Xem mẫu
- CHƯƠNG 2
PHÂN HỆ PHI SINH VẬT: MÔI TRƯỜNG VẬT LÝ,
CÁC NGUỒN TÀI NGUYÊN PHI SINH VẬT
2.1 Mở đầu
Chương này đề cập đến hệ tự nhiên ven bờ, nhấn mạnh vào việc mô tả các quá
trình vật lý có ảnh hưởng đến hình thái vùng ven bờ. Ngoài ra, các vấn đề về động học
hình thái cũng được đặc biệt quan tâm. Tuy nhiên, các biểu diễn toán học của các quá
trình thuỷ động lực học, vận chuyển bùn cát và địa động lực sẽ không được đề cập tới.
Phần giới thiệu các hệ không tái tạo nhằm 3 mục tiêu:
- Giới thiệu thống nhất các thuật ngữ về các quá trình ven biển cho các nhà vật lý hải
dương, địa mạo và các kỹ sư chuyên ngành liên quan đến vùng ven bờ .
- Tóm tắt các quá trình ven biển.
- Khả năng mô phỏng các quá trình hình thái động động lực học và giới thiệu các
công trình kỹ thuật làm giảm hoặc chống lại xói lở bờ biển.
Phần 2.2 giới thiệu các loại bờ biển trên cơ sở phân loại hiện nay. Các thuật ngữ
và định nghĩa về các hiện tượng vùng ven bờ được giới thiệu trong cuốn Hướng dẫn
Bảo vệ Bờ biển (CERC,1984)
Phần 2.3 tóm tắt các quá trình vật lý quan trọng nhất chi phối của các tác động
hình thái động lực của bờ cát. Phần lớn nội dung của phần này được lấy từ cuốn
Hướng dẫn nuôi bãi nhân tạo do DELFT HYDRAULICS và Trung tâm nghiên cứu
công trình dân dụng đưa ra.
Phần 2.4 đề cập đến hình thái học vùng ven bờ, tập trung vào các bờ biển thẳng
không bị chia cắt bởi các sông, lạch.
Chương 4 giới thiệu sơ bộ về các biện pháp có thể áp dụng nhằm bảo vệ và khôi
phục các đoạn bờ biển. Một số công cụ mô hình hóa trình bày trong phần này có thể
dùng để nghiên cứu ảnh hưởng của các tác động tự nhiên, nhân sinh đối với hình thái
vùng ven biển.
2.2 Phân loại và định nghĩa về vùng ven bờ.
Hình dáng đường bờ biển hiện nay chủ yếu được quyết định bởi sự dâng mực
nước biển do băng tan. Mực nước biển sau khi băng tan không được quan trắc một
cách đồng bộ dọc theo tất cả các bờ biển trên thế giới.
Nhìn chung, mực nước biển hiện nay cao hơn mực nước biển cách đây 20.000
năm khoảng 130 m. Tốc độ tăng mực nước biển khá lớn khoảng 8 mm/năm cho đến
khoảng 7.000 năm trước đây và sau đó giảm khoảng 1,4 mm/năm đến thời điểm cách
đây 4.000 năm và mực nước hầu như giữ nguyên cho đến nay.
Có nhiều cách phân loại vùng bờ, song có thể chia thành hai nhóm chính như
sau:
15
- - Bờ bùn
- Bờ cát (thạch anh, cát san hô);
- Bờ sỏi/ cuội
- Bờ đ á
Theo các đặc điểm chính về hình thái học, có thể phân loại như sau:
- Bờ biển có đảo chắn
- Bờ biển có cửa sông
- Bờ biển dạng châu thổ
- Bờ biển có bãi/cồn cát
- Bờ biển có vách đá
- Bờ biển rạn san hô
- Bờ biển có rừng ngập mặn, v. v.
Tuy nhiên, các kiểu phân loại này thiếu một sự xắp xếp hệ thống như kiểu phân loại
theo nguồn gốc tự nhiên.
2.2.1 Phân loại theo nguồn gốc tự nhiên
Trong cách phân loại theo nguồn gốc tự nhiên, 3 yếu tố quan trọng nhất được đề
cập là hình dáng vùng đất, sự dịch chuyển tương đối theo phương thẳng đứng giữa đất
và biển, và sự thay đổi của đường bờ do các quá trình địa mạo biển.
Công trình phân loại theo nguồn gốc tự nhiên được biết đến nhiều nhất là của
Johnson năm 1925. Theo kiểu phân loại này, bờ biển có thể chia ra bốn loại
- Bờ biển nổi
- Bờ biển chìm
- Bờ biển trơ
- Bờ biển hỗn hợp.
Bờ biển nổi có sự giảm tương đối của mực nước biển, trong khi bờ biển chìm
thì ngược lại. Bờ biển trơ được xác định với các đặc điểm không phụ thuộc vào sự nổi
hay chìm của nó. Kiểu bờ biển này bao gồm bờ của châu thổ, đồng bằng bồi tích, núi
lửa và rạn san hô. Bờ biển hỗn hợp có các đặc điểm tổ hợp của các bờ chìm và nổi.
Nhược điểm của kiểu phân loại này là phần lớn các bờ biển đều thuộc loại bờ
chìm. Valentin (1952) đã đề xuất một cách phân loại khác dựa trên sự phân biệt giữa
các bờ biển tiến và thoái. Bờ biển tiến có thể do sự nổi lên của nó hoặc là do sự bồi
lắng của bùn cát. Các bờ biển thoái có thể do bị ngập hoặc bị xói lở.
Shepard (1952, 1963) đã đề xuất một cách phân loại trên cơ sở kết hợp các yếu tố cơ
bản nhất:
- Các bờ biển sơ cấp được hình thành do các quá trình không do biển
- Các bờ biển thứ cấp được hình thành do các quá trình của biển
Các ví dụ về bờ biển sơ cấp như bờ biển có dạng tảng băng (như vịnh Fjords ở
Na uy), các bờ biển dạng đụn cát do gió tạo nên, và các bờ biển do núi lửa hình thành
16
- (đá). Các ví dụ về bờ biển thứ cấp như các bờ đá bị sóng cắt, bờ biển có đảo chắn và
bờ biển có rừng ngập mặn.
Thuật ngữ bờ biển sơ cấp dễ bị nhầm lẫn: tất cả những bờ biển đều là thứ cấp
bởi vì biển tác động lên bờ sơ cấp ngay sau khi các điều kiện hình thành bờ đã ổn định.
