điểm khu vực về độ sâu và viền bờ bao quanh còn có sự phân hóa rất rõ rệt về khả năng cộng hưởng dao động, tức mỗi vùng của biển có thể coi là một bộ cộng hưởng. Thí dụ, những chu kỳ cộng hưởng ở nhóm bán nhật chỉ đặc trưng cho những điểm tính với số hiệu 1, 2, 3 và 4, tức những điểm đại diện cho vịnh Thái Lan, điểm 9 gần vịnh Pulô Lakei, đại diện cho vùng thềm lục địa nước nông ở đông nam biển và các điểm 10 và 14 đại diện cho dải ven bờ nam Trung Quốc từ eo Đài Loan cho đến đông bắc đảo Hải Nam. Những vùng này thực tế cho thấy đúng là những vùng với chế độ dao động triều bán nhật không đều hoặc thậm chí bán nhật đều. Vùng biển vịnh Bắc Bộ là điển hình về sự phân hóa mạnh trong đặc điểm cộng hưởng. Nếu chúng ta so sánh những chu kỳ cộng hưởng của các điểm 6 và 7, thì thấy rằng những điểm này chỉ cách nhau vài trăm cây số nhưng chúng có kiểu cộng hưởng rất khác nhau: vùng điểm số 6 cộng hưởng với các sóng triều bán nhật và những sóng triều nước nông, là những dao động luôn luôn xảy ra và kết quả là độ lớn triều trong vùng thuộc loại lớn nhất trong biển, trong khi đó ở điểm số 7 danh sách các chu kỳ cộng hưởng rất nghèo nàn, nó chỉ cộng hưởng với hai dao động 19,2 và 17,2 giờ là những dao động rất hiếm thấy và thực tế đây chính là nơi 28 có độ lớn thủy triều rất nhỏ như chúng ta đã biết. 8. Tính phân hóa về đặc điểm cộng hưởng không những biểu hiện ở sự có mặt hay không có mặt của những nhóm chu kỳ ở điểm tính này hay điểm tính kia, mà ngay trong một nhóm chu kỳ cộng hưởng, ở các điểm khác nhau, chúng ta cũng thấy có khác nhau về trị số. Thí dụ, từ bảng 2.1 và 2.2 thấy rằng đa số các điểm phần phía bắc và trung tâm biển và cả ở vịnh Bắc Bộ chu kỳ cộng hưởng của nhóm chu kỳ “toàn nhật” bằng 25,0 giờ. Trong khi đó, ở những điểm tính thuộc phần phía nam biển (điểm 3, 4) và trong vịnh Thái Lan (điểm 1) chu kỳ cộng hưởng nhỏ hơn (bằng 23,8 giờ đối với điểm số 1 và 3, bằng 24,8 giờ đối với điểm 4) và phần phương sai giành cho đỉnh phổ nơi đây cũng lớn hơn gấp ba lần. Như vậy, ở phía bắc và trung tâm biển các sóng nhật triều và cùng được cộng hưởng, nhưng chắc chắn sóng được cộng hưởng mạnh hơn so với sóng vì chu kỳ của sóng lớn hơn chu kỳ của sóng , nó gần trùng với chu kỳ cộng hưởng 25,0 giờ hơn (chu kỳ của các sóng và tuần tự bằng 25,82 và 23,93 giờ). 1K 1O 1O 1K 1O 1K 1O 1K Khi tiến sâu xuống phía nam, dọc theo trục chính đông bắc – tây nam của biển, thì sự cộng hưởng lại thuận lợi hơn cho sóng vì chu kỳ của nó (bằng 23,93 giờ) rất gần với chu kỳ cộng hưởng ở điểm 4 và gần như trùng một cách lý tưởng với chu kỳ cộng hưởng ở các điểm 1 và 3, còn chu kỳ của sóng thì cách xa các chu kỳ cộng hưởng ở nơi đây hơn. 1K 1O Kết quả chắc chắn sẽ phải như sau: 1) nếu chu kỳ cộng hưởng tại điểm gần nhất với chu kỳ sóng thủy triều nào thì biên độ của sóng thủy triều đó phải lớn; 2) tỷ số biên độ của hai sóng và cần phải tăng dần từ phía bắc biển xuống phía nam biển. 1K 1O Kết quả phân tích điều hòa do chúng tôi thực hiện bằng sơ đồ chính xác đã nêu ở chương 1 đối với các chuỗi năm của mực nước thực đo dẫn trong bảng 2.4 hoàn toàn khẳng định cho nhận xét này. Bảng 2.4. Tương quan biên độ của các sóng nhật triều ở một số trạm theo tuyến dọc biển Sóng Hòn Dấu Đà Nẵng Quy Nhơn Vũng Tàu Rạch Giá 1K (cm) 65,16 19,44 30,88 59,48 20,46 1O (cm) 74,71 12,93 26,49 45,22 11,82 1 1 O K 0,87 1,50 1,16 1,32 1,73 Rõ ràng từ bảng 2.4 chúng ta thấy được hai điều đã khẳng định ở trên: ở đoạn bờ miền trung nước ta tương ứng điểm tính số 7 và ở Rạch Giá, tương ứng điểm tính số 2, tại các trạm không tồn tại một chu kỳ cộng hưởng nào trong số các chu kỳ nhóm toàn nhật, nên các sóng và ở đây nói chung có trị số biên độ nhỏ hơn nhiều so với ở các trạm còn lại. Sóng 1K O K1 1 29 ở phía bắc có biên độ nhỏ hơn sóng đã trở thành lớn gấp đôi ở phía nam biển. 1O Kết quả tương tự cũng nhận được nếu chúng ta phân tích như trên với các sóng thủy triều bán nhật. Phần phía bắc và trung tâm biển, nhìn chung không cộng hưởng với nhóm chu kỳ bán n hật triều nên biên độ của cả hai sóng và đều nhỏ. Nhưng ở phía nam, chu kỳ cộng hưởng 11,6 giờ gần với chu kỳ của sóng hơn là sóng , nên sóng tăng biên độ một cách mạnh mẽ hơn và kết quả chúng ta có thể xét theo bảng các hằng số điều hòa do chúng tôi tính theo số liệu thực đo dẫn dưới đây. 2S 2M 2M 2S 2M Bảng 2.5. Tương quan biên độ của các sóng bán nhật triều ở một số trạm theo tuyến dọc biển Sóng Hòn Dấu Đà Nẵng Quy Nhơn Vũng Tàu Rạch Giá 2S (cm) 5,03 5,75 6,65 28,64 3,04 2M (cm) 9,29 17,23 16,06 74,83 16,12 2 2 M S 0,54 0,33 0,41 0,38 0,18 Trên đây là những thí dụ về việc sử