Xem mẫu
- CHƯƠNG 3
ĐỘNG LỰC HỌC BỜ BIỂN
3.1 SÓNG VỠ VÀ CÁC ĐẶC TRƯNG SÓNG VỠ
Sóng tiếp nhận năng lượng từ gió, khi gió thổi trên mặt biển. Bão có thể truyền một
lượng rất lớn năng lượng tạo thành sóng, các sóng này sau đó chuyển động hàng ngàn
kilomét tới vùng bờ biển. Năng lượng sóng, được tích lũy trên một vùng bờ biển rộng,
khi đi tới dải sóng vỡ ở gần bờ sẽ được giải phóng. Phần lớn năng lượng sóng sẽ tiêu
tán do hiện tượng sóng vỡ xảy ra ở gần bờ, tại thời điểm sóng vỗ lên các vách đá hoặc
lên trên bãi biển cát. Đây là nguồn năng lượng quan trọng nhất, hơn tất cả các nguồn
năng lượng khác có tác dụng tới vùng bờ biển; và cũng là nguyên nhân chính tạo nên
dòng chảy ở gần bờ và vận chuyển trầm tích; cũng như tham gia vào quá trình khống
chế sự diễn biến hình thái bờ biển.
Chương 3 sẽ giới thiệu quá trình tiêu tán năng lượng sóng ở gần bờ. Chương này sẽ
xem xét hiện tượng sóng vỡ, các đặc trưng của sóng vỡ. Đặc biệt là sự hình thành dòng
chảy do hiện tượng sóng vỡ trong vùng sóng đổ. Các hiện tượng phức tạp hơn có liên
quan tới phân bố lưu tốc của dòng chảy dọc bờ trên chiều rộng của vùng sóng vỡ, và
phân bố lưu tốc của dòng chảy dọc bờ của một phổ sóng sẽ được giới thiệu. Phần cuối
của chương 2 sẽ đánh giá sự tương tác giữa dòng chảy dọc bờ do sóng vỡ gây ra với
các dao động mực nước ven bờ và ảnh hưởng của gió và thủy triều tới dòng chảy dọc
bờ.
CÁC DẠNG SÓNG VỠ
K hi sóng chuy ển đ ộ ng t ới g ần b ờ
v à đ i vào vùng nướ c nông có đ ộ sâu
b ằng xấp x ỉ h ai l ần chi ều cao sóng, do
ả nh hưở ng c ủ a đ ị a hình đ áy, sóng trở
n ên mấ t ổ n đ ịnh. Khi đ ỉnh sóng v ượ t
qua chân sóng và mất cân bằng, sóng
b ị đổ (hay còn g ọ i là sóng vỡ ), và tan
thành hàng ngàn bong bóng nướ c và
bọ t khí (hình 3-1). Ngườ i ta thườ ng
cho rằng, sóng v ỡ l à vì chúng b ị k éo
Hình 3-1 Sóng vỡ dạng bổ nhào, một
trên đ áy bi ể n cho đ ến khi chuyể n đ ộ ng
dạng sóng vỡ trong tự nhiên, sóng bị
h ướ ng v ề p hía trướ c b ị v ấp và đ ỉnh
cuộn tròn và cuốn về phía trước.
sóng đổ n hào xuố ng d ướ i. Trong th ự c t ế
k hông đ úng nh ư v ậy.
56
- Hình 3-2 Các dạng sóng đổ xảy ra Hình 3-3 Sóng vỡ trên bãi biển, hình
ở gần bờ: sóng bạc đầu, sóng bổ dạng sóng được chụp lại bằng máy ảnh
nhào, sóng vỗ bờ có tốc độ chụp nhanh trong phờng thí
nghiệm. Mũi tên trên hình vẽ chỉ vị trí khi
sóng bắt đầu vỡ
C ác nghiên cứu thự c nghiệ m đượ c tiến hành vớ i đ iề u ki ện ma sát rất nhỏ v à
các nghiên c ứ u trên mô hình tính biến d ạng sóng đã ch ỉ r a r ằng, cùng vớ i mộ t
d ạng sóng vỡ nh ư nhau, các tính toán phân tích có th ể bỏ q ua thành ph ần ma sát.
Thự c tế là, sóng vỡ khi mái trước sóng trở nên quá dốc, nhất là ở phần sát đỉnh sóng,
do vận tốc chuyển động của các chất điểm nước tại đỉnh sóng lớn hơn vận chuyển
chuyển động của hình dạng sóng làm cho phần đỉnh dâng lên trước.
Ba dạng sóng vỡ thông thường được thừa nhận (như hình 3-2) là sóng bạc đầu, sóng
bổ nhào và sóng vỗ bờ (spilling, plunging, and surging). Sóng bạc đầu (spilling
breakers) là các sóng dựng đứng từ từ cho đến khi đỉnh sóng mất ổn định và đổ xuống
tạo thành đám bọt khí và bong bóng trắng xóa ở mặt trước sóng. Sóng bổ nhào
(plunging breakers) là các sóng có mặt trước gần như thẳng đứng, mũi sóng cuộn lên
trên và đổ nhào về phía trước tạo thành một tấm màn nước (hình 3-1 và 3-2). Sóng vỗ
57
- bờ (surging breakers) dựng đứng như thể sắp đổ nhào, nhưng vì chân sóng vỗ vào tới
mặt bãi thế nên đỉnh sóng bị đổ sập và biến mất ngay sau đó.
Theo Galvin (1968) thì có 4 dạng sóng vỡ khác nhau (như hình 3-3), ngoài 3 dạng
sóng đã được nêu ở trên thì còn một dạng sóng vỡ khác là sóng đổ (collapsing breaker),
là dạng vỡ trung gian giữa sóng bổ nhào và sóng vỗ bờ. Trong thực tế các dạng sóng vỡ
xảy ra liên tục, dạng này nối tiếp dạng khác nên rất khó áp dụng kiểu phân loại này. Hơn
thế nữa, trong cùng một ngày, khi quan sát trên bãi biển, thông thường có thể nhìn thấy
các dạng sóng vỡ khác nhau, lúc là sóng bạc đầu, khi là sóng bổ nhào. Các dạng sóng vỡ
này phụ thuộc vào chiều cao của từng con sóng và sự tương tác giữa sóng với đáy biển
nơi sóng vỡ.