Tuy nhiên, nếu năng lượng sóng nhỏ và bờ có khả năng chịu đựng cao đối với tác
động của biển (chẳng hạn như bờ đá gốc) thì xói lở sẽ diễn ra chậm. Phần lớn các đoạn
bờ biển là dạng hỗn hợp của bờ biển thứ cấp và sơ cấp. Trong các phần tiếp theo, phân
loại theo nguồn gốc tự nhiên của Shepard (1963) và Snead(1982) được sử dụng.
2.2.2 Bờ biển sơ cấp và thứ cấp
2.2.2.1 Bờ biển sơ cấp
Nhiều bờ biển về cơ bản vẫn còn giữ được hiện trạng như lúc nó hình thành.
Hình dạng của bờ biển loại này không bị thay đổi do tác động của biển, mà phụ thuộc
vào những gì đã xảy ra trước đây. Bờ biển sơ cấp có thể chia nhỏ thành 9 nhóm:
a) Các bờ biển mà phần ngập nước bị xói mòn
Các hẻm núi ngầm dưới biển là một dạng xói mòn chính kiểu này. Ví dụ về kiểu bờ
biển này là hẻm núi Bahama.
b)Các bờ biển mà phần đất nổi bị xói mòn
Bờ biển loại này là kết quả của sự chìm xuống của thung lũng sông, hoặc do
mực nước biển dâng lên, hoặc do đất bị lún xuống. Các thung lũng sông, được hình
thành do sự xói mòn lớp mặt,bi hạ dần xuống. Bờ biển thung lũng sông bị nhấn chìm
gọi là bờ biển Ria. Ví dụ điển hình của kiểu bờ này là Vịnh Chesapeake. Bờ biển
thung lũng băng tan bị nhấn chìm gọi là bờ biển Fjord.
c)Bờ biển bồi tích vùng đất thấp do băng tan
Kiểu bờ biển sơ cấp này có hai kiểu phụ (i) Bờ biển nổi nơi vùng đất sau khi
băng tan được tiếp tục nâng lên do hoạt động kiến tạo và (ii) Bờ biển chìm do ảnh
hưởng của các tảng bang tan. Cả hai kiểu này khá phổ biến ở Thụy Điển.
d) Bờ biển vùng đất thấp có băng bao phủ
Là những vùng ở Nam Cực và Bắc Cực bị ảnh hưởng bởi những khối băng
lớn, núi băng và những vùng đất bị đóng băng vĩnh cửu.
e) Bờ biển bồi tích
Kiểu bờ biển này có hai loại:
- Bờ biển châu thổ được hình thành do bồi tích sông. Nguồn trầm tích do sông tải ra
vượt quá lượng xói lở do sóng và dòng chảy. Các dạng điển hình được hình thành do
tác động tương đối của dòng chảy sông và dòng ven bờ bao gồm:
Dạng chân chim với nhiều nhánh như sông Misssissippi, bờ biển châu thổ
Bắc Bộ và Mê Kông (Việt Nam)
17
- Dạng hình cung như sông Nile (Ai Cập)
Dạng nhọn với một dòng chính như sông Tiber
Dạng phân thùy với hai lá rõ ràng như sông Rhone và sông Ebro.
- Bờ biển đồng bằng bồi tích: Loại bờ biển dốc thoai thoải và thẳng với nguồn cung
cấp trầm tích từ các dòng suối cận kề. Hầu hết các bờ biển loại này nằm dọc các sa
mạc
f) Bờ biển được bồi tích do gió
Kiểu bờ biển này bao gồm các bãi và cồn cát trong đó quá trình bồi tích do gió
luôn lớn hơn xói lở do sóng.Các loại cồn cát chính là:
- Cồn cát nghiêng ra biển: là những cồn cát nhỏ liền kề và song song với bãi biển.
- Cồn cát hình Parabol là những luống cát cong có mặt lõm hướng về phía bờ.
- Cồn cát nhọn là những dải cát cong mà mặt hướng ra biển có độ nghiêng lớn. Loại
này phổ biến khi gió chỉ thổi theo một hướng.
- Cồn cát ngang hướng gió là những cồn cát dài mà mặt khuất có độ nghiêng lớn,
nằm song song hoặc hơi chếch so với bờ (vuông góc với hướng gió chính).
- Cồn cát dọc hướng gió là những cồn cát dài song song với hướng gió và vuông góc
(hơi chếch) với bờ biển.
- Cồn cát hoá thạch với cát đá vôi chỉ có ở vùng nhiệt đới.
Bãi cát phẳng có thể được hình thành phía trước các cồn cát, nơi có năng lượng
sóng thấp (do bị che chắn) và gió mạnh.
g) Bờ biển được hình thành do đất trượt
Bờ biển kiểu này được hình thành do điều kiện ngoại lực như sóng gió, dòng
chảy hoặc do các hoạt động kiến tạo làm sạt trượt các khối đất gần kề với biển.
h) Bờ biển hình thành do núi lửa
Bờ biển loại này được đặc trưng bởi dòng dung nham kết thúc bất ngờ khi gặp
biển hoặc dòng dung nham đổ vào biển trước khi nguội và đông cứng lại. Đặc điểm
điển hình loại này là có độ dốc lớn và dạng hình nón chẳng hạn như bờ biển Hawai
i)Bờ biển bị đứt đoạn
Bờ biển này được hình thành bởi các dốc đứt đoạn, tách vùng đất được nâng
lên ra khỏi một vùng biển bị sụt xuống điển hình như bờ biển Canifonia (Mỹ). Ngoài
ra còn có thể do quá trình nâng kiến tạo không đều như bờ biển Makran (Iran).
2.2.2.2 Bờ biển thứ cấp
Bờ biển loại này là kết quả tương tác giữa các điều kiện ngoại lực với bờ biển
sơ cấp và tác động của con người. Có thể phân ra 5 dạng bờ biển thứ cấp sau:
18
- a) Bờ biển bị xói mòn
Dạng bờ này cấu tạo từ đá mềm hoặc cát liên kết chẳng hạn như đá cát hoặc đá
vôi bị sóng ăn mòn. Quá trình ăn mòn diễn ra trên diện rộng. Kiểu bờ này còn được
biết đến như kiểu bờ có vách đá nhô ra biển.
Nếu các vách đá nhô ra biển được cấu tạo từ vật chất giống nhau thì sóng có
thể gây ra xói mòn theo những đường thẳng, nhưng nếu độ rắn của chúng khác nhau,
thì sóng và dòng chảy sẽ tạo thành đoạn bờ lồi lõm và các phần cứng hơn sẽ nhô ra
biển thành các mỏm nhọn(như ở bờ biển Costa Brava ở Tây Ban Nha). Một số bờ biển
có cấu trúc phay kiến tạo bị sóng mạnh cắt dần thành những đường gần như thẳng tắp
(như ở bờ biển Molakai, Hawaii).