dụng các kết quả tính dao động tự do để giải thích những nét độc đáo của hiện tượng thủy triều trên biển Đông. Như vậy là những kết quả tính dao động tự do đã giúp giải thích khá thỏa đáng những đặc điểm của hiện tượng thủy triều, kể cả những nét tinh tế nhất trong hiện tượng này. Cũng dựa vào kết quả tính toán trên, chúng tôi có thể sơ bộ chia thủy vực biển Đông thành sáu loại vùng dựa theo khả năng phản ứng cộng hưởng của nó với những kích động bên ngoài mà theo chúng tôi có ý nghĩa dự báo như sau: Vùng loại 1 là toàn bộ phần trung tâm rộng lớn thủy vực biển Đông kể cả phần bờ sâu trung nam của Việt Nam, chỉ cộng hưởng với các chu kỳ ngày và trung gian. Biểu hiện dao động mực nước mang tính nhật triều không đều với biên độ nhỏ. Vùng loại 2 gồm toàn bộ vịnh Bắc Bộ trừ phần phía tây nam cửa vịnh, cộng hưởng với các chu kỳ trung gian, ngày, các chu kỳ nước nông, không cộng hưởng với chu kỳ nửa ngày. Biểu hiện dao động mực nước sẽ là nhật triều đều biên độ lớn. Vùng loại 3 gồm một vùng nhỏ ở phía tây nam cửa vịnh Bắc Bộ tiếp giáp Việt Nam và một vùng nhỏ nữa ven bờ tây bắc đảo Calimantan, chỉ cộng hưởng với các chu kỳ trung gian, hoàn toàn không cộng hưởng với các chu kỳ triều. Biểu hiện dao động mực nước sẽ là bán nhật triều đều nhưng biên độ rất nhỏ. Vùng loại 4 gồm một dải hẹp ven bờ đông nam Việt Nam và một vùng đối diện ở ven bờ tây nam đảo Calimantan, phản ứng với dải chu kỳ rộng gồm cả năm nhóm chu kỳ, nhưng cộng hưởng với các chu kỳ bán nhật có phần mạnh hơn, nên biểu hiện dao động mực nước sẽ là thủy triều hỗn hợp với bán nhật triều không đều. 30 Vùng loại 5 bao trùm phần phía bắc vịnh Thái Lan, cộng hưởng với dải rộng gồm cả năm nhóm chu kỳ, trong đó cộng hưởng với chu kỳ toàn nhật mạnh nhất, nên biểu hiện của dao động mực nước sẽ có tính chất nhật triều với các sóng nước nông phong phú và biên độ dao động khá lớn. Vùng loại 6 giáp bờ nam Trung Quốc ở phía đông bắc đảo Hải Nam cho tới eo Đài Loan (gần các điểm tính 10 và 14) phản ứng với dải rộng các chu kỳ, nhưng hoàn toàn không cộng hưởng với dao động ngày nên biểu hiện mực nước sẽ là bán nhật cộng với các sóng nước nông phát triển. Có thể thấy rằng sự phân vùng trên đây thuần túy dựa theo đặc điểm của dao động tự do của từng vùng, cũng đã cho phép chúng ta đoán được những khả năng của những vùng đó thuộc vào một kiểu dao động thủy triều nào. Để so sánh chúng tôi dẫn bản đồ phân bố tính chất thủy triều trên biển Đông lấy trong [43] (hình 2.25). Thấy rằng, về cơ bản những vùng với những đặc trưng thủy triều dự đoán đã được thể hiện gần giống với bản đồ phân bố tính chất thủy triều. 2.4. Những kết luận rút ra từ khảo sát dao động tự do Qua một mô hình tương đối đơn giản này chúng tôi đã khảo sát được những tính chất rất quan trọng của biển Đông như một hệ cộng hưởng. Có thể thấy rằng thủy vực này có một chế độ dao động tự do rất phức tạp phản ánh sự phức tạp của hình dạng đường bờ và địa hình đáy của nó. Biển Đông có thể cộng hưởng với những lực tác động từ bên ngoài trên một dải rộng các gtần số. Trong số những chu kỳ cộng hưởng của biển có mặt các chu kỳ với trị số xấp xỉ chu kỳ dao động của thủy triều toàn nhật và bán nhật. Điều này một lần nữa lý giải cơ chế cộng hưởng của các sóng triều làm cho biên độ thủy triều đặc biệt lớn trong một số vùng của biển này và phân hóa tính chất triều ở những vùng khác nhau. Việc khả sát tính phân hóa trong dao động tự do ở các vùng khác nhau của biển Đông đã giúp giải thích nhiều hiện tượng độc đáo lý thú trong dao động thủy triều của biển như sự tồn tại vùng nhật triều biên độ lớn, những vùng bán nhật triều, quy luật tăng giảm các tương quan biên độ của các sóng nhật triều hay bán nhật triều khi chúng lan truyền trong biển. Những đặc điểm độc đáo của chế độ thủy triều ở biển Đông rõ ràng là kết quả của sự cộng hưởng của các sóng thủy triều tại những vùng khác nhau của biển. Những vùng thềm lục địa và những vịnh biển có khả năng cộng hưởng với những nhiễu động cỡ vài giờ sẽ là nơi có nhiều thuận lợi cho các sóng bội của thủy triều phát triển mà điều này thì luôn luôn có cơ hội để xảy ra. Vì vậy vấn đề phân tích các sóng nước nông trong chuỗi đo mực nước là rất cần thiết. Chu kỳ cộng hưởng 19,2 giờ chiếm phần phương sai rất lớn và phổ biến trong toàn biển. Nếu xuất hiện những nhiễu động của ngoại lực như các nhiễu của trường gió hay áp suất khí quyển trong bão trùng hợp với chu kỳ này, thì rất có khả năng trong biển sẽ có dao động với 31 biên độ nguy hiểm. Đáng tiếc chúng tôi không có tư liệu để phân tích khía cạnh này của vấn đề. Sơ đồ tính toán ở đây có thể sử dụng để