Nhìn chung, sóng bạc đầu (spilling breakers) hay có khuynh hướng xảy ra ở bờ biển
có độ dốc nhỏ trong điều kiện sóng có độ dốc lớn; sóng bổ nhào thường xuất hiện ở
những bờ biển có bãi dốc và sóng có độ dốc trung bình; sóng vỗ bờ hay xảy ra ở bờ biển
rất dốc và độ dốc sóng nhỏ. Dựa trên cơ sở quan sát sóng vỡ trong máng sóng tại phòng
thí nghiệm, Galvin (1968) đã dự đoán được gần đúng loại sóng vỡ căn cứ vào tỷ số (H0
/L0S2) hay Hb/gT2S, trong đó chỉ số 0 nhằm chỉ các tham số sóng ở vùng nước sâu, Hb là
chiều cao sóng vỡ, S là độ dốc của bãi biển. Khi tỷ số không thứ nguyên trên tăng, dạng
sóng vỡ sẽ thay đổi từ sóng vỗ bờ đến sóng bổ nhào rồi sóng bạc đầu. Tỷ số trên được
Galvin sử dụng bằng cách kết hợp độ dốc bãi S với tỷ số độ dốc sóng, được biểu biễn
bằng biểu thức H0/L0 hoặc Hb/gT2 (trong đó L0 ≈ gT2/2π). Battjes (1974) đã sắp đặt lại
tỷ số này thành dạng biểu thức với các tham số sóng nước sâu và gần bờ, tỷ số này sau
này được gọi là chỉ số Iribarren - hay còn gọi là chỉ số sóng vỡ
S
Chỉ số sóng vỡ ở vùng nước sâu: ξ 0 = (3-1a)
1
( H 0 / L0 ) 2
S
Chỉ số sóng vỡ ở vùng sóng đổ: ξ b = (3-1b)
1
( H b / L0 ) 2
Sau khi tham khảo số liệu phân loại dạng sóng vỡ của Galvin (1968), có sử dụng đến
chỉ số Iribarren, Battjes (1974) đã đưa ra các giới hạn chỉ số sóng vỡ như sau:
ξ0 < 0,5 ξb < 0,4
Spilling (sóng bạc đầu)
0,5 < ξ0 < 3,3 0,4< ξb < 2,0
Plunging (sóng bổ nhào)
ξ0 > 3,3 ξb > 2,0
Surging (sóng vỗ bờ)
58
- Hình 3-4. Trạng thái sóng vỡ tới hạn trong vùng nước nông, tỷ số chiều cao sóng
vỡ trên độ sâu sóng vỡ phụ thuộc vào độ dốc sóng và độ dốc bãi biển. Biểu đồ 3-4 thể
hiện trên cả 2 trục tỷ lệ 1/γb = hb/Hb và γb = Hb/hb,. "Độ dốc" sóng được biểu diễn bằng
Hb/gT2, giá trị này bằng “độ dốc sóng” ở vùng nước sâu Hb/L0 nhân với hệ số 2π.
GI ỚI HẠN SÓNG VỠ VÀ CHIỀU CAO SÓNG VỠ
Như đã giới thiệu trong chương hai, theo lý thuyết sóng tuyến tính của Airy, các sóng
biên độ nhỏ sẽ mất ổn định và vỡ khi tỷ số γ b = H b /h b đạt tới giá trị giới hạn, mặc dù độ
lớn của giá trị giới hạn này (γ b ) vẫn còn gây nhiều tranh cãi về giá trị chính xác của nó
(nằm trong khoảng từ 0.73 đến 1.03). Giá trị thực đo của giới hạn sóng vỡ γ b của các
sóng biên độ nhỏ được tiến hành trên các máng sóng trong phòng thí nghiệm cho thấy
nó dao động rất lớn, và phụ thuộc chủ yếu vào độ dốc của bãi biển (Ippen and
Kulin,1954; Kishi and Saeki,1966). Giá trị giới hạn của γ b khi sóng vỡ phụ thuộc vào cả
độ dốc bãi biển và độ dốc của sóng ở vùng nước sâu. Với một con sóng có độ dốc sóng
đã biết, độ dốc bãi biển càng lớn thì giá trị của γ b = H b /h b c àng cao t ạ i th ờ i đ i ể m
sóng v ỡ . Các nghiên c ứ u g ầ n đ ây c ủ a Kaminsky and Kraus (1993) trên cơ sở xem
xét 17 tập số liệu thu được qua một loạt nghiên cứu khác nhau trong phòng thí nghiệm
đã đưa ra công thức kinh nghiệm:
γ b = 1, 20 ξ00,27 (3.2)
Tính toán giới hạn sóng vỡ phụ thuộc vào chỉ số Iribarren mô tả dưới dạng các tham
số sóng ở vùng nước nông trong phương trình (3.1a), bao gồm độ dốc bãi biển và độ dốc
sóng ở vùng nước sâu.
Tỷ số sóng vỡ giới hạn γb = Hb/hb được sử dụng trong rất nhiều ứng dụng. Ví dụ như
dùng để phân tích sự biến dạng sóng khi chúng truyền từ vùng nư ớc sâu vào bờ. Phân
59
- γ b , thời điểm giả thiết là sóng mất
ổn định và vỡ. Một ứng dụng khác có liên quan tới thiết kế công trình tường biển hoặc
đê chắn sóng. Trong trường hợp này, chiều cao sóng lớn nhất có thể xuất hiện, mà có thể
ảnh hưởng tới công trình, của 1 con sóng thiết kế, chịu sự chi phối của tỷ số sóng vỡ γ b
= Hb/hb bị vỡ ngoài khơi.
Một số ứng dụng khác lại cần tính toán chiều cao sóng vỡ từ các tham số sóng nước
sâu mà không cần xét tới toàn bộ quá trình biến dạng sóng và hiệu ứng nước nông như
đã mô tả ở chương trước. Công thức dạng này được Munk (1949) đề xuất trước tiên với
giả thiết coi thông lượng sóng (energy flux) tại vùng sóng vỡ và thông lượng sóng tại
vùng nước sâu là như nhau. Munk ứng dụng lý thuyết sóng đơn tại vùng sóng vỡ với
giới hạn sóng vỡ γ b = H b/hb = 0.78 và sử dụng lý thuyết sóng của Airy để tính toán
mạch động năng lượng sóng ở vùng nước sâu, từ đó đưa ra tương quan:
Hb 1
= (3.3)
H 0 3,3 ( H 0 / L0 )1 / 3
giữa chiều cao sóng vỡ Hb tương ứng với chiều cao sóng H0 ở vùng nước sâu và độ
dốc sóng ở vùng nước sâu H 0 /L 0. Phương trình (3.3) được biểu diễn trên hình 3-5 cùng
với các số liệu đo đạc sóng vỡ tại trên hiện trường và trong phòng thí nghiệm của Munk
(1949). Có thể thấy rằng tương quan này là khá phù hợp với các số liệu thực đo khi giá
trị độ dốc sóng H0/L0 nhỏ, nhưng lại rất không phù hợp với độ dốc sóng lớn. Komar and
Gaughan (1972) cũng đã kiểm chứng lý thuyết sóng Airy khi dự báo chiều cao sóng vỡ,
mặc dù trong thực tế thì lý thuyết sóng Airy không thể ứng dụng được trong điều kiện
này. Trị số của giới hạn sóng vỡ γb = H b/hb , được xác định từ các quan trắc ngoài thực
địa chứ không được lấy bằng 0.78 theo lý thuyết sóng biên độ nhỏ như phương pháp của
Munk đã trình bày ở trên. Từ các đánh giá về mạch động năng lượng ở vùng nước sâu
và tại vùng sóng vỡ theo lý thuyết sóng Airy, Komar and Gaughan đã đi đến phương
trình
Hb 0,563
= (3.4)
H 0 ( H 0 / L0 ) 1 / 5
Lúc này chiều cao sóng vỡ là hàm của độ dốc sóng với số mũ 1/5; khác với chỉ số mũ
1/3 trong phương trình (3.3) của Munk. Tương quan của Komar and Gaughan được lấy
sao phù hợp với số liệu thực đo tại thực địa và trong phòng thí nghiệm. Trong công thức
bán kinh nghiệm (3.4), hằng số 0.563 là kết quả tương ứng khi đường tương quan phù
hợp với các điểm thực đo nhất. Trên hình 3.-5, phương trình 3.4 được biểu diễn dưới
dạng đường liền nét, và nó được xem như là phù hợp với toàn bộ dải giá trị của độ dốc
sóng H 0 / L 0 , và cho kết quả tốt hơn so với phương trình 3.3 của Munk.