Thông thường, các bờ biển được hình thành không theo quy luật với một số
đặc điểm như vách đá, mũi, đôi khi có các hõm ở giữa, các thềm phẳng, động, cung,
hoặc núi (các khối đá cao tách khỏi lục địa )
b) Bờ biển bồi tích
Là bờ biển mở rộng ra phia biển do các quá trình bồi tích dưới tác động của
sóng và dòng chảy. Các đặc trưng của dạng bờ biển này như sau:
Bãi biển là nơi lưu giữ các trầm tích, phần lớn là cát được lọc kỹ (thạch anh, mảnh vụn
san hô, cát từ núi lửa) hoặc sỏi, đá cuội do sóng và dòng chảy đưa đến. Giữa các bãi
biển là các khe, chỏm núi (dạng lưỡi liềm có khoảng trống bằng phẳng hình lòng chảo
hướng ra biển ở phần bờ cao hơn), các lạch nhỏ (các kênh thoát nước nhỏ) và các đụn
cát được tạo thành do sóng và dòng chảy. Một số dạng bãi biển phổ biến là:
- Bãi biển có đầu và hông liền kề với vịnh: bùn cát bị xói từ các mũi đất lắng đọng ở
đầu phía trong và hai bên của các vịnh cạnh đó.
- Bãi biển khép kín kiểu túi: được hình thành dọc các bờ đá gần cửa sông (bãi tích tụ
do sông) hoặc gần các khu vực có đá mềm bị xói mòn và bùn cát được đưa vào các
vũng, vịnh nhỏ (bãi biển bồi tích)
- Bãi thẳng: được hình thành ở các khu vực có nhiều bùn cát và không có vật cản trở
quá trình vận chuyển bùn cát dọc bờ.
- Cồn cát: hình thành do sóng vỗ bờ và các dòng suối nhỏ song song với bờ. Mỗi
cồn cát đánh dấu vị trí đường bờ trước đó và cấu tạo từ vật chất tương đối thô (cát,
sỏi, vỏ ngao,sò,…) được các cơn bão tấp vào.
- Bãi phẳng: bãi rộng, phẳng được hình thành do bồi tích liên tục trong điều kiện
năng lượng thấp.
Căn cứ vào điều kiện hình thành, người ta chia ra các kiểu bờ biển bồi như sau:
- Cồn cát trong vùng sóng vỡ: hình thành do bồi tích dọc bờ trong phần ngập nước
khu vực sóng vỡ (cồn cát do sóng vỡ) nằm song song, chéo, ngang hoặc uốn cong
so với bờ, đôi khi lộ ra lúc thuỷ triều xuống.
- Cồn cát ngoài vùng sóng vỡ: một phần bị ngập khi thuỷ triều lên, có nguồn gốc từ
19
- các bãi ngầm, từ từ nổi lên do các quá trình bồi tích biển. Các cồn cát loại này được
được gọi là các đảo chắn khi các đụn cát được tạo thành, nơi sóng và dòng chảy
vận chuyển bùn cát qua thường xuyên, liên tục. Cồn chắn ở đầu vịnh có thể được
hình thành ở những nơi có bùn cát tải từ sông ra và được phân bố lại bởi dòng
chảy.
- Mũi đất nhô ra biển: cồn cát mà một đầu nối với đất liền và đầu kia bị ngập bởi
nước biển. Các mũi đất cong nhô ra biển được hình thành do tác động của dòng
chảy chuyển hướng.
- Bãi trước hình nhọn: được hình thành do sự tiến nhanh ra biển của bờ chính ở
những vùng mà sóng và dòng chảy đưa bùn cát từ hai hướng chính hoặc ở những
vùng ven bờ bị che chắn bởi các cồn hoặc đảo ngoài khơi.
- Bãi nối: cồn cát nối một hòn đảo với đất liền hoặc với một hòn đảo khác. Điển hình
như bờ biển ở Ý và Carlifornia.
- Đảo thấp: là một cồn cát hay đảo nhỏ ngoài khơi, thường nằm trên nền rạn san hô
(như ở Flirida, Australia).Trầm tích là các mảnh san hô vỡ và các loài giáp xác.
Thực vật dễ phát triển khi lớp trầm tích nổi lên trên mặt nước.
- Lạch triều: là kênh nước hẹp ngắn nối liền vịnh hoặc đầm phá với biển và được
duy trì bởi dòng triều.
- Bãi cồn bùn: là những vùng có kiểu bồi tích điển hình nằm gần cửa sông lớn như
sông Amazon, sông Mississipi. Các sông này mang theo một khối lượng lớn trầm
tích mịn ra biển. Các bãi, cồn bùn bị thay đổi nhanh khi có bão. Sóng gây ra vận
chuyển bùn liên tục dọc bờ theo hướng sóng chính tạo nên các đoạn bờ bùn (Bờ
biển Guyana). Thực vật ngập mặn có thể phát triển ở gần đường biên triều cao.
Cồn Vành, Cồn Na, Cồn Ngạn cửa Ba Lạt là ví dụ điển hình.
c) Bờ biển có rạn san hô
Bờ biển kiểu này được hình thành có nguồn gốc từ san hô (chứa cácbonat
canxi) sinh sống ở đáy biển và phát triển về phía bờ đến gianh giới triều . Khi một cây
san hô chết, cây mới phát triển lên trên nó hình thành rạn có cấu trúc là các khung
cacbonat canxi cứng. Xói mòn do sóng làm các mảnh san hô có thể dạt vào bờ tạo
thành bãi. Các rạn san hô chủ yếu được tìm thấy ở những vùng nước ấm. Có các loại
rạn san hô sau:
- Rạn san hô dạng tua: được hình thành ở các chỗ nước nông gần bờ.