khảo sát dao động riêng của các đầm hoặc hồ nước khi nghiên cứu xâyxi, hay dao động lắc của các thủy vực cảng, vũng tầu... Hình 2.1. Phổ dao động tự do tại điểm số 1 (các đỉnh ứng với chu kỳ 55,6-23,8-19,2-11,6-10,6-9,8-7,6-6,1 giờ) Hình 2.2. Phổ dao động tự do tại điểm số 2 (các đỉnh ứng với chu kỳ 55,6-19,2-13,2-11,6-10,6-9,8-8,2 giờ) 32 Hình 2.3. Phổ dao động tự do tại điểm số 3 (các đỉnh ứng với chu kỳ 55,6-23,8-19,2-13,2-11,6-10,6-9,6-8,2-7,1-6,1 giờ) Hình 2.4. Phổ dao động tự do tại điểm số 4 (các đỉnh ứng với chu kỳ 55,6-24,8-19,2-17,2-13,2-10,6-9,6-9,1-8,6-8,2-6,1 giờ) 33 Hình 2.5. Phổ dao động tự do tại điểm số 5 (các đỉnh ứng với chu kỳ 19,2-17,2-14,7-8,2-6,9 giờ) Hình 2.6. Phổ dao động tự do tại điểm số 6 (các đỉnh ứng với chu kỳ 33,3-25,0-19,2-17,2-14,7-7,6 giờ) 34 Hình 2.7. Phổ dao động tự do tại điểm số 7 (các đỉnh ứng với chu kỳ 19,2-17,2 giờ) Hình 2.8. Phổ dao động tự do tại điểm số 8 (các đỉnh ứng với chu kỳ 25,0-19,2-17,2 giờ) 35 Hình 2.9. Phổ dao động tự do tại điểm số 9 (các đỉnh ứng với chu kỳ 25,0-19,2-13,2-11,6-10,6-9,8-7,9-7,1-6,4-6,1 giờ) Hình 2.10. Phổ dao động tự do tại điểm số 10 (các đỉnh ứng với chu kỳ 55,6-19,2-17,2-10,6-6,1 giờ) 36 Hình 2.11. Phổ dao động tự do tại điểm số 11 (các đỉnh ứng với chu kỳ 25,0-19,2-17,2 giờ) Hình 2.12. Phổ dao động tự do tại điểm số 12 (các đỉnh ứng với chu kỳ 25,0-19,2-17,2 giờ) 37 Hình 2.13. Phổ dao động tự do tại điểm số 13 (các đỉnh ứng với chu kỳ 25,0-19,2-17,2 giờ) Hình 2.14. Phổ dao động tự do tại điểm số 14 (các đỉnh ứng với chu kỳ 55,6-25,0-19,2-17,2-11,6-10,6-9,6-9,4 giờ) 38 Hình 2.15. Phổ dao động tự do tại điểm số 15 (các đỉnh ứng với chu kỳ 19,2-17,2 giờ) Hình 2.16. Phổ dao động tự do tại điểm số 16 (các đỉnh ứng với chu kỳ 25,0-19,2-17,2 giờ) 39 Hình 2.17. Những đường đồng pha (liền nét) và đồng biên độ (gạch nối) của dao động tự do với chu kỳ 55,6 giờ 40 Hình 2.18. Những đường đồng pha (liền nét) và đồng biên độ (gạch nối) của dao động tự do với chu kỳ 24,8 giờ 41 Hình 2.19. Những đường đồng pha (liền nét) và đồng biên độ (gạch nối) của dao động tự do với chu kỳ 19,2 giờ 42 Hình 2.20. Những đường đồng pha (liền nét) và đồng biên độ (gạch nối) của dao động tự do với chu kỳ 17,2 giờ 43 Hình 2.21. Những đường đồng pha (liền nét) và đồng biên độ (gạch nối) của dao động tự do với chu kỳ 11,6 giờ 44 Hình 2.22. Những đường đồng pha (liền nét) và đồng biên độ (gạch nối) của dao động tự do với chu kỳ 10,6 giờ 45 Hình 2.23. Những đường đồng pha (liền nét) và đồng biên độ (gạch nối) của dao động tự do với chu kỳ 9,7 giờ 46 Hình 2.24. Những đường đồng pha (liền nét) và đồng biên độ, cm (gạch nối) của sóng triều ở biển Đông theo Nguyễn Ngọc Thụy [43] 1K 47 Hình 2.25. Phân bố tính chất thủy triều trên biển Đông theo Nguyễn Ngọc Thuy [43] (1 – bán nhật triều đều, 2 – bán nhật triều không đều, 3 – nhật triều không đều, 4 – nhật triều đều) 48 CHƯƠNG 3 – PHỔ MỰC NƯỚC Ở VEN BỜ TÂY BIỂN ĐÔNG 3.1. Đặt vấn đề nghiên cứu phổ mực nước Phổ là một đặc trưng mang thông tin đầy đủ nhất về quá trình dao động của hiện tượng nghiên cứu. Dao động mực nước ở biển có tính chất phức tạp do bị ảnh hưởng của nhiều nguyên nhân tác động và đặc điểm phản ứng của biển đối với những nguyên nhân đó cũng khác nhau phụ thuộc vào hình dạng và phân bố độ sâu riêng có của thủy vực. Vì biến động của mực nước biển và đại dương là kết quả tác động của nhiều quá trình động lực trong biển và trong khí quyển, kể cả những quá trình vĩ mô, nên phổ mực nước còn chứa thông tin về những quá trình đó. Nhiều khi người ta nghiên cứu những quá trình ấy thông qua nghiên cứu phổ mực nước. Nghiên cứu phổ dao động của mực nước giúp hiểu được cấu trúc bên trong của dao động, xác định những nguyên nhân gây ra biến động của mực nước và nghiên cứu phương pháp dự báo. Hàng loạt bài viết gần đây trong sách báo hải dương học trên thế giới [20-23, 28, 37, 27] giành sự chú ý cho các vấn đề về biến động thời gian của mực nước biển như dao động nhiều năm, dao động mùa và đặc biệt những dao động xi nốp. Trong khi nghiên cứu, các phương pháp phổ đã được sử dụng rộng rãi nhất [27]. Phân tích phổ các chuỗi dao động mực nước ở những trạm ven bờ và cửa sông còn có ý nghĩa thực tiễn để phát hiện thêm những dao động với chu kỳ triều, những chu kỳ dao động do ảnh hưởng của nước nông mà các phương pháp phân tích điều hòa nhiều khi không xác định được. Điều này rất quan trọng trong công tác dự báo mực nước biển, nhất là đối với vùng biển nước ta với đặc điểm thủy triều toàn nhật chiếm ưu thế, các sóng bội nước nông của các sóng toàn nhật rất có khả năng phát triển mạnh như trong