60
- Hình 3-5 Đồ thị tương quan giữa chiều cao sóng vỡ với độ dốc sóng
ở vùng nước sâu
Có thể thấy rằng, các nghiên cứu kể trên đều có một điểm hạn chế là chỉ dựa vào các
số liệu đo đạc trong các điều kiện sóng đã bị khống chế trong phòng thí nghiệm. Trong
các nghiên cứu của LeMehaute và Koh (1967); Kaminsky và Kraus (1993), tỷ số
H 0 / L 0 , có giá trị của hàm mũ lấy theo kinh nghiệm là ¼, là giá trị trung gian giữa 2 số
mũ 1/3 và 1/5 đã nhắc tới ở phần trước. Trên cơ sở phân tích lại các số liệu của Iversen
(1952), LeMehaute và Koh cũng phát hiện ra sự phụ thuộc của chiều cao sóng với độ
dốc bãi biển, nhưng điều này lại không được chứng tỏ trong các phân tích tiếp theo. Qua
phân tích lại 17 tập số liệu trong phòng thí nghiệm của mình, Kaminsky và Kraus đã đưa
ra một phương trình tương quan sử dụng các hệ số kinh nghiệm có dạng như sau:
Hb 0,46
= (3.5)
H 0 ( H 0 / L0 ) 0, 28
Phương trình tương quan 3.5 đã cho kết quả phù hợp nhất với các số liệu đo đạc hiện
có trong phòng thí nghiệm, nhưng có thể thấy trong hình 3-5, khi so sánh với các số liệu
thực đo tại hiện trường của Munk (1949) thì tương quan này lại cho kết quả thiên lớn
(lớn hơn khoảng 25% so thực tế), chiều cao sóng vỡ dự báo do vậy lớn hơn trong thực
tế. Phương trình tương quan (3.4) của Komar và Gaughan (1972) được xem như là phù
hợp nhất với các số liệu thực đo trong phòng thí nghiệm và cả ngoài thực địa.
Nếu loại bỏ các thành phần không thứ nguyên, phương trình Komar and Gaughan
(1972) sẽ có dạng mới như sau
1 2
H b = 0,39 g (3.6)
(T H 02 )
5 5
61
- Phương trình này biểu diễn tương quan giữa chiều cao sóng vỡ gần bờ và độ sâu
nước tại vùng nước sâu H0 và chu kỳ sóng T. Hệ số hằng số 0,39 là hệ số kinh nghiệm
được lấy từ đường tương quan phù hợp nhất với các số liệu thực đo của Munk (1949).
Phương trình tương quan này cũng được biểu diễn trên hình 3-6 và có sự so sánh với các
số liệu trong phòng thí nghiệm và số liệu thực đo ngoài thực địa của Munk, cũng như
các số liệu đo đạc của Weishar và Byrne (1978). Chuỗi số liệu tổng hợp kéo dài gần như
trên phạm vi hàm bậc ba của chiều cao sóng vỡ cho thấy được tính xác thực về năng lực
tính toán dự báo của các phương trình tương quan trên.
Hình 3-6 Kiểm chứng phương trình (3.6) của Komar và Gaughan (1972) tính toán
dự báo chiều cao sóng vỡ từ các thông số sóng ở vùng nước sâu, bằng cách so sánh
với các liệu trong phòng thí nghiệm và số liệu thực đo ngoài hiện trường
3.2 DÒNG CHẢY HÌNH THÀNH DO SÓNG Ở VÙNG GẦN BỜ
K hi sóng chuy ển đ ộ ng tớ i g ần b ờ v à vỡ t rên b ờ b i ể n dố c, chúng t ạo thành
dòng ch ảy ở v ùng gầ n bờ , các dòng ch ảy này biến đ ổ i d ướ i nhiều d ạng khác
nhau tùy thu ộ c vào đ ặ c đ i ể m sóng và trạ ng thái bờ b i ển (Basco,1982, 1983;
Komar and Oltman-Shay,1990). Các dòng ch ảy g ần b ờ có th ể đ ạ t tớ i đ ộ lớ n đáng
k ể , gây nguy hiể m cho nh ững ng ườ i b ơ i trong khu vự c mà nó hình thành. Các
62
- dòng ch ảy g ần bờ sẽ t r ở n ên đ ặ c bi ệ t quan trọ ng khi chúng k ế t hợ p vớ i sóng và
làm v ận chuy ển bùn cát ven bờ . Do đ ó nó là mộ t y ế u tố r ấ t quan trọ ng có vai trò
khống ch ế s ự d i ễn bi ến và hình thái củ a bờ b i ển.
T heo Komar, có hai h ệ th ố ng
dòng ch ảy do sóng tạ o thành ở v ùng
ven bờ chính, đ ó là (1) h ệ t hố ng
dòng ch ảy tu ần hoàn bao gồ m dòng
tiêu (dòng tách bờ ) kế t hợ p v ớ i dòng
ch ảy d ọ c bờ và (2) dòng ch ảy dọ c
b ờ hình thành khi sóng chuy ển độ ng
t ớ i g ần b ờ t heo mộ t góc xiên so vớ i
đườ ng bờ . Các h ệ thống dòng ch ảy
trên đượ c mô t ả tươ ng ứ ng v ớ i hình
3-7(a) và hình 3-7(c). Hình 3-7(b)
mô t ả d ạng dòng ch ảy trung gian
giữ a hai h ệ t h ố ng dòng ch ảy đã nêu
ở t rên. Tr ường dòng ch ảy có tác
d ụ ng chi phố i dòng chảy tu ần hoàn
ở g ần b ờ p hụ thuộ c ph ần lớn vào các
sóng tớ i theo mộ t góc nghiêng so
v ớ i đườ ng bờ . Khi sóng v ỡ v ớ i
đườ ng đ ỉnh sóng th ự c sự song song
v ớ i hướ ng đườ ng b ờ trung bình,
dòng ch ảy đ ượ c hình thành có d ạng
dòng tu ần hoàn nh ư hình 3-7(a).
Dòng tiêu là mộ t thành ph ần của
dòng tu ần hoàn; trong đ ó dòng ch ảy
Hình 3-7 Trường dòng chảy quan trắc ở
theo hướ ng v ề p hía biển tính từ
gần bờ, phụ thuộc phần lớn vào góc sóng
v ùng sóng vỗ . N ếu sóng vỡ t ạo
vỡ (α b )
thành mộ t góc tươ ng đ ố i lớ n so v ớ i
a) Khi góc giữ đường đỉnh sóng song song
đườ ng b ờ , trong vùng sóng v ỡ s ẽ
với đường bờ (αb = 0), dòng tuần hòa đơn
h ình thành dòng ch ảy có hướ ng
vị, bị chi phối bởi dòng tiêu có hướng về
song song v ớ i đ ườ ng bờ v à b ị g iớ i
phía biển.
h ạn giữ a b ờ b i ển và d ả i sóng đ ổ
c) Khi góc αb l ớ n, dòng ch ả y hình thành
n h ư ở h ình 3-7(c). Dòng ch ảy này
do sóng v ỡ có h ướ ng song song vớ i
đ ặ c bi ệ t rấ t có ý ngh ĩ a khi nó gây
đ ường b ờ
nên hiện tượ ng v ận chuy ển bùn cát
63
- t heo hướ ng dọ c bờ . Nó có th ể v ận chuy ển bùn cát dọ c bờ b i ển trên quãng đườ ng
hàng tr ă m kilômét. D ạ ng trườ ng dòng chả y trung gian, hình 3-7(b) th ườ ng xu ấ t
hi ện khi sóng vỡ tạo vớ i đườ ng bờ mộ t góc nh ỏ h o ặ c khi tr ườ ng dòng ch ảy ở
k hu v ự c gầ n bờ b ị chi phố i mạnh mẽ bở i đ i ều ki ện đ ị a hình đ áy biển.