- Rạn dạng dải: cấu trúc hình cung ở độ sâu nước từ 20 m đến 50 m
- Rạn chắn: bao quanh 1 đầm phá dạng dài có lạch phân bố ở các vị trí khác nhau
- Rạn vòng: rạn san hô có hình vòng cung bao quanh đầm phá.
d) Bờ biển có rừng ngập mặn
Các đầm với cây ngập mặn là những vùng rừng, bụi rậm ngập triều ở hầu hết các đoạn
bờ bồi tích vùng nhiệt đới ẩm. Phần lớn rừng ngập mặn có các loại cây và bụi rậm chịu
20
- nước mặn. Rừng ngập mặn hình thành ở vùng nước cạn được bồi tích bởi bùn có
nguồn gốc từ sông Ở đó các yếu tố như khí hậu nhiệt đới ẩm, nước cạn, biên độ triều
trung bình, có nhiều bùn cát mịn và năng lượng sóng nhỏ rất thuận lợi cho cây ngập
mặn phát triển.
e) Bờ biển dạng đầm lầy cỏ: các đầm lầy nước mặn được hình thành trong điều kiện
bồi tích từ từ ở các lạch ven biển, cửa sông đầu vịnh nơi có biên độ triều thấp và sóng
nhỏ tạo điều kiện thuận lợi cho bùn cát mịn lắng đọng. Cỏ và các thực vật nổi dễ phát
triển ở những vùng bùn.
2.3. Các quá trình ven bờ
Các quá trình thuỷ động lực và hình thái ở vùng ven bờ bị chi phối bởi hai hiện
tượng chính đó là gió và thuỷ triều. Gió trực tiếp vận chuyển cát ở các bãi cát khô và
tạo sóng, dòng chảy và dao động mực nước, còn thuỷ triều thì tạo ra sự lên xuống tuần
hoàn của mực nước và các dòng triều. Trong hầu hết các trường hợp, vận chuyển bùn
cát và sự thay đổi địa hình và hình dáng đường bờ được sinh ra trực tiếp do ảnh hưởng
của sóng và dòng chảy, mặc dù trong một số trường hợp nhất định, không thể không
nói đến ảnh hưởng của gió.
Vận chuyển bùn cát mạnh nhất xảy ra ở vùng gần bờ, nơi sóng bị vỡ khi truyền
vào vùng nước nông. Khi sóng vỡ, năng lượng sóng bị phân tán và tạo nên chuyển
động rối. Sóng làm tăng mực nước trung bình tại vùng sóng vỡ, gọi là sóng vỗ bờ. Một
phần sóng dồn lên và rút xuống theo độ dốc bờ. Khi sóng dồn lên, nước ngấm vào bãi
cát và chảy xuống khi sóng rút mang theo bùn cát.
Phần đỉnh của sóng vỡ tạo ra sự vận chuyển nước vào bờ. Theo số liệu đo đạc,
chuyển động của nước vào bờ cân bằng bởi vận chuyển ra biển của lớp nước thấp hơn
thường gọi là dòng ngược. Về bản chất, dòng chảy từ bờ ra biển có thể xem là dòng
dòng do sóng dồn nước vào bờ gây nên. Khi sóng truyền vào bờ với một góc xiên nào
đó, hiện tượng sóng vỡ sẽ tạo ra dòng chảy dọc bờ (được gọi lầ dòng ven bờ).
Vận tốc quỹ đạo của sóng, dòng chảy và đặc biệt là chuyển động rối của nước
trong vùng sóng vỡ làm cho bùn cát bị bứt lên khỏi đáy và lơ lửng trong dòng nước.
Dòng chảy sẽ mang bùn cát theo hướng vuông góc với bờ biển. Dòng ngược từ bờ ra
biển sẽ mang các hạt bùn cát lơ lửng ra xa hơn. Một quá trình vận chuyển vào bờ khác
xảy ra ở lớp sát đáy do tính không đối xứng của chuyển động quỹ đạo sóng. Phía ngoài
vùng sóng vỡ, tính không đối xứng của sóng cũng tạo nên sự vận chuyển bùn cát vào
bờ và trọng lực có thể là yếu tố cản trở quá trình đó. Hình 2.1 phác hoạ các hiện tượng
khác nhau diễn ra ở vùng ven bờ.
Vận chuyển dọc bờ ở những vùng gần bờ chủ yếu được thực hiện bởi dòng
chảy sóng và gió sinh ra. Với độ cao khác nhau, sóng bị vỡ ở những độ sâu khác nhau,
sinh ra dòng ven khá liên tục và tạo ra phân bố bùn cát khác nhau trên hướng vuông
góc với bờ trong quá trình vận chuyển dọc bờ. Dòng triều kết hợp với chiều chuyển
21
- động quỹ đạo do sóng làm cho các hạt bùn cát bứt lên khỏi đáy và sau đó vận chuyển
dọc theo bờ.
Hình 2.1. Các dạng chuyển động chính của trầm tích trong mặt vuông góc với bờ
(Kraus và Horikwa, 1992)
Cân bằng giữa lượng bùn cát đến và lượng bùn cát ra khỏi mặt cắt nào đó phụ
thuộc vào độ sâu và hình dáng bờ biển. Sự mất cân bằng có thể là nguyên nhân dẫn
đến các quá trình thay đổi tự nhiên, chẳng hạn như sự hình thành các cồn cát ngầm hay
các mũi đất nhô ra biển, hoặc do tác động của con người. Ví dụ khi xây các công trình
như kè mỏ hàn, đê chắn sóng thường gây bồi phía trước trên đường vạn chuyển của
bùn cát và gây xói lở ở các đoạn bờ phía sau. Liên quan đến các quá trình động lực,
hình thái học này, cần phân biệt các tác động ngắn hạn và lâu dài. Chẳng hạn,do sự
thay đổi theo mùa của các điều kiện thuỷ lực, có thể xảy ra dao động của bờ biển trong
thời hạn ngắn, mà không nhất thiết áp dụng các biện pháp mang tính lâu dài.
Hình 2.2: Mức độ thay đổi của vị trí đường bờ (Terwindt và Kroon, 1993).
22
- Sự ổn định lâu dài của bờ biển mang tính chất ổn định động với tình trạng bất
ổn định ngắn hạn thường xuyên xảy ra. Với các đoạn bờ biển thoái, hiện tượng xói xảy
ra trong thời gian ngắn và kéo dài liên tục. Điều này được minh hoạ trên hình 2.2
2.3.1. Sóng và các quá trình liên quan đến sóng
2.3.1.1 Đặc trưng của sóng
Luồng không khí thổi ngang mặt nước, truyền năng lượng vào nước, tạo nên
các con sóng (sóng do gió). Những con sóng này sau đó truyền trên mặt biển vào đất
liền hoặc vào khu vực nước nông, tại đây năng lượng sóng bị tán xạ hoặc sóng bị vỡ.