chương 2 chúng tôi cũng đã nhận xét. Chính vì lý do đó mà đã hình thành những xu hướng động lực học phổ nhằm nghiên cứu thiết lập những mối quan hệ giữa các đặc trưng phổ của mực nước và các lực tác động (xem [27, 65, 67]). Những kết quả tính phổ mực nước đối với biển Đông như trong phần mở đầu đã nêu chỉ mới là bắt đầu. Trong [17, 42-43] thông báo những kết quả phân tích phổ chuỗi mực nước độ gián đoạn một giờ vóiw độ dài tháng và hai tháng cho thấy rằng trong dao động mực nước biển ở những trạm ven biển, cửa sông và trong sông tồn tại những nhóm tần số ứng với các sóng triều và các sóng nước nông. Việc tính phổ liên hệ giữa các yếu tố khí tượng gây nhiễu động mực nước cũng như phổ liên hệ của mực nước ở những trạm khác nhau trong biển đã cho phép tác giả [42] rút ra những kết luận quan trọng về những nguyên nhân chủ yếu gây nhiễu động mực nước ở vùng biển Đông. Nhằm có thêm những thông tin rộng rãi hơn nữa về cấu trúc những dao động mực nước 49 biển và phân tích sự biến đổi của nó ở những vùng khác nhau dọc theo bờ biển nước ta, chúng tôi đã sử dụng sáu chuỗi số liệu thực đo từng giờ của mực nước với độ dài năm tại các trạm Hòn Dấu, Đà Nẵng, Quy Nhơn, Vũng Tàu và Rạch Giá để tính phổ dao động mực nước biển. Ngoài ra, mục đích tính phổ trong chương này cũng còn có ý nghĩa dùng để so sánh với những kết quả khảo sát dao động tự do ở biển Đông nhận được trong chương 2. 3.2. Lọc những chuỗi quan trắc mực nước để tính phổ Trong hải dương học tồn tại rất nhiều chỉ dẫn về phương pháp phân tích phổ các chuỗi thời gian [34, 54, 22, 35]. Trong tài liệu tiếng Việt bài viết của Nguyễn Thuyết [17] dã trình bày rất kỹ về cơ sở toán học của phương pháp phổ. Tuy nhiên có một nhận xét rằng các phương pháp lọc đối với chuỗi số liệu quan trắc dựa trên các hàm làm trơn đều xuất phát từ lý thuyết lọc các nhiễu trong kỹ thuật vô tuyến, khi người ta đã biết rõ cấu trúc tín hiệu có ích. Trong khi phân tích những chuỗi thời gian của các quá trình tự nhiên trong biển nhiệm vụ nghiên cứu là phát hiện những đỉnh phổ chưa biết đặc trưng cho những dao động mà người ta quan tâm. Kinh nghiệm trong [42] áp dụng các hàm làm trơn của Hanning [57] để tính phổ những chuỗi giá trị mực nước trung bình cho kết quả tốt giúp phát hiện những chu kỳ năm và nửa năm trong dao động. Đối với những chuỗi mực nước độ gián đoạn một giờ ở vùng biển với thủy triều mạnh như ở biển nước ta và khi chúng ta đặt ra nhiệm vụ phân tích phát hiện những chu kỳ trong một dải rộng thì việc sử dụng hàm làm trơn kiểu Hanning, hay những kiểu hàm làm trơn khác, mà chúng tôi đã liệt kê ở mục 2 chương 1 sẽ gặp khó khăn đáng kể do chỗ rất khó xác định điểm cắt của hàm tương quan. Hàm tương quan của các yếu tố khí tượng thủy văn nhiều khi hoàn toàn không tiến dần tới không ở những giá trị lớn của bước dịch thời gian khi tính mà luôn luôn dao động với biên độ đáng kể xung quanh trục hoành (xem hình 3.2-3.7). Vì vậy, về nguyên tắc cách duy nhất trong khi phân tích các chuỗi mực nước là phải loại trừ các dao động triều đã biết rõ về chu kỳ của nó theo lý thuyết phân tích điều hòa. Người ta lấy chuỗi quan trắc mực nước thực đo trừ đi chuỗi mực nước thủy triều dự tính (kiểu lọc Doodson). Như vậy là người ta đã thực hiện một biến đổi đối với chuỗi quan trắc xuất phát, và đương nhiên ước lượng phổ thu được rất có thể có biến dạng, đối với những tần số mới chưa biết trước chúng ta khó có thể đoan chắc là nó có thực sự tồn tại hay không. Chúng tôi đã thử nghiệm phương pháp này bằng cách loại trừ hẳn 30 sóng triều nhưng chưa cho kết quả tốt. Trong khi phân tích phổ dao động mực nước ở vùng biển nước ta, chúng tôi nhận thấy rằng thành phần dao động chu kỳ nhật triều có năng lượng rất lớn. Nếu để thành phần này lại trong chuỗi xuất phát để phân tích phổ, thì đỉnh phổ rất cao của nó do hiệu ứng “thấm” sẽ làm lệch hoặc làm lu mờ những đỉnh phổ ứng với những tần số khác (hình 3.1). 50 Hình 3.1. Những hàm phổ mực nước tính theo các chuỗi đo chưa loại bỏ nhật triều tại Hòn Dấu theo số liệu năm 1975 (a), năm 1987 (b), Đà Nẵng (c), Quy Nhơn (d), Vũng Tàu (e) và Rạch Giá (f) Vì vậy chúng tôi thử nghiệm cách loại riêng thành phần này bằng phân tích điều hòa chuỗi xuất phát theo các công thức (1.6)-(1.8) ở chương 1 cho từng chu kỳ nhật triều 24,82 giờ của chuỗi năm. Cách loại triều này đơn giản hơn nhiều, vì không cần dự tính mực nước. Ngoài ra, nó còn có ưu điểm nữa là trong chuỗi xuất phát vẫn còn dao động triều bán nhật làm căn cứ để kiểm tra xem các đỉnh phổ có bị xê dịch không. Căn cứ vào các kết quả tính phổ trong mục sau, chúng tôi thấy rằng cách lọc này