Các dòng chảy này cho biết hướng dịch chuyển vùng cát trên bờ biển và làm thay đổi
hình dạng của đường bờ. Hình thái bờ biển thường phản ánh trường dòng chảy, và nó có
sự khác biệt đáng kể giữa hai thành phần dòng chảy trong hình (3-7). Hình dạng bờ biển
trở thành một yếu tố quan trọng có tác dụng khống chế và chi phối trường dòng chảy khi
có mặt cả hai yếu tố là địa hình và dòng chảy.
Cơ chế chung của việc hình thành dòng chảy gần bờ sẽ được xem xét ở phần tiếp
theo. Nhưng chủ yếu sẽ xem xét việc hình thành dòng chảy theo hướng dọc bờ. Phần
tiếp theo cũng sẽ xem xét sự tương tác giữa dòng chảy và hình thái bờ biển, nhưng vai
trò của hình thái bờ biển sẽ được nhấn mạnh hơn ở chương tiếp theo
DÒNG TIÊU VÀ DÒNG TUẦN HOÀN
Mô tả chi tiết về hệ thống dòng chảy tuần hoàn được trình bày trên hình 3-8. Dòng
tiêu là dạng dòng chảy có đặc trưng quan trọng nhất và có thể thấy được. Các dòng này
thường mạnh và hẹp, có hướng chảy về phía biển và đi qua vùng sóng vỡ, thường có tác
dụng vận chuyển các vật trôi nổi và bùn cát tạo thành những luồng dòng chảy có màu
sắc hoàn toàn khác biệt với vùng nước ở xung quanh nó. Dòng tiêu có hướng chảy ra
biển cũng chịu ảnh hưởng của sóng, do vậy mà sự xuất hiện của dòng tiêu đôi khi có thể
thấy rất rõ khi trường sóng khúc xạ bị biến đổi. Dòng chảy trong nội bộ của dòng tiêu có
thể đạt tới vận tốc lớn, các quan trắc về dòng chảy này cho thấy dòng chảy có hướng ra
phía biển có thể rất mạnh và gây nguy hiểm cho những người đang bơi trong khu vực có
dòng chảy.
Dòng tiêu được nuôi
dưỡng bởi các dòng chảy
có hướng dọc bờ bên trong
vùng sóng vỡ có độ lớn
dòng chảy nhỏ nhất bằng 0
tại điểm giữa của hai dòng
tiêu kế tiếp nhau, và đạt tới
giá trị lớn nhất ngay tại
điểm khi dòng tiêu đổi
hướng ra phía biển (hình 3-
8). Dòng chảy dọc bờ
Hình 3-8 Hệ thống dòng chảy tuần hoàn
ngược lại được nuôi
64
- dưỡng bởi dòng chảy yếu hơn có hướng từ biển vào trong bờ bên trong dải sóng vỡ khi
xảy ra sóng vỡ. Do vậy mà dòng tuần hoàn gần bờ bao gồm dòng chảy dọc bờ có tác
dụng nuôi dưỡng các dòng tiêu; kéo dài qua dải sóng vỡ; khuyếch tán tại phần mũi dòng
tiêu, và dòng chảy hồi quy từ ngoài vào trong bờ sẽ thay thế phần nước bị dịch chuyển
khỏi bờ dưới tác dụng của dòng tiêu (Shepard and Inman, 1950a,1950b). Dạng lý tưởng
nhất của dòng tuần hoàn là dòng chảy được hình thành trong đó có dòng tiêu có hướng
vuông góc với bờ, dòng chảy trong vùng sóng vỡ có hướng dọc bờ nuôi dưỡng các dòng
tiêu đều theo cả hai phía (hình 3-8). Tuy nhiên, các dòng tiêu thường cắt ngang dải sóng
vỡ theo một đường chéo (hình 3-7(b)), và dòng chảy nuôi dưỡng dòng dọc bờ hoặc có
hướng khác nhau hoặc có cường độ dòng chảy khác nhau.
Các quan trắc đầu tiên về dòng tiêu được thực hiện bởi Shepard, Emery, và LaFond
(1941). Các quan trắc này đã phát hiện ra rằng vận tốc của dòng tiêu và quãng đường
mà nó chảy ra phía biển có quan hệ với chiều cao của sóng tới. Các nghiên cứu sau này
còn cho thấy vị trí của dòng tiêu có thể bị chi phối bởi địa hình đáy vùng ngoài khơi,
dòng tiêu nhìn chung thường xuất hiện bên ngoài vùng hội tụ sóng, bên ngoài vùng xuất
hiện các sóng cao nhất. Shepard and Inman (1950a, 1950b) qua một loạt các quan trắc
toàn diện ngoài hiện trường về dòng chảy tuần hoàn, đã nhận thấy rằng, mặc dù địa hình
đáy biển và các ảnh hưởng của nó tới hiện tượng khúc xạ sóng có thể có những chi phối
rất lớn tới vị trí của dòng tiêu dọc theo bờ biển, nhưng các dòng tiêu vẫn có thể xuất hiện
tại các bờ biển thẳng, dài với địa hình đáy đồng đều.
CƠ CHẾ HÌNH THÀNH DÒNG
TIÊU
Hình 3-9 Sơ đồ minh họa sự hình
thành của dòng tuần hoàn do sự
biển đổi chiều cao sóng vỡ theo
hướng dọc bờ. Nó sinh ra sự biến
thiên tương ứng của cao trình mực
nước dâng do sóng trong dải sóng
vỡ. Dòng chảy dọc bờ, chảy từ nơi
có sóng và nước dâng cao tới nơi có
sóng và nước dâng thấp. Đây là
điểm hội tụ của dòng chảy và có sự
đổi hướng của dòng tiêu chảy ra
biển
65
- Sự hình thành của dòng tiêu được giải thích theo phương pháp hiện đại trên cơ sở
phát triển các khái niệm về ứng suất tỏa của năng lượng sóng (radiation stress) của
Longuet-Higgins và Stewart (1964). Theo những phân tích và giải thích đầu tiên của
Bowen (1969a), dòng tuần hoàn chính là kết quả do sự biến thiên của chiều cao sóng
theo hướng dọc bờ, sự biến thiên này sẽ sinh ra sự chênh lệch về mực nước tại các vị trí
khác nhau dọc theo bờ biển. Cách giải thích này được hinh họa ở hình 3-9. Hay nói một
cách đơn giản là dòng chảy dọc bờ sẽ chảy từ nơi có mực nước cao, ở vùng có chiều cao
sóng và nước dâng lớn nhất tới nơi có có chiều cao sóng và độ cao nước dâng do sóng
nhỏ hơn, tại nơi này dòng chảy dọc bờ sẽ hội tụ và đổi hướng chảy về phía biển để tạo
thành dòng tiêu. Các phân tích của Bowen có xét tới cả việc khảo sát sự biến thiên của
chiều cao sóng dâng và sóng rút theo dọc bờ biển cũng như thành phần dọc bờ của ứng
suất tỏa (Syy).