Độ lớn của sóng do gió (sau đây được gọi đơn giản là sóng) thay đổi từ mức độ rất nhỏ
(gợn sóng) đến những con sóng lớn đại dương cao tới 30 m (ở khu vực nước sâu), phụ
thuộc vào thời gian gió thổi, đà gió và tốc độ gió. Dưới đây là các đặc tính của sóng:
- Độ cao sóng (H): Khoảng cách theo chiều thẳng đứng từ đỉnh sóng đến bụng sóng
- Bước sóng (L): Khoảng cách theo chiều ngang giữa hai đỉnh (chân) sóng liên tiếp
- Chu kỳ sóng (T): Khoảng thời gian mà hai đỉnh (chân) sóng liên tiếp chuyển động
qua một địa điểm nào đó.
Sóng được phân ra hai loại là sóng trạng thái biển và sóng lừng. Sóng trạng thái
biển được hình thành bởi trường gió cục bộ và thường khá dốc với độ dài bước gấp 10-
20 lần độ cao sóng. Nếu sóng đã truyền xa khỏi nơi khởi nguồn hàng trăm thậm chí
hàng nghìn dặm thì độ dốc của nó sẽ giảm. Nó trở nên thấp và khá dài (bước sóng lớn
gấp 30 – 500 lần độ cao sóng) và được gọi là sóng lừng. Càng xa điểm khởi nguồn, độ
dốc sóng càng giảm .
Một nhóm sóng khác gọi là sóng triều. Loại sóng này được tạo bởi lực hút của
mặt trăng và mặt trời. Sóng triều thuộc loại sóng rất dài được hình thành từ đại dương
và có thể truyền vào vùng biển nông khiến mực nước biển dâng và rút một hoặc hai
lần trong ngày. Mực triều khác nhau đáng kể ở các nơi khác nhau trên thế giới.Tại một
số nơi, rất khó nhận ra dao động của thuỷ triều vì độ lớn rất nhỏ (Ví dụ như Địa Trung
Hải), trong khi ở một số nơi khác giá trị này có thể lên tới 7-10m (Ví dụ ở Anchorage,
Alaska).
Nhóm sóng cuối cùng là sóng thần được hinh thành do động đất hoặc địa chấn
dưới đáy biển. Những con sóng này khá dài và chứa một năng lượng rất lớn. Sóng thàn
rất nguy hiểm vì rất khó nhận biết khi ở ngoài khơi, nhưng tiến vào bờ với độ cao rất
lớn, thời gian rất nhanh gây thiệt hại rất lớn cho vùng bờ.
Sóng do gió ở đại dương và biển nói chung không đều. Lý do là gió tạo ra rất
nhiều con sóng đơn, với các đặc điểm riêng biệt. Các con sóng này truyền với tốc độ
và các hướng khác nhau. Điều này lý giải tại sao mặt biển thường trông rất xáo động.
Tại một điểm nào đó, có thể có các sóng sinh ra từ các nơi khác nhau khiến cho mặt
biển càng trở nên xáo động hơn.
23
- Độ cao sóng hiệu quả Hsig hoặc H1/3 được định nghĩa là giá trị trung bình độ cao
của 1/3 số con sóng cao nhất. Một đặc trưng khác của sóng cũng thường hay dùng là
căn bậc hai độ cao sóng, Hrms được xác định như sau:
N
∑H 2
H rms = (2.1)
/N
i
i =1
Sóng không đều có thể được mô tả nhờ phân bố Rayleigh, trên cơ sở đó người
ta đưa ra các mối quan hệ sau :
Hsig= (2.2)
2 .Hrms
Hmean= 0,89 Hrms (2.3)
Cũng như độ cao sóng, chu kỳ sóng được đặc trưng bởi các tham số thống kê.
Hai tham số được sử dụng phổ biến là chu kỳ sóng cực đại (Tp) và chu kỳ sóng trung
bình (Tmean). Chu kỳ sóng cực đại là giá trị lớn nhất trong phân bố phổ năng lượng
sóng.
Ngoài các đặc trưng sóng, cần biết về động học sóng. Các phần tử nước dưới
tác động của sóng di chuyển theo quy đạo hình tròn hoặc elip với quĩ đạo tròn gần mặt
nước và chuyển sang elip khi càng xuống sâu. Tốc độ di chuyển (c) của đỉnh một con
sóng đơn được định nghĩa theo công thức sau:
c = L/T (2.4)
Khi một nhóm sóng lan truyền, sóng có thể sinh ra ở rìa của nhóm, di chuyển
qua nhóm đó với tốc độ c và kết thúc ở phía trước nhóm. Ngoài ra, nhóm này cũng di
chuyển với một tốc độ chậm hơn gọi là vận tốc nhóm. Ở ngoài nước sâu, vận tốc nhóm
bằng một nửa vận tốc của một sóng đơn.
2.3.1.2 Sự truyền sóng (khúc xạ, nhiễu xạ)
Tại vùng nước nông, tốc độ truyền sóng có thể xấp xỉ bởi phương trình
(2.5)
c g = c = gh
Trong đó g = 9,8 m/s2 và h là độ sâu nước.
Nếu sóng tiến vào bờ theo một góc nào đó với các đường đẳng sâu, nó có xu
hướng thay đổi làm giảm góc này. Hiện tượng này được gọi là khúc xạ sóng. Khúc xạ
sóng được tạo ra bởi một thực tế là gia tốc sóng tại vùng nước nông nhỏ hơn so với
vùng nước sâu. Hiện tượng khúc xạ sóng không xảy ra ở vùng nước sâu bởi vì tốc độ
truyền sóng ở vùng nước sâu không phụ thuộc vào độ sâu nước. Khi độ sâu tương đối
(độ sâu cột nước h chia cho độ dài bước sóng L) lớn hơn 0.5 được xem là vùng nước
sâu. Sự khúc xạ sóng mang tinhs thuận nghịch. Sóng truyền qua một cồn cát ngầm vào
lại vùng nước sâu sẽ bị khúc xạ ngược với hướng nó truyền đến.
Các đặc trưng của sóng như độ cao, chu kỳ cũng thay đổi nếu sóng truyền vào
vùng nước nông dưới một góc nào đó. Thông thường, độ cao sóng tại điểm nước nông
H1 quan hệ với độ cao sóng ở điểm nước sâu H0 như sau:
24
- H1 = Kr Ksh H0 (2.6)
Trong đó Kr gọi là hệ số khúc xạ và Ksh là hệ số nước nông. Hệ số Kr luôn
luôn nhỏ hơn 1, trong khi Ksh phụ thuộc vào độ sâu và thường biến đổi từ 0,9 tại điểm
nước bắt đầu nông đến 1,1 tại mép nước.