rất hiệu quả khi phát hiện những dao động nước nông phong phú trong chuỗi mực nước. 51 Để nhận được những chuỗi dừng khi tính phổ cũng đã loại các dao động năm và nửa năm, đồng thời thử nghiệm với các bước dịch thời gian cực đại của hàm tương quan khác nhau. Với chuỗi mực nước độ gián đoạn một giờ và độ dài một năm, tức gồm 8760 độ cao mực nước, chúng tôi đã thử nghiệm với bước dịch cực đại của hàm tương quan từ 500 đến 2000 giờ. So sánh các đường cong phổ nhận được cho thấy chấp nhận bước dịch thời gian bằng khoảng 1000 giờ đến 1500 giờ, tức bằng khoảng 1/8 độ dài chuỗi quan trắc cho kết quả tốt nhất. 3.3. Kết quả tính phổ và nhận xét Những đồ thị phổ được trình bày trên các hình (3.2)-(3.7). Như đã nêu ở trên, việc loại bớt một phần chính dao động thủy triều đã làm tung độ của các đỉnh phổ với phương sai nhỏ nhưng hiện thực tồn tại trong dao động mực nước. Trên các đường cong phổ vẫn còn các đỉnh của bán nhật triều và bóng dáng của nhật triều làm cho chúng ta có căn cứ để tin cậy rằng những đỉnh phổ nước nông nằm đúng vị trí của chúng. Những đỉnh phổ của dải các chu kỳ xi nốp, cỡ vài ngày cũng đã xuất hiện tuy còn ở mức độ mờ nhạt hơn. Để xác định chính xác những chu kỳ dao động loại này có lẽ cần phải sử dụng các chuỗi mực nước có độ dài lớn hơn hoặc những chuỗi mực nước trung bình ngày trong nhiều năm để phân tích. Tuy nhiên, trong công trình [42] đã khẳng định sự tồn tại của những chu kỳ này liên quan tới sự lặp lại của các nhiễu động gió mùa mùa đông và một phần gió mùa mùa hạ. Nhờ những đường cong phổ có thể xác định những chu kỳ đóng góp vào dao động mực nước ở từng trạm như sau (không kể các chu kỳ toàn nhật và bán nhật) (bảng 3.1 và 3.2): Những trạm ở sâu trong vùng nước nông như Hòn Dấu, Vũng Tàu, Rạch Giá, phần phương sai phân bố cho các đỉnh phổ với chu kỳ nước nông khá lớn, thể hiện ở chỗ những đỉnh phổ ứng với những chu kỳ này nhô cao và rõ nét hơn. Những chu kỳ nước nông khá phong phú và ổn định ở những trạm khác nhau. Những trạm ở dọc bờ miền trung nước ta như Đà Nẵng, Quy Nhơn nơi trực tiếp kế cận với vùng khơi của biển thường những sóng nước nông rất ít phát triển, ngược lại phần phương sai phân bố cho các đỉnh phổ ứng với những chu kỳ cỡ vài ngày có xu thế lớn hơn, điều đó có nghĩa rằng ở những nơi này các dao động mực nước chịu những ảnh hưởng từ phía các quá trình xi nốp trong khí quyển trên biển khơi nhiều hơn. Trong [42] cũng đã khẳng định điều này khi phân tích những dao động mùa của mực nước biển Đông. Thực tế phân tích điều hòa cũng xác nhận rằng tại những trạm nước nông, những biên độ của các sóng nước nông là bội hai, bội ba, bội bốn của các sóng thủy triều có biên độ lớn hơn hẳn so với những trạm giáp biển khơi. Thí dụ, tại các trạm Hòn Dấu, Vũng Tàu, Rạch Giá các hằng số điều hòa biên độ của các sóng này, nhất là các sóng bội ba của những sóng toàn nhật có thể đạt từ 1 đến 3 cm trong khi tại các trạm khơi như Đà Nẵng, Quy Nhơn chúng thường nhỏ hơn một, hoặc thậm chí xấp xỉ bằng không (xem phụ lục). Điều này có thể cần được lưu ý trong các tính toán mực nước cực trị của các trạm tương ứng. 52 Bảng 3.1. Những chu kỳ nhóm nước nông Trạm Chu kỳ (giờ) Hòn Dấu 8,4 6,2 5,1 4,2 và 3,6 Đà Nẵng 8,2 6,2 5,1 Quy Nhơn 8,1 6,3 Vũng Tàu 8,4 6,1 5 4 3,6 và 3,1 Rạch Giá 8,2 6,2 5,1 4,1 và 3,5 Bảng 3.2. Một số chu kỳ cỡ nhiều giờ và nhiều ngày Trạm Chu kỳ Hòn Dấu 19,2 giờ 2,6 – 3,2 – 4 – 5 – 13 – 26 ngày Đà Nẵng 3,7 – 6,6 – 14,3 ngày Quy Nhơn 3,3 – 6,6 – 13 ngày Vũng Tàu 2,3 – 3,2 – 3,8 – 5,3 – 6,6 – 28,3 ngày Rạch Giá 19,3 giờ 3,2 – 3,8 – 5 – 6,8 – 14,3 – 26 ngày Chúng tôi sẽ dẫn dưới đây những kết quả phân tích phổ trong [44] để so sánh và có khái niệm hệ thống về các đặc trưng phổ của vùng biển nghiên cứu. Ở đây tác giả đã nghiên cứu khá kỹ phổ dao động của mực nước và của áp suất khí quyển tại trạm Hòn Dấu. Hệ số liên hệ giữa hai yếu tố khí tượng và hải văn này ở trạm thủy triều Hòn Dấu và đài khí tượng Phủ Liễn đạt tương đối cao, từ 0,6 đến gần một đơn vị. Với chuỗi những giá trị trung bình tháng tác giả nhận được các chu kỳ các chu kỳ dao động năm và mùa, tức tuần tự bằng 12 và 6 tháng. Với chuỗi mực nước trung bình ngày phân tích phổ cho những đỉnh phổ với chu kỳ 12, 6 và 3,6 tháng. Khi sử dụng những chuỗi mực nước trung bình ngày trong khoảng thời gian dài 6 năm hoặc chuỗi mực nước giờ dài một năm, tác giả phát hiện những chu kỳ xấp xỉ bằng những chu kỳ chúng tôi đã nhận được trên đây đối với trạm Hòn Dấu. Như vậy, những chu kỳ nhận được trên đây đối với loạt trạm ven bờ biển nước ta có thể có giá trị tham khảo giúp chúng ta có khái niệm hệ thống