Chiều cao nước dâng do thành phần Sxx về phía bờ của ứng suất tỏa được cân bằng
với gradient áp lực của của độ dốc mặt nước có hướng về phía biển ở vùng ven bờ. Biểu
thức cân bằng lực được viết như sau:
∂η ⎛ 8 ⎞ ∂h
= − ⎜1 + 2 ⎟ (3.7)
⎝ 3γ ⎠ ∂x
∂x
trong đó độ dốc trên mặt cắt ngang của chiều cao nước dâng được ký hiệu bằng η, có
tương quan trực tiếp với độ dốc của bãi biển S0 = ∂h/∂x, nhưng không phụ thuộc trực
tiếp vào chiều cao sóng tới
Tuy vậy, do các sóng lớn sẽ vỡ tại vùng nước sâu hơn các sóng nhỏ và do đó sóng
dâng sẽ xuất hiện xa hơn về phía biển trên các vị trí dọc theo bờ biển nơi xuất hiện các
sóng lớn hơn. Sự phụ thuộc của sóng dâng vào chiều cao sóng được phát hiện trên cơ sở
các thí nghiệm tại máng sóng của Bowen (1969a). Mặc dù gradients trên mặt cắt ngang
của sóng dâng được xấp xỉ bằng nhau cho cả các sóng lớn và các sóng nhỏ qua các tính
toán theo phương trình (3.7), nhưng thực tế sóng dâng sẽ đạt tới cao trình lớn hơn về
phía bờ đối với các sóng vỡ có chiều cao sóng lớn. Trong vùng sóng vỡ, mực nước trung
bình về phía bờ, do các sóng lớn hơn khi vỡ tạo thành, sẽ cao hơn so với các sóng nhỏ.
Do vậy, gradient áp lực sẽ hình thành và tạo thành dòng chảy dọc bờ biển từ nơi có sóng
và nước dâng cao đến nơi có sóng thấp hơn ở lân cận.
DÒNG CHẢY DỌC BỜ HÌNH THÀNH DO SÓNG TÁC DỤNG THEO
HƯỚNG XIÊN GÓC VỚI ĐƯỜNG BỜ
Dòng chảy dọc bờ hình thành khi sóng tác dụng theo hướng xiên góc so với đường
bờ là vấn đề được quan tâm một cách đáng kể vì nó có vai trò rất lớn tới quá trình vận
chuyển bùn cát dọc bờ biển. Hơn nữa, hệ thống dòng chảy này ít phức tạp hơn so với
dòng tuần hoàn như đã xét tới ở trên, hiện tượng dòng chảy phù hợp với các mô tả toán
66
- học và kết quả đo đạc tại hiện trường. Có thể nói rằng, tới nay các hiểu biết về sự hình
thành của dòng dọc bờ và khả năng tính toán vận tốc dòng chảy dọc bờ là khá hoàn
chỉnh. Tuy vậy, các nghiên cứu chi tiết về sự hình thành dòng chảy dọc bờ vẫn còn
nhiều vấn đề cần được nghiên cứu.
Các quan trắc trên các bãi biển tự nhiên cũng như tại các bể sóng (wave basins)
trong phòng thí nghiệm đã xác nhận rằng, dòng chảy dọc bờ có tác dụng chi phối rất
lớn đối với vùng ven bờ và vận tốc của nó giảm rất nhanh bên ngoài dải sóng vỡ (hình
3-7(c)). Các quan trắc này cũng cho thấy rằng, dòng chảy được tạo ra khi sóng vỗ bờ,
hay các dòng chảy khác như dòng chảy do gió (trong điều kiện thời tiết bình thường),
dòng triều và dòng hoàn lưu trên biển nhìn chung không có vai trò quan trọng chi phối
diễn biến đường bờ mạnh như dòng chảy dọc bờ.
Qua nhiều năm, đã có nhiều lý thuyết nghiên cứu về sự hình thành dòng chảy dọc
bờ khi sóng tác dụng theo hướng xiên góc với đường bờ được đề xuất. Các phân tích
hiện đại về sự hình thành dòng chảy dọc bờ đều được xuất phát từ những kết quả
nghiên cứu của Bowen (1969b), Longuet-Higgins (1970a, 1970b), và Thornton (1970).
Các nghiên cứu này đều sử dụng ứng suất tỏa để mô tả mạch động của động lượng
sóng, kết hợp với sự hình thành dòng chảy dọc bờ với các thành phần của ứng suất tỏa
có hướng dọc theo bờ biển khi sóng vỡ tạo với bờ một góc xiên. Tuy nhiên, ba khảo
sát trên lại sử dụng các công thức lực kéo ma sát khác nhau và các mô hình hỗn hợp
theo phương ngang trên bề rộng của dải sóng vỡ. Phân tích của Longuet-Higgins
(1970a, 1970b) đã đưa ra các lời giản đơn giản nhất và là điểm xuất phát chính cho
nhiều nghiên cứu tiếp theo.
Chính vì vậy, dưới đây sẽ chủ yếu giới thiệu các phân tích của Longuet-Higgins,
trước tiên là tính toán vận tốc trung bình của dòng chảy dọc bờ và sau đó là sự phân bố
của dòng chảy dọc bờ trên chiều rộng của dải sóng vỡ.
TÍNH TOÁN VẬN TỐC DÒNG CHẢY DỌC BỜ
Khi sóng vỡ song song với bờ, như đã xét tới ở phần trên, sẽ có một ứng suất tỏa có
hướng vào bờ (Sxx), thành phần mạch động của động lượng có liên quan tới sóng, và
ứng suất tỏa có hướng dọc theo bờ biển (Syy), là kết quả do tác động áp suất thủy động
tới chuyển động của nước. Khi sóng tiến tới gần bờ với một góc xiên so với đường bờ
biển, mỗi một thành phần của ứng suất tỏa có thành phần có hướng dọc bờ, được kết
hợp lại thành:
S xy = En sin α cos α (3.8a)
⎛ sin α ⎞
S xy = ( ECn cos α ) ⎜ (3.8b)
⎟
⎝C⎠
67
- Trong đó E là mật độ năng lượng sóng, n là tỷ số giữa nhóm sóng và vận vận tốc
pha, còn α là góc giữa đường đỉnh sóng với đường bờ. Như vậy, Sxy là ứng suất tỏa có
hướng dọc bờ (thành phần theo phương y) mà chuyển động hướng từ ngoài khơi vào
bờ (theo hướng x). Như trong phương trình (3.8b), Sxy có thể được viết lại là tích số
của mạch động năng lượng sóng trên một đơn vị chiều dài bờ biển (ECn cos α), nhân
với sinα/C, là hệ số hằng số lấy theo luật Snell, nếu các đường đồng mức đáy song
song với đường bờ. Vì thế, nếu ma sát đáy là không đáng kể, mạch động năng lượng là
hằng số và do đó mà Sxy = hằng số không đổi. Do đó, khi chuỗi sóng từ vùng nước sâu
di chuyển tới gần bờ thì thành phần, Sxy gần như không thay đổi và bị tiêu biến khi
sóng vỡ trên bờ biển. Sự tiêu tán của Sxy ở vùng gần bờ là nguyên nhân trực tiếp hình
thành nên dòng dọc bờ. Cần lưu ý rằng, khi α = 0, Sxy = 0, theo phương trình (3.8), sẽ
không có lực tác dụng tạo thành dòng chảy dọc bờ.