Một hiện tượng khác khi sóng truyền là nhiễu xạ sóng. Hiệu ứng 3 chiều này
xuất hiện như là kết quả của hiện tượng “che khuất” bởi vật cản như đê chắn sóng hay
bến cảng. Nhiễu xạ là hiện tượng truyền năng lượng sóng vào vùng khuất. Khi đỉnh
sóng vượt qua đầu vật cản, nó có hình vòng cung trong vùng khuất. Nhiễu xạ đóng
một vai trò quan trọng trong việc tạo ra các cồn cát kiểu tombolo.
2.3.1.3 Sóng vỡ
a. Các dạng sóng vỡ
Sóng tiến vào vùng nước nông sẽ bị vỡ .Quá trình dẫn đến sóng vỡ không hoàn
toàn giống nhau. Một con sóng có thể phân tán năng lượng nhanh hoặc từ từ. Có thể
phân thành các dạng sóng vỡ sau: sóng vỡ dâng nước, sóng vỡ đổ, sóng vỡ chìm và
sóng vỡ tràn.
Trên cơ sở các thí nghiệm với các bãi biển có độ dốc 1:5; 1:10 và 1:20,
Galvin(1968) đã đưa ra những điều kiện sóng vỡ theo “tham số ngoài khơi”
Ho/Lotan 2α ) và “tham số trong bờ”: Hb/(gT2tanα)3
Trong đó, Ho= độ cao sóng tại nước sâu, Lo= độ dài bước sóng tại nước sâu,
Hb= độ cao sóng lúc vỡ và tanα = độ dốc bờ biển. Dựa trên công trình nghiên cứu của
Galvin, năm 1974 Battjes đã kết luận rằng các dạng sóng vỡ có liên quan chặt chẽ với
nhau về số đồng dạng ngoài khơi ξ0:
tan α
ξo = (2.7)
H o / Lo
Các giá trị biên trên có thể lấy xấp xỉ như sau:
ξ0 3: sóng vỡ kiểu dâng hoặc đổ
Người ta thường sử dụng biểu thức sau để xác định sóng vỡ:
γb = Hb/hb (2.8)
Trong đó :
γb = chỉ số sóng vỡ
Hb = độ cao sóng vỡ
hb = độ sâu tại điểm sóng vỡ
Năm 1974, Bạttjes đã sử dụng dữ liệu quan trắc của Boven (1968), Iversen
(1952), Goda(1970) và đưa ra các chỉ tiêu sóng vỡ liên quan tới tham số đồng dạng
25
- ngoài khơi ξ0. Các giá trị γb quan sát được thay đổi từ 0.7-1,1. Khi ξ0 < 0.2 có thể láy
giá trị trung bình của γb = 0.8 và khi giá trị ξ0 tăng dần thì γb cũng tăng lên.
b. Sóng nước dâng và sóng leo
Sóng nước dâng là hiện tượng mực nước cao hơn so với trung bình tại khu vực
sóng vỡ trên đường truyền vào bờ của sóng.
Sóng leo là chiều cao lớn nhất mà sóng có thể trườn lên mái công trình kể từ điểm
nước tĩnh. Dưới đây sẽ đưa ra một số công thức đơn giản liên quan đến hai đặc trưng
nói trên. Khi 2 hiện tượng trên kết hợp với thủy triều sẽ làm mực nước thay đổi đáng
kể dãn đến sự thay đổi mặt cắt ngang bờ biển.
Sóng nước dâng: Các kết quả nghiên cứu lý thuyết và thực nghiệm đối với sóng
đều đưa đến kết luận rằng nước dâng do sóng vỡ tỉ lệ thuận với độ dốc bãi
dξ dd
=K (2.9)
dy dy
Trong đó: ξ chỉ số mực nước dâng, y là trục vuông góc với bờ, d là độ sâu nước
bao gồm cả nước dâng, K là hệ số hằng số tuỳ thuộc vào chỉ số sóng vỡ y.
Tại đường sóng vỡ mực nước giảm, được gọi là nước hạ do sóng vỡ
1
ξ min = − γH b (2.10)
16
Giá trị cực đại của nước dâng tại bờ là :
5
ξ max = γH b (2.11)
16
Trong đó: Hb là chiều cao sóng vỡ tại đường sóng vỡ.
y là trục pháp tuyến với bờ biển
d là độ sâu nước,tính cả gia số mực nước tại điểm sóng vỡ
K là hằng số (phụ thuộc vào chỉ số sóng vỡ y)
Chiều cao sóng leo:
Năm 1959, Hunt đã đề nghị một công thức đơn giản về chiều cao sóng leo lớn nhất c
ho mái dốc nhắn như sau:
R / H b = ξ b với 0.1 < ξ b
- 2.3.2 Dòng chảy biển và các quá trình liên quan đến dòng chảy.
Dòng chảy ven bờ được tạo bởi gió, sóng, thuỷ triều,nước dâng hoặc sự thay
đổi của khí hậu. Phần này sẽ giới thiệu tóm tắt các quá trình đó, mà không đi sâu vào
việc mô phỏng chúng bằng các phương trình toán học.
Quĩ đạo chuyển động của sóng tiến không khép kín. Đây chính là nguyên nhân
tạo ra dòng chảy cục bộ hoặc thậm chí là dòng chảy khá lớn do gió. Khi điều này duy
trì trong một khoảng thời gian dài, nó có thể là tác nhân quan trọng gây nên vận
chuyển bùn cát ra khơi hay vào bờ, đặc biệt là vận chuyển ra khơi, ở gần vùng sóng vỡ
. Sự tán xạ năng lượng do sóng vỡ sinh ra chuyển động trong vùng sóng vỡ, tạo
ra dòng chảy cục bộ. Khi sóng vượt qua sóng vỡ, hướng vận chuyển ngang tương đối
đều được duy trì (ngoại trừ ở vùng sóng vỡ, nơi có quá trình rối mạnh xảy ra). Sóng
hầu hết thường tiếp cận bờ biển theo một góc nào đó. Đó là nguyên nhân sinh ra thành
phần dòng chảy dọc bờ. Dòng dọc bờ là nguyên nhân chủ yếu gây nên vận chuyển bùn
cát dọc bờ. Nước từ vùng sóng vỡ tương tác với nước ở phía ngoài biển là nguyên
nhân tạo ra các dòng xoáy. Vì vận tốc dòng chảy cục bộ có thể đạt tới giá trị từ 0.5 -
1.5 m/s nên rất nguy hiểm cho những người tấm biển thiếu kinh nghiệm.