về cấu trúc phổ của dao động mực nước vùng biển này. Điều đáng chú ý là trong các phổ của mực nước tính được, không kể các chu ngày và nửa ngày, có mặt những dao động với những chu kỳ trùng với chu kỳ dao động tự do đã tính được ở chương 2. Thí dụ, tại Hòn Dấu có mặt chu kỳ 19,2 và 25 giờ và các chu kỳ nhóm nước nông. Tại Vũng Tàu có mặt các chu kỳ 56 giờ (2,3 ngày) và các chu kỳ nước nông. Tại Rạch Giá: 56, 19,5, 10,6, 9,8 và 8,2 giờ. Điều này nói nên rằng trong biển Đông ngoài những dao động thủy triều được cộng hưởng để hình thành đặc điểm triều độc đáo đã phân tích ở chương 2, còn 53 một số đông đảo những dao động với chu kỳ khác, đặc biệt là nhóm các chu kỳ trung gian và chu kỳ dài vài ngày, cũng có bản chất cộng hưởng. Ở chương 2, khi phân tích các dao động tự do với chu kỳ trung gian đã nhận thấy rằng chúng là những dao động có quy mô lớn, tạo thành biên độ khá lớn trong các đỉnh của các vịnh biển, do đó, nếu các trường những yếu tố khí tượng như nhiễu động của gió lớn xảy ra với tần số này, thì rất có thể khả năng mực nước sẽ biến động mạnh, trong khi đó những phương pháp dự tính mực nước hoàn toàn chưa tính tới phần đóng góp này. Trong tương lai cần tiến hành phân tích phổ đối với các chuỗi mực nước quan trắc trong những thời kỳ khác nhau, ứng với những hoàn cảnh thời tiết khác nhau, để khảo sát tính ổn định của các đặc trưng phổ trong dải chu kỳ xi nốp. Hình 3.2. Các hàm tương quan và phổ mực nước tại Hòn Dấu (theo số liệu năm 1975) 54 Hình 3.3. Các hàm tương quan và phổ mực nước tại Hòn Dấu (theo số liệu năm 1987). Phân biệt được những đỉnh phổ 3,6-4,2-5,1-6,2-8,4-19,2 giờ và 2,6-3,2-4,0-5,0-13-26 ngày Hình 3.4. Các hàm tương quan và phổ mực nước tại Đà Nẵng (theo số liệu năm 1987). Phân biệt được những đỉnh phổ 5,1-6,2-8,2 giờ và 3,7-6,6-14,3 ngày 55 Hình 3.5. Các hàm tương quan và phổ mực nước tại Quy Nhơn (theo số liệu năm 1987). Phân biệt được những đỉnh phổ 6,3-8,1 giờ và 3,3-6,6-13 ngày Hình 3.6. Các hàm tương quan và phổ mực nước tại Vũng Tàu (theo số liệu năm 1987). Phân biệt được những đỉnh phổ 3,1-3,6-4,0-5,0-6,1-8,4 giờ và 2,3-3,2-3,8-5-6,8-14,3-26 ngày 56 Hình 3.7. Các hàm tương quan và phổ mực nước tại Rạch Giá (theo số liệu năm 1987). Phân biệt được những đỉnh phổ 3,5-4,1-5,1-6,2-8,2-19,3 giờ và 3,2-3,8-5,0-6,8-14,3-26 ngày 57 CHƯƠNG 4 – TÍNH MỰC NƯỚC TRONG TRƯỜNG GIÓ MÙA 4.1. Dao động mùa của mực nước và đặt vấn đề tính toán Chúng ta đã biết rằng trong biến động tổng cộng của mực nước ở vùng biển nước ta thành phần dao động tuần hoàn là thủy triều chiếm ưu thế. Chỉ trong thời kỳ có bão thành phần các dao động phi tuần hoàn (nước dâng trong bão) mới có thể so sánh được hoặc vượt độ lớn của dao động thủy triều. Tuy nhiên, các công trình nghiên cứu cũng xác nhận rằng do biển Đông nằm trong khu vực hoạt động của hệ thống gió mùa ngoài bão gây nước dâng sự biến động của mực nước còn bị ảnh hưởng đáng kể từ phía các hệ thống gió mùa đông bắc và tây nam. Để xác định những dao động mùa của mực nước, người ta đã sử dụng các kết quả thống kê mực nước tại những trạm quan trắc thủy triều. Một số những đặc trưng thống kê về chế độ dao động mùa của mực nước trên biển Đông nói chung có thể tìm thấy trong các công trình [28, 43-44]. Phân tích những dữ liệu thống kê công bố trong các công trình đã nêu cho thấy quy luật biến động mùa của mực nước có phân hóa giữa các vùng biển, trong đó nổi lên nét đặc trưng là miền bờ phía tây của biển dao động năm có quy mô lớn hơn nhiều so với bờ đông, nhưng nguyên nhân của điều đó chưa được làm rõ. Trên bảng 4.1 là những đặc trưng biến trình năm trung bình của mực nước ở một số trạm thuộc Việt Nam theo những số liệu thống kê mới nhất do Phòng nghiên cứu của Trung tâm Khí tượng Thủy văn biển cung cấp. Hai cột cuối cùng của bảng này ghi những trị số mực nước trung bình nhiều năm (TB) và biên độ dao động năm )(∆ của mỗi trạm. Dưới tên mỗi trạm có ghi thời kỳ lấy số liệu quan trắc. Từ bảng này thấy rằng biên độ dao động năm của mực nước đạt những giá trị rất đáng kể trên mọi trạm thuộc dải bờ phía đông nước ta. Bảng 4.1. Những đặc trưng mực nước trung bình tháng nhiều năm (cm) tại một số trạm dọc bờ biển Việt Nam Trạm 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 TB ∆ Hòn Dấu 1957-1988 179 175 174 176 179 176 182 179 192 203 196 188 183 29 Hòn Ngư 1961-1986 186 184 178 174 175 177 176 183 199 213 208 196 187 39 Đà Nẵng 1978-1988 94 88 84 79 80 81 77 83 93 118 119 107 92 40 Nha Trang 1975-1984 126 124 119 116 117 112 108 113 123 137 142 134 123 34 Quy Nhơn 1976-1988 159 156 155 152 150 147 143 143 153 169 174 165 156 