“Lực đẩy” thực sự tạo thành dòng chảy dọc bờ là gradient có hướng về phía bờ
∂Sxy/∂x, đó là, sự tiêu tán cục bộ của thành phần Sxy khi sóng phát triển cắt ngang qua bãi
biển. Áp dụng lý thuyết sóng tuyến tính khi đánh giá mật độ năng lượng sóng (E =
ρ gH2/8), đạo hàm phương trình (3.8) theo biến x, thu được
∂S xy 5
ςρ ghS sin α cosα
= (3.9a)
∂x 4
trong đó h là độ sâu nước cục bộ, và S= d h/dx l à đ ộ dố c bãi bi ển ( khi đ ạo hàm,
gi ả thiế t cosα ≈ hằng số) và ς xét tới sự biến đổi chiều cao nước dâng do sóng của độ
sâu nước so với độ sâu nước ở trạng thái tĩnh. Tương quan này còn có thể được biển
diễn dưới dạng vận tốc quỹ đạo lớn nhất theo phương ngang của sóng, um trong đó um
= gh (theo lý thuyết sóng tuyến tính trong vùng nước nông),do v ậy
∂S xy 5
ςρ um S sin α cosα
= (3.9b)
2
∂x 4
Ở cả hai phương trình quan hệ trên ς = 1/[1 +(3γ2/8)], thì γ là tỷ số giữa chiều cao
sóng với độ sâu nước cục bộ. Trong phân tích này, cả γ cũng như ς được giả thiết là
hằng số khi sóng vỡ và chuyển động cắt ngang bãi biển. Độ sâu nước h và vận tốc quỹ
đạo sóng um đều giảm khi sóng cắt ngang qua bãi biển và tiến tới gần bờ. Do sự phản
xạ sóng trên phần nước tràn lên bãi biển nên sinα và h cũng giảm dần, và do vậy mà
“lực đẩy cục bộ” (local thrust) ∂Sxy/∂x trong phương trình (3.9a) sẽ giảm trên mặt cắt
ngang bãi biển, và đạt giá trị lớn nhất tại vùng sóng vỡ và bằng 0 tại bờ biển.
Mô hình dòng chảy dọc bờ đơn giản nhất ở trên coi lực đẩy là cân bằng với lực cản
do ma sát kéo của dòng dọc bờ. Lực cản do ma sát kéo được Longuet-Higgins (1970a)
biểu diễn bằng phương trình sau:
68
- 2
C ρu v
Ry = (3.10)
π f mL
Trong đó νL là vận tốc của dòng chảy dọc bờ và Cf là hệ số ma sát kéo không thứ
nguyên. Cân bằng hai lực có chiều ngược nhau trong phương trình (3.9b) và (3.10) cho
dòng ổn định, và giải phương trình cân bằng, thu được νL
5π ς S
um sin α b cos α b
vL = (3.11a)
8 Cf
5π ς S
ghb sin α b cos α b
vL =
hay (3.11b)
8 Cf
là độ lớn của vận tốc dòng chảy có hướng dọc bờ. Để thuận tiện hơn khi tính toán vận
tốc dòng chảy dọc bờ, phương trình (3.11b) được dùng với các tham số sóng được xác
định tại tại vùng sóng vỡ, trong đó hb là độ sâu nước tại vùng sóng vỡ, αb là góc sóng
vỡ; và um được lấy bằng ghb tương ứng độ sâu nước hb .
Đơn giản hóa phương trình (3.11a), từ lý thuyết của Longuet-Higgins, có thể thấy
rằng, vận tốc dòng chảy dọc bờ thì tỷ lệ với um sinαb cosαb, với độ dốc bãi biển S và hệ
số ma sát kéo Cf , đây là các hệ số chủ yếu có liên quan tới độ lớn của dòng chảy dọc
bờ. Komar và Inman (1970) đã độc lập phát triển và thu được một tương quan giống
nhau có dạng sau
vL = 2, 7 um sin α b cos α b (3.12)
trên cơ sở so sánh các biểu thức được sử dụng để ước tính suất chuyển bùn cát dọc bờ
nhưng cũng kiểm tra theo kinh nghiệm có sử dụng số liệu dòng chảy dọc bờ. Ở phương
trình (3.12), νLlà vận tốc dòng chảy đặc trưng được đo tại điểm ở giữa vùng sóng vỗ, tại
điểm chính giữa tính từ dải sóng vỡ tới đường bờ, trong khi đó u m và αb là các giá trị
được xác định tại điểm sóng vỡ. Dòng chảy dọc bờ hầu như thường được đo tại điểm ở
giữa vùng sóng vỡ, và độ lớn của dòng chảy này cũng được lấy xấp xỉ bằng giá trị lớn
nhất của dòng chảy dọc bờ kéo dài trên cả chiều rộng của vùng sóng vỡ. Cũng như các
kết quả được Komar trình bày sau này, khi theo lý thuyết sóng tuyến tính
um = ghb = gH b / γ , dạng phương trình thường hay được sử dụng là
vL = 1.17 gH br sin α b cos α b
(3.13a)
Nó được biểu diễn dưới dạng căn bậc hai của chiều cao sóng vỡ, Hbr hay chiều cao
của các sóng đồng dạng trong phòng thí nghiệm. So sánh với số liệu thực tế và số liệu
trong phòng thí nghiệm được trình bày tại hình 3-11. Đối với các sóng ngẫu nhiên,
tương quan giữa chiều cao sóng vỡ có nghĩa H bs có thể được lấp xấp xỉ như sau
vL = 1.0 gH bs sin α b cos α b
(3.13b)
69
- Hình 3-11 Số liệu thực đo
và số liệu trong phòng thí
nghiệm của dòng chảy dọc bờ
hình thành khi sóng vỡ với một
góc xiên so với đường bờ được
sử dụng để kiểm tra trong
phương trình (3.13a).
Trong rất nhiều phương trình đã được xây dựng để tính toán dự báo vận tốc dòng
chảy dọc bờ do sóng tác dụng với một góc nghiêng so với bờ biển, thì chỉ có phương
trình (3.12) và (3.13) và cho kết quả tốt nhất so với số liệu thực đo tại điểm giữa của
vùng sóng vỗ. Giá trị này cũng rất phù hợp kể cả với vận tốc dọc bờ lớn nhất khi sóng
tạo với đường bờ một góc 45° (Komar,1975)
Trong cuốn Hướng Dẫn Bảo Vệ Bờ Biển của quân đội Mỹ (Shore Protection
Manual) - CERC,1984, một công thức có dạng tương tự cũng đã được gợi ý dùng
vL = 20.7 S gH b sin ( 2α b ) (3.14)
Công thức này khác với công thức 3.13 ở chỗ nó có xét tới độ dốc bãi biển S. Tương
quan này được xây dựng dựa trên cách giải của Longuet-Higgins, [công thức (3.11)]
nhưng sử dụng thêm một giả thiết là lấy hệ số ma sát kéo Cf = 0.01. Công thức 3.14 của
CERC mới chỉ được kiểm chứng bằng các số liệu thực đo của Putnam, Munk, và
Traylor (1949) và số liệu đo trong phòng thí nghiệm của Galvin and Eagleson (1965).
Từ hình 3-12, có thể thấy rằng, hai chuỗi số liệu này thực tế chỉ phù hợp rất ít với
phương trình (3.14), cụ thể là các kết quả đo đạc của Galvin and Eagleson thấp hơn vận
tốc tính toán. Tiếp đó, Komar (1979) đã tiếp tục chứng minh sự không phù hợp của công
thức (3.14) khi bổ sung thêm các chuỗi số liệu vận tốc thực đo vào hình 3-12, bao gồm
các kết quả trong phòng thí nghiệm của Putnam và cộng sự (1949); của Brebner và
Kamphuis (1963); và các số liệu thực đo của Komar và Inman (1970). S ự sai khác giữa
70
- số liệu th ực đo và kết quả tính toán bằng công thức (3.14) có thể trực tiếp quy cho việc
bao hàm độ dốc bãi biển vào trong công thức này.