Dòng chảy ven bờ do thuỷ triều (đôi khi gọi là dòng triều ngang) là dòng chính
ở ngoài vùng sóng vỡ. Hướng của chúng thay đổi theo từng pha triều (dòng rút hay
dòng dâng). Chỗ nước càng nông thì vận tốc dòng triều tạo ra càng nhỏ do ma sát đáy
.Đặc biệt, gần các cửa lạch ven bờ, các dòng chảy do sóng và thuỷ triều tương tác với
nhau tạo ra bức tranh dòng chảy phức tạp.
Nước dâng do bão là độ dâng mực nước do bão gây ra. Do phân bố áp lực gió
tăng dần từ tâm bão ra ngoài nên mặt nước biển hình thành mặt nghiêng theo nguyên
lý áp lực thuỷ tĩnh theo hướng ngược lại. Dọc bờ biển mực nước dâng do bão khác
nhau dẫn đến mực nước biển tổng cộng khác nhau. Điều đó dẫn đến sự hình thành
dòng ven bờ.
Gió thổi trên mặt nước tạo ra dòng chảy. Điều này thấy khá rõ ở những khu
vực độ sâu nước tương đối nhỏ như ở các đầm phá. Phân bố theo chiều đứng của dòng
chảy do gió cho thấy nó thực sự là dòng mặt vì vận tốc dòng lớn nhất ở sát mặt nước
và giảm nhanh khi xuống sâu. Dòng mặt thường có hướng trùng hướng gió, vận tốc
bằng khoảng 2 - 3% tốc độ gió(CERC,1984). Nếu có một dòng do gió chuyển động
nhanh vào bờ (ví dụ như trong giông bão) thì sẽ có một dòng ngược hướng ra biển
được hình thành ở gần đáy. Vì nồng độ bùn cát cao nhất thường ở gần đáy, cơ chế
dòng chảy nói trên sẽ mang một lượng lớn bùn cát từ trong bờ ra biển.
2.3.2.1 Phân loại và định nghĩa bờ biển
Goldsmith phân biệt 4 nhóm cồn cát cơ bản
Cồn cát với thảm thực vật tự phát triển tại chỗ: Sự phát triển của cồn cát có
liên quan chặt chẽ với thảm thực vật. Cát ở bãi biển bị giữ lại trong thảm thực vật của
cồn cát. Những loại thực vật đặc trưng của cồn cát (như cỏ maram) được nuôi dưỡng
27
- và phát triển bởi nguồn cát mới. Một số loại thực vật có thể chịu được cát vùi sâu đến
1m. Độ cao của cồn cát chỉ đến một giới hạn nhất định vì nguyên lý cân bằng giữa
lượng cát bị giữ lại và sinh trưởng của thực vật trên nó.
Medanos: là dạng cồn cát hình thành trên các bãi biển khô hạn, ở đó vai trò của
thực vật ít quan trọng hơn. Medanos có thể dịch chuyển vào sâu trong đất liền theo các
cồn ngang. Độ cao của chúng lớn hơn nhiều so với cồn cát có thảm thực vật.
Cồn cát nhân tạo: là dạng cồn cát tồn tại nhờ việc trồng cỏ hay làm hàng rào.
Chúng không đơn thuần là những cồn cát nhân tạo vì chúng lớn lên nhờ sự tích tụ cát
do gió thổi một cách tự nhiên cộng với ý tưởng của con người lựa chọn vị trí để giữ
cát. Ví dụ điển hình là các con đê tại rất nhiều nơi dọc bờ biển Hà Lan và đặc biệt là
dọc bờ biển quần đảo Wadden.
Cồn cát dạng parabol: thường được hình thành từ những biến cố lớn xảy ra
với bãi ngoài của bờ biển. Sự phát triển của chúng có thể liên quan đến cả sự sinh
trưởng của thực vật cũng như lượng cát cung cấp.
Ngoài 4 nhóm cồn cát nói trên, Goldsmith còn đưa thêm khái niệm “Dải cát”.
Dải cát được định nghĩa là vùng cát chủ yếu do gió tải đến, nơi không có các cồn cát
và có bề mặt nhẵn. Sự tồn tại của các dải cát liên quan đến nguồn cung cấp nguồn cát,
trong điều kiện sinh trưởng của thực vật không đủ sức giữ cát lại. Dải cát thường hình
thành trong điền kiện khí hậu khô.
2.3.2.2 Các quá trình ven biển do gió
Trong quá trình khí động lực học, gió đóng vai trò trực tiếp bứt và vận chuyển
các hạt cát. Năng lượng để vận chuyển bùn cát phụ thuộc vào tốc độ gió và tương tác
của gió với mặt biển. Bề mặt và ma sát bề mặt làm thay đổi bản chất của dòng khí và
quyết định tốc độ gió gần lớp mặt.
1. Lớp biên
Lớp biên là một phần của tầng đối lưu bị thay đổi bởi quá trình tải. Theo định
nghĩa của Stull (1988), lớp biên là một phần của tầng đối lưu, trực tiếp chịu ảnh hưởng
của bề mặt trái đất chống lại các lực bề mặt với thời gian khoảng 1 tiếng hoặc nhỏ hơn.
Sự tải (nhiệt, ẩm, động lượng) diễn ra do chuyển động rối. Chuyển động rối, gió bão
tác động trên nền gió thường có thể hình dung như là các xoáy kích cỡ khác nhau,
chồng lên nhau. Phần lớn chuyển động rối trong lớp biên sinh ra do các tác động từ
mặt đất. Ví dụ sự đốt nóng mặt đất của mặt trời tạo ra những luồng khí nóng bốc lên
(các xoáy lớn). Ma sát dòng khí thổi qua mặt đất là nguyên nhân hình thành các ứng
suất trên bề mặt dưới dạng các chuyển động rối. Các vật cản như cây cối, cồn cát làm
chuyển hướng luồng gió và sinh rối tại khu vực ngay sau vật cản. Khả năng vận
chuyển vật chất trong chuyển động rối thường lớn hơn trong các chuyển động khuếch
tán phân tử đến vài bậc. Tần suất khá cao của sự xuất hiện rối gần mặt đất là một trong
những đặc điểm phân biệt lớp biên với phần còn lại của khí quyển.
28
- Lớp biên trong
Khi dòng khí bị thay đổi bởi ma sát mặt, nó cần một quãng đường để thích
nghi với bề mặt mới. Tại vùng chuyển tiếp do ma sát đó, hình thành lớp biên trong.