31 Vũng Tàu 1976-1988 270 265 260 255 248 239 237 241 252 272 280 278 258 43 58 Thấy rằng, dao động có tính chất phân mùa rõ rệt. Ứng với mùa gió đông bắc mực nước biển luôn luôn vượt độ cao trung bình, còn trong gió màu tây nam – mực nước thấp hơn độ cao trung bình. Biên độ dao động mùa tương đối lớn, tại hầu hết các trạm đều đạt trên 30-40 cm. Diễn biến dao động mùa từ bắc vào nam có khác nhau. Thời điểm mực nước đi qua mực biển trung bình càng vào nam càng muộn hơn. Từ Hòn Dấu đến Đà Nẵng từ khoảng giữa tháng 8 và đầu tháng 9 mực nước biển đi qua mực trung bình và đạt cực đại vào tháng 10. Tại Nha Trang từ tháng 9, Quy Nhơn và Vũng Tàu – vào khoảng giữa tháng 9-10 mực nước bắt đầu đi qua mực trung bình và đạt trị lớn nhất vào tháng 11. Những kết quả phân tích điều hòa thủy triều của chúng tôi đối với các sóng năm và nửa năm tại một số trạm mực nước dọc bờ Việt Nam cũng nói nên quy mô lớn của dao động mùa có mặt trong biến trình mực nước và tính chất truyền các sóng năm và nửa năm theo hướng từ bắc vào nam đã nêu trên (xem bảng 4.2). Bảng 4.2. Hằng số điều hòa của các sóng năm và nửa năm theo kết quả phân tích các chuỗi quan trắc một năm Sóng Sa Sóng SSa Trạm Biên độ (cm) Pha (độ) Biên độ (cm) Pha (độ) Hòn Dấu 9,22 185 5,19 89 Đà Nẵng 17,02 240 6,80 113 Quy Nhơn 17,86 238 8,30 131 Vũng Tàu 19,57 270 7,81 115 Rạch Giá 11,68 219 2,62 149 Trên bảng này cũng thể hiện quy luật phân hóa về độ lớn của các sóng thủy triều chu kỳ dài này. Tại dải bờ miền trung nước ta có điều kiện thuận lợi để phát triển các dao động năm và mùa, mà nguyên nhân là tác động của các hệ thống gió mùa trên biển. Thông qua những dẫn liệu trên đây về đặc điểm dao động mùa của mực nước, có thể rút ra kết luận rằng phần biến động mực nước gây bởi tác động của gió cũng có giá trị đáng kể trong việc làm biến động mực nước biển và cần được tính tới khi dự báo mực nước. Trong phần mở đầu, chúng tôi đã giới thiệu những công trình cơ bản đề cập tới việc nghiên cứu tính toán nước dâng trong bão. Nhiệm vụ của chương này là thử nghiệm mô hình tính sự thích ứng của mặt nước biển với trường gió để kiểm tra hiệu ứng tác động của các trường gió vừa hoặc mạnh. Nếu sử dụng các trường gió điển hình ứng với từng tháng trong năm, chúng ta có thể khôi phục lại được các trường mực nước tương ứng với những tháng đó, tức khôi phục lại biến trình năm của mực nước. 59 Những phương pháp dự báo mực nước áp dụng công cụ của phương pháp thống kê và hồi quy thường chỉ cho những kết quả khả quan trong trường hợp trường gió đơn giản và cơ chế vật lý của hiện tượng dâng hay dạt nước được thiết lập cho vùng cụ thể. Khi trường gió không đồng nhất trong không gian biển và điều kiện hình thái thủy vực phức tạp, những quan hệ thống kê đơn giản giữa độ dâng mực nước với các yếu tố khí tượng hay gió có tính chất địa phương có thể không phản ánh hết ảnh hưởng của cả trường gió nói chung. Trong trường hợp này, chắc chắn các mô hình số trị tính toán phân bố của mực nước trên không gian toàn biển dưới tác động của cả trường gió trên nó sẽ hợp lý hơn. Bằng chứng cho điều này là những kết quả khá khả quan của các mô hình số tính nước dâng trong bão. Do đó, khi thử nghiệm tính mực nước theo mô hình số, chúng tôi cũng đặt ra mục đích hoàn thiện chương trình tính nhằm tiến tới áp dụng vào tính toán thực tế dự báo mực nước. 4.2. Mô hình số tính mực nước theo trường gió Chúng tôi sử dụng hệ phương trình tuyến tính của chuyển động sóng dài trong nước nông (1.24)-(1.26) để mô tả diễn biến của mực nước trong trường gió. Khi không đặt vấn đề nghiên cứu tương tác dâng nước với thủy triều, thì hệ phương trình này được viết lại như sau: 0)( )( 1 2/122 =+ ++∂ ∂++−∂ ∂+−∂ ∂ ζ ζ ζρρλ h VUrU x g h T x PV t U w xa w (4.1) 0)( )( 1 2/122 =+ ++∂ ∂++−∂ ∂++∂ ∂ ζ ζ ζρρλ h VUrV y g h T y PU t V w ya w (4.2) 0)]([)]([ =∂ +∂+∂ +∂+∂ ∂ y hV x hU t ζζζ (4.3) Các điều kiện ban đầu và điều kiện biên tương ứng là các biểu thức (1.27), (1.29) và (1.31): 0=== VUζ tại 0=t (4.4) 0sincos =+ αα VU tại (4.5) 1G 0=ζ tại (4.6) 2G Để giải bằng số hệ phương trình này, chúng tôi cũng sử dụng các công thức sai phân (1.34)-(1.36) đã trình bày trong chương 1. Đầu vào của chương trình tính trong trường hợp này sẽ là trường phân bố độ sâu biển, trường áp suất khí quyển và trường gió được biểu diễn dưới dạng các ma trận độ sâu, gió và áp suất khí quyển trên các điểm nút của lưới tính kích thước nửa độ theo các trục dọc kinh và vĩ tuyến (hình 1.2 chương 1). Tuy hiên, do điều kiện chúng tôi không có bản đò trường áp suất khí quyển tin cậy nên chưaq tính tới các số hạng thứ ba ở vế trái của các phương trình (4.1) và (4.2). Trong quá trình tính chúng tôi đã thử nghiệm cho các hệ số ma sát đáy biến đổi theo các khoảng độ sâu khác nhau [51, 7]. 