Hình 3-12 Số liệu thực đo
và số liệu đo đạc dòng chảy
dọc bờ trong phòng thí
nghiệm được dùng để kiểm
chứng công thức (4.14)
trong Cuốn Sổ Tay Hướng
dẫn Bảo vệ bờ biển (CERC,
1984. Sự phù hợp rất kém
của công thức có liên quan
trực tiếp tới độ dốc của bãi
biển.
Điều này đã được minh chứng bằng các chuỗi số liệu đo đạc trong phòng thí nghiệm
của Putnam và cộng sự, khi một loạt các giá trị độ dốc bãi biển được sử dụng ; độ dốc
bãi biển càng lớn, thì sai số của công thức (3.14) cũng càng lớn. Điều này cũng xét tới
sự phân kỳ khá lớn của số liệu thực đo của Komar và Inman (như hình 3-12), với các đo
đạc được tiến hành trên một bãi biển tương đối dốc, có cấu tạo cát thô. Điều này có thể
dẫn tới kết luận là sự tin cậy của vận tốc dọc bờ không có liên quan trực tiếp tới độ dốc
bãi biển như đã được xét tới trong công thức (3.14), và việc sử dụng công thức này trong
tính toán có thể dẫn tới những sai số vượt quá mức cho phép.
PHÂN BỐ VẬN TỐC DÒNG CHẢY DỌC BỜ
Phần trên đã trình bày các tính toán vận tốc trung bình của dòng chảy dọc bờ tại vùng
sóng vỡ. Tuy nhiên trong thực tế, hầu hết các ứng dụng và nghiên cứu trong vùng sóng
vỡ đều cần biết được sự phân bố lưu tốc, dạng phân bố lưu tốc, cũng như sự biến thiên
của dạng phân bố lưu tốc trên toàn bộ chiều rộng của dải sóng vỡ. Bowen (1969b),
Longuet-Higgins (1970b), và Thornton (1970) đã phân tích dạng phân bố lưu tốc này
trên cơ sở xét tới giá trị cục bộ ∂Sxy/∂x của lực đẩy và lực ma sát kéo, sự biến thiên của
các lực này theo phương x của hệ tọa độ trên mặt cắt ngang. Các nghiên cứu của họ còn
bao gồm cả quá trình hòa trộn theo phương ngang, có tác dụng là trơn hình dạng của
mặt cắt ngang.
Các trường phân bố lưu tốc của dòng chảy dọc bờ thường biến thiên rất khác nhau
tùy thuộc vào cách xác định hệ số rối động (eddy coefficient) theo phương ngang.
Bowen (1969b) đã giả thiết rằng, hệ số rối động này là hằng số, trong khi Longuet-
Higgins (1970b) sử dụng một dạng hàm ρ.x.um . Trong đó độ dài x được biểu diễn bằng
khoảng cách tính từ điểm ngoài khơi cho tới đường bờ, điều này sẽ dẫn tới giới hạn độ
71
- lớn của rối động, và vận tốc dòng chảy được biểu diễn bằng đại lượng um. Dạng hàm
này sau này được sử dụng trong rất nhiều các nghiên cứu kế tiếp như của Madsen,
Ostendorf và Reyman (1978) và Kraus hay Sasaki (1979).
Theo Longuet-Higgins (1970b) thì hình dạng của trường phân bố lưu tốc dòng chảy
dọc bờ trên chiều rộng của dải sóng vỡ sẽ có dạng như sau:
⎧ B1 X P1 + A X khi 0 < X < 1
V =⎨ (3.15a)
khi 1 < X < ∞
P2
⎩ B2 X
trong đó: - X = x /X b, v ớ iXb là khoảng cách từ bờ biển tới đường sóng vỡ,
- V = ν/ν0, với v là đại lượng biểu thị độ lớn của dòng chảy dọc bờ tại điểm
ngoài khơi cách bờ 1 khoảng cách là x, và v0 là vận tốc dòng chảy dọc bờ tại điểm sóng
vỡ, được xác định bằng công thức sau :
5π S 1
( gH b ) 2 sin α b cos α b
γς 2
v0 = (3.15b)
16 Cf
nó phụ thuộc vào trạng thái sóng (chiều cao, chu kỳ, góc sóng) và có dạng giống như
công thức (3.12) đã được kiểm chứng ở phần trên. Sự biến thiên của các hệ số trong hệ
phương trình (3.15a) đối với một mặt cắt ngang hoàn chỉnh có dạng như sau:
1
3 ⎛9 1⎞ 2
p1 = − + ⎜ + (3.15c)
⎟
4 ⎝ 16 ς P ⎠
1
3 ⎛9 1⎞ 2
p2 = − − ⎜ + (3.15d)
⎟
4 ⎝ 16 ς P ⎠
π NS
P= (3.15e)
γCf
⎛ 2⎞
1
A= ⎜P≠ (3.15f)
⎟
⎡1 − ( 5ς P / 2 ) ⎤ 5ς ⎠
⎝
⎣ ⎦
p1 − 1
B1 = (3.15g)
A
p1 − p2
p2 − 1
B2 = (3.15h)
A
p1 − p2
Lời giải theo phương pháp của Longuet-Higgins đưa ra một dạng phân bố lưu tốc của
dòng chảy dọc bờ khá quen thuộc, và nó được minh họa tại hình 3-13, mỗi giá trị của P
cho một dạng phân bố lưu tốc khác nhau. Theo phương trình (3.15e), P là tham số
không thứ nguyên đại diện cho tầm quan trọng của quá trình hòa trộn theo phương
ngang, có kể tới hệ số N, so với hệ số ma sát kéo Cf. Nếu như không có quá trình xoáy
trộn theo phương ngang, thì N = 0 và P = 0, lúc này dạng phân bố lưu tốc của dòng chảy
dọc bờ sẽ có hình răng cưa và gián đoạn tại đường sóng vỡ (như hình 3-13). Qua dạng
72
- phân bố trên có thể thấy rằng, dòng chảy dọc bờ do lực đẩy ∂Sxy/∂x tạo thành chỉ xuất
hiện trong phạm vi dải sóng vỡ, ở bên ngoài dải sóng vỡ về phía biển, sẽ không còn
thành phần lực đẩy này nữa. Nếu quá trình rối động dẫn tới hiện tượng hòa trộn và
khuyếch tán tăng lên thì hệ số P cũng tăng, dạng đường phân bố lưu tốc chuyển thành
đường cong trơn và gần với thực tế hơn, đồng thời điểm có vận tốc lớn nhất trên biểu đồ
phân bố lưu tốc dọc bờ sẽ dịch chuyển dần về phía bờ với độ lớn của lưu tốc lớn nhất
giảm dần. Quá trình rối động hỗn hợp cùng làm liên kết phần nước bên ngoài vùng sóng
vỡ với dòng chảy bên trong vùng sóng vỡ, tạo thành một dòng chảy dọc bờ bên ngoài
vùng sóng vỡ mà không có sự gián đoạn tại dải sóng vỡ.