Trong lớp biên trong, dòng gió thích ứng được với bề mặt mới. Chiều cao của lớp biên
trong tăng dần từ điểm có sự chuyển tiếp ma sát bề mặt. Phía trên độ cao này, luồng
gió vẫn thích nghi với bề mặt trước khi có sự chuyển tiếp. Ở vùng đất có địa hình phức
tạp, mặt cắt gió chứa một vài lớp biên trong chồng lên nhau. Tốc đô gió theo chiều
thẳng đứng sẽ khác nhau khi gặp địa hình này và nếu bỏ qua ảnh hưởng của địa hình
thì sẽ rất khó phân tích qui luật của gió và dẫn đến sai số lớn do không xem xét đến ma
sát bề mặt.
2. Mặt cắt gió
Gió trung bình đóng vai trò chính trong sự vận chuyển ngang (hay chuyển
động đối lưu). Ma sát làm tốc độ gió trung bình giảm đáng kể ở gần mặt đất. Trên một
bề mặt đồng nhất, vô hạn và ở điều kiện bình thường, mối quan hệ giữa tốc độ gió theo
độ cao tuân theo quy luật có tên gọi là “Luật tường chắn”. Vì tốc độ gió tăng theo
logarit của độ cao nên mối quan hệ này còn được gọi phân bố dạnglogarit.
U* z
Uz = (2.13)
ln
K zo
Trong đó: Uz là tốc độ gió tại độ cao z và K = 0.41 gọi là hằng số Von Karman. Trong
trường hợp phân tầng do nhiệt, phương trình (2.13) phải được sửa như sau:
⎡z ⎤
U*
⎢ln − ψ m ⎥
Uz = (2.14)
K ⎣ zo ⎦
Trong đó Ψm là tham số ổn định không thứ nguyên, phụ thuộc vào độ cao và
độ dài Obukhov L, một hàm của sự biến thiên nhiệt độ gần bề mặt. Trong trường hợp
mặt cắt gió dạng logarit, mối quan hệ giữa tốc độ gió và logarit của độ cao là tuyến
tính và phụ thuộc vào vận tốc ma sát U*, độ cao nơi tốc độ gió bằng 0 và độ dài nhám
zo. Thường trên bãi biển rộng, mặt cắt gió được xem là có phân bố dạng logarit. Khi
tốc độ gió được ghi lại ở một vài độ cao, các tham số mặt cắt gió như U* và zo, thường
nhận được nhờ các tính toán hồi qui tuyến tính giữa tốc độ gió và logarit của độ cao.
Trong trường hợp các điều kiện ổn định (nhiệt độ tại bề mặt < nhiệt độ tại độ cao z,
chuyển động không khí theo chiều thẳng đứng bỏ qua) hoặc không ổn định (nhiệt độ
tại bề mặt > nhiệt độ tại độ cao z, chuyển động theo chiều thẳng đứng là đáng kể). Các
tính toán này sẽ dẫn đến kết quả sai.
3. Dòng khí
Thường trên mặt đất, mặt cắt gió không có dạng chuẩn logarit và sự sai khác
này phụ thuộc vào địa hình và độ nhám bề mặt. Khi dòng khí đi ngang qua các cồn cát,
phân bố tốc độ gió từ chỗ ổn định khi ở trên bãi biển sẽ bị xáo trộn khi đi qua cồn cát.
Các thay đổi của địa hình làm tăng tốc độ gió trên đỉnh và mặt phía biển của các cồn
29
- cát và làm giảm tốc độ đó ở dưới chân cồn cát và mặt khuất gió của cồn cát. Sự tăng
độ nhám về phía đất liền do mật độ thực vật tăng cũng làm giảm tốc độ gió. Vì vậy,
tốc độ gió dọc theo một mặt cắt sẽ rất khác nhau, phụ thuộc vào mức độ tăng hay giảm
của nó. Sự thay đổi này có vai trò quan trọng đối với vận chuyển trầm tích do gió. Sự
tăng hay giảm tốc độ gió còn phụ thuộc cả vào hướng gió. Nếu gió vuông góc với cồn
cát thì tác động của địa hình lên dòng khí đạt giá trị cực đại, nếu gió xiên độ dốc cồn
cát giảm và vì vậy ảnh hưởng cuả nó đến dòng khí sẽ nhỏ hơn. Những cồn cát cao
thậm chí có thể làm cho dòng khí bị chuyển hướng tạo ra gió ở gần chân cồn cát và
song song với nó. Trường hợp này, vận chuyển cát vào phía đất liền bị giảm đáng kể.
2.3.3 Vận chuyển trầm tích do gió
Trong vận chuyển trầm tích do gió, có hai tham số cơ bản kiểm soát lượng vận
chuyển. Tham số thứ nhất là năng lượng làm cho trầm tích chuyển động, nó có quan
hệ với vận tốc ma sát gần măt đất. Tham số thứ hai là lực dính kết giữa các hạt trầm
tích, quyết định lượng năng lượng cần thiết để bắt đầu hay duy trì chuyển động của
hạt.
2.3.3.1 Sự bứt lên của hạt cát
Các hạt cát sẽ chuyển động dưới tác động của gió, khi các lực nâng, kéo, mô
men vượt quá trọng lượng bản thân các hạt rời rạc hoặc nhóm hạt dính kết với nhau.
Khi các lực nâng kéo tăng sẽ xuất hiện vận tốc ma sát tới hạn U* (Bagnold, 1941). Khi
các hạt đã chuyển động, vận tốc cần thiết để duy trì chuyển động sẽ thấp hơn với vận
tốc tới hạn nói trên do sự truyền động lượng của chính các hạt chuyển động này. Vận
tốc ma sát cần thiết để duy trì sự vận chuyển cát được gọi là ngưỡng động lực.
2.3.3.2 Mô hình vận chuyển trầm tích
Các hạt cát có thể chuyển động theo kiểu lăn, trượt, nhảy hay bay lơ lửng
(Anderson và những người khác năm 1991). Trường hợp lăn, hạt cát vẫn tiếp xúc với
bề mặt. Nhảy là hình thức vận chuyển mà hạt cát được nâng lên khỏi bề mặt di chuyển
lên phía trước rồi lại rơi xuống bề mặt. Trong trường hợp các hạt bị bứt ra khỏi bề mặt,
nhưng nhận được quá ít động lượng thì chúng di chuyển theo kiểu trượt. Trong hình
thức vận chuyển theo kiểu nhảy (theo Jensen và Sorensen năm 1983), quỹ đạo của các
hạt cát được xác định qua mặt cắt gió trung bình, trong khi vận chuyển theo kiểu nhảy
biến dạng (theo Nalpanis năm 1985), các quỹ đạo bị biến đổi do các đặc trưng rối của
gió. Tuy nhiên, hầu hết động lượng nâng hạt đều nhận được