60 Với bước tính theo không gian như trên và bước tính theo thời gian bằng 180 giây, thông thường đối với những trường gió với cường độ cực đại cỡ 7-8 m/s trường mực nước sẽ trở nên ổn định sau 24 giờ thực, ứng với khoảng 25 phút tích phân trên máy vi tính. 4.3. Các bản đồ trường gió xuất phát Để thử nghiệm mô hình chúng tôi đã sử dụng các bản đồ trường gió trung bình mùa đông và trường gió trung bình mùa hạ [56]. Trên các bản đồ này (hình 4.1 và 4.2) cho các véc tơ vận tốc gió dưới dạng những mũi tên chỉ hướng và cường độ gió tại điểm giữa của các ô vuông một độ kinh và vĩ. Hai bản đồ này đặc trưng cho hai loại gió mùa ở vùng biển Đông. Hình 4.1. Trường gió trung bình mùa đông (cm/s) 61 Hình 4.2. Trường gió trung bình mùa hè (cm/s) Bản đồ trường gió mùa đông (hình 4.1) được đặc trưng bởi gió hướng đông bắc với cường độ tương đối lớn, đạt tới gần 7 m/s ở vùng trung tâm biển. Ở phần phía nam của biển cường độ gió có suy giảm một phần, đạt trị số cỡ 4-5 m/s. Khi vào trong các vịnh Bắc Bộ và Thái Lan, hướng gió thịnh hành từ hướng đông bắc đã chuyển thành hướng đông và cường độ gió cũng giảm. Đặc biệt ở vịnh Thái Lan vào sâu phía đỉnh vịnh cường độ gió chỉ còn bằng khoảng 1-2 m/s. Trên bản đồ trường gió tây nam của mùa hè (hình 4.2) nét đặc trưng là cường độ yếu hơn so với gió mùa đông. Ở phần khơi phía nam biển đạt trị dưới 6 m/s. Phía bắc biển và trong vịnh Bắc Bộ cường độ gió giảm đáng kể, chỉ còn đạt trị số tốc độ 1 m/s và thấp hơn. Vùng biển khơi phía ngoài cửa vịnh Bắc Bộ hướng gió chuyển sang nam, thậm chí đông nam. 62 Ngay trong phạm vi vịnh Bắc Bộ cũng có sự không đồng nhất về hướng gió và tốc độ gió. Ở phía nam vịnh gió có xu thế hơi mạnh hơn và thổi theo hướng tây, tây nam, còn ở đỉnh phía bắc của vịnh gió có hướng nam. 4.4. Phân bố mực nước trong gió đông bắc Phân tích bản đồ dâng mực nước trong gió mùa đông bắc tính được (hình 4.3) cho phép rút ra những nhận xét sau đây: Hình 4.3. Trường mực nước (mm) trong gió đông bắc Tác động gió dạt làm cho gần như toàn bộ biển Đông được dâng mực nước, trong đó dải ven bờ tây của biển đạt trị số 20-40 mm. Tại những dải sát bờ lên tới 50-60 mm. Trong vịnh Bắc Bộ và vịnh Thái Lan độ dâng mực ở dải sát bờ có thể lên tới 70-80 mm. Vùng cực đại dâng nước là thềm lục địa phía nam biển, có nơi dâng mực đạt trên 100 mm. Hiện tượng rút mực nước chỉ xảy ra ở một dải hẹp nằm ở trung tâm biển trải dài theo trục dọc biển nhưng độ lớn không quá một vài milimét. 63 Hình 4.4. Trường mực nước (mm) trong gió đông bắc đồng nhất Do hiệu ứng Ecman biển sâu mặc dù nằm theo hướng song song với hướng gió, dải bờ nam Trung Quốc được nước vùng khơi của biển dạt vào làm độ dâng mực nước đạt trị khá lớn, khoảng 79-90 mm. Trong khi đó ở bờ đối diện đông nam của biển, tức phần bờ các đảo Calimantan và Philippin, quan sát thấy hiệu ứng nước rút. Một dải rất hẹp sát bờ có trị số dâng nước mang dấu âm, nhưng không lớn về trị tuyệt đối. Cũng chính do hiệu ứng Ecman mà trong vịnh Bắc Bộ trên khắp diện tích vịnh chỉ quan sát thấy nước dâng. Phần lớn nước từ vùng biển khơi được dồn về phía bên phải của hướng tác động của gió, tức hướng vào vịnh và làm cho ngay tại cửa của nó độ dâng mực đã đạt trị số 20 mm. Còn trong dải bờ sát đồng bằng sông Hồng của Việt Nam, độ dâng mực đạt hơn 80 mm. Cảnh tượng tương tự cũng diễn ra trong vịnh Thái Lan. Ở mục 4.2 đã nhận xét rằng khi vào vịnh Bắc Bộ và vịnh Thái Lan, gió đông bắc chuyển thành hướng đông và cường độ giảm đi rất nhiều. Chính nhờ đặc điểm này của trường 64 gió mà chúng ta không quan sát thấy rõ sự dâng mực nước ở một vùng bờ và rút nước ở vùng bờ đối diện, mặc dù các vịnh này thuộc loại vịnh nông. Chúng tôi đã làm một thử nghiệm tính trường mực nước dâng lên của biển Đông trong trường gió đông bắc đồng nhất về hướng và cường độ. Kết quả nhận được (hình 4.4) thấy rằng đối với phần lớn các vùng khơi, bức tranh dâng mực nước không có gì khác mấy so với trường hợp tính toán với trường gió chi tiết. Nhưng tình hình hoàn toàn khác nếu ta xem xét các vịnh nông Bắc Bộ và Thái Lan. Tại những nơi này phân bố độ cao mực hoàn toàn bất đối xứng. Tại dải bờ đón gió quan sát thấy hiện tượng dâng mực nước đáng kể, còn ở bờ khuất gió quan sát thấy hiện tượng rút mực nước với độ lớn tuyệt đối bằng khoảng nửa độ lớn của dâng mực ở bờ đón gió đối diện. 4.5. Phân bố mực nước trong gió tây nam Nét khác biệt đầu tiên rõ rệt trong trường mực nước dưới tác động của gió tây nam (hình