Hình 3-13 Phân bố lưu
tốc dọc bờ xây dựng từ
công thức (4.15), biểu
diễn dưới dạng không thứ
nguyên, trong đó X = x/xb,
và V = ν/ν0,. Nếu P (công
thức 4.15e) có giá trị càng
lớn thì quá trình rối hỗn
hợp theo phương ngang
xảy ra càng mạnh
CÁC GIẢ THIẾT CỦA LONGUET-HIGGINS
Lời giải theo phương pháp của Longuet-Higgins (1970a,1970b) bao gồm một số giả
thiết sau: coi góc sóng đến gần bờ là nhỏ và ν/um < 1, do vậy mà độ lớn của dòng chảy
dọc bờ được hình thành do sóng là nhỏ so với vận tốc quỹ đạo sóng. Việc kiểm chứng
giả thiết thứ 2 có thể được thực hiện bằng cách lấy xấp xỉ theo công thức (3.12), trong
đó đã chỉ ra rằng nếu muốn có tỷ số v/um < 1 thì góc sóng vỡ αb < 24°. Góc sóng vỡ
thông thường là nhỏ hơn giá trị này, và khi phương trình (3.12) cho thấy nó phù hợp với
thực tế khi góc sóng vỡ tăng dần tới giá trị bằng 45°. Một giả thiết khác được Longuet-
Higgins sử dụng là tỷ số giữa chiều cao sóng và độ sâu nước γ là hằng số. Giả thiết này
tương đương với việc coi như khi xảy ra quá trình sóng vỡ cũng như khi khối nước do
sóng vỡ sinh ra chuyển động ngang qua vùng sóng vỡ, thì sự phân rã năng lượng sóng
có tương quan tuyến tính với độ sâu nước. Smith và Kraus (1987) đã kiểm tra giả thiết
trên và đã chứng minh được rằng, quá trình phân rã năng lượng sóng không tuân theo
quy luật tuyến tính mà có dạng hàm mũ H = γb hb (h/hb)f trong đó chỉ số mũ f là hệ số
kinh nghiệm có quan hệ với độ dốc bãi biển, và γb được xác định tại điểm sóng vỡ.
73
- Các phân tích trên đây cho thấy, đối với dạng phân bố lưu tốc của dòng chảy dọc
bờ, khi bãi biển thoải, có độ dốc nhỏ, thì giá trị của f sẽ lớn và phân bố lưu tốc sẽ
có đỉnh lớn hơn (Vmax sẽ lớn), và điểm xuất hiện Vmax sẽ gần với đường sóng vỡ.
Khi f tiến gần tới 1, thì kết quả sẽ giống như công thức của Longuet-Higgins
(1970b).
SO SÁNH PHÂN BỐ LƯU TỐC DỌC BỜ LÝ THUYẾT VÀ THỰC ĐO
Một số nghiên cứu đã so sánh giữa phân bố lưu tốc dọc bờ theo phương ngang trên lý
thuyết với phân bố lưu tốc dọc bờ đo đạc được tại các bể sóng trong phòng thí nghiệm,
cũng như tại các bãi thực nghiệm ở bờ biển tự nhiên. Trên cơ sở so sánh với các kết quả
đo đạc của Galvin and Eagleson (1965), Longuet-Higgins (1970b) đã đi đến kết luận
rằng P ≈ 0.1-0.4.
Hình 3-14 So sánh giữa dạng phân bố lưu tốc theo lý thuyết của Longuet-Higgins
(1970b) với các kết quả đo đạc trong phòng thí nghiệm của Mizuguchi, Oshima, và
Horikawa (1978). Đường liền nét, đường đứt nét là dạng đường phân bố theo lý
thuyết, các chấm là kết quả thực đo
Kraus and Sasaki (1979) so sánh dạng phân bố lưu tốc theo lý thuyết với phân bố lưu
tốc xây dựng từ các số liệu đo đạc trong phòng thí nghiệm của Mizuguchi, Oshima, and
Horikawa (1978). Kết quả được trình bày trên hình (3-14), trong đó các đường đứt nét thể
hiện dạng phân bố lưu tốc theo lý thuyết tính toán từ công thức (3.15) của Longuet-
Higgins (1970b), đường liền nét là các kết quả tính toán trên cơ sở các sửa đổi của Kraus
và Sasaki. Trong phạm vi dải sóng vỡ, kết quả giữa lý thuyết và thực đo tương đối phù
hợp, nhưng ngoài vùng sóng vỡ thì tương quan giữa lý thuyết và thực đo lại phân tán; theo
như Krau và Sasaki, sự không phù hợp giữa đo đạc với lý thuyết của phân bố lưu tốc dọc
74
- bờ ở ngoài dải sóng vỡ có khả năng là do kết quả đo đạc chưa chính xác, nhất là khi dòng
chảy dọc bờ ở ngoài dải sóng vỡ có vận tốc nhỏ nhưng nó lại chịu tác động mạnh của
chuyển động sóng.
Kraus và Sasaki (1979) cũng đã so sánh phân bố lưu tốc dọc bờ giữa lý thuyết với số
liệu đo đạc thực tế trong vùng sóng vỡ. Các số liệu trong nghiên cứu được đo đạc tại bãi
biển Urahama, Nhật bản. Có thể thấy tương quan giữa đo đạc và tính toán ở phía ngoài dải
sóng vỡ và vùng ngoài khơi khá tốt (xem hình 3-15), nhưng bên trong vùng sóng vỡ thì
tương quan lại rất kém. Đó là do theo lý thuyết thì bãi biển được giả thiết là phẳng và
chiều cao sóng giảm tuyến tính theo độ sâu. Nhưng trong thực tế thì mặt cắt ngang bãi
biển Uraham- Nhật Bản lại có dạng bậc thang tạo thành một vùng sóng vỡ thứ hai cách
đường bờ biển một đoạn xấp xỉ 20m và tạo thành vùng hình thành dòng chảy dọc bờ thứ
hai như trên hình 3-15.
Hình 3-15 So sánh giữa
dạng phân bố lưu tốc của
dòng chảy dọc bờ thực đo tại
biển Urahama, Nhật bản, với
dạng phân bố lý thuyết theo
công thức (3.15) của
Longuet-Higgins (1970b).
Sự sai lệch giữa lý thuyết và
thực đo bên trong vùng sóng
vỡ là do bãi biển đo đạc có
hình dạng mặt cắt ngang
PHÂN BỐ LƯU TỐC DỌC BỜ CỦA MỘT PHỔ SÓNG
Các nghiên cứu về phân bố lưu tốc của dòng chảy dọc bờ trong vùng sóng vỡ trình
bày ở trên đều dựa trên giả thiết các sóng khi tác động đến bờ biển có chiều cao sóng
như nhau, và vỡ tại một điểm cố định trên mặt cắt ngang của bãi biển. Tuy nhiên trong
thực tế, một phổ sóng bao gồm nhiều sóng có chiều cao sóng khác nhau và do vậy các
sóng này có thể bị vỡ tại nhiều điểm có độ sâu khác nhau trên mặt cắt ngang. Lúc này,
nó tạo thành một dải (một vùng) sóng vỡ chứ không còn là đường sóng vỡ như giả thiết
nêu trên. Trong dải sóng vỡ, số sóng vỡ tăng dần về phía bờ cho tới điểm mà hầu hết các
sóng đều vỡ khi chuyển động sát bờ. Phổ sóng do vậy, sẽ có ảnh hưởng tới phân bố của
dòng chảy dọc bờ.
Battjes (1972) đã khảo sát ảnh hưởng này bằng việc sử dụng mô tả tương tác giữa các
sóng không đều. Mặc dù giả thiết rằng trao đổi động lượng với miền lân cận do hiện
75
nguon tai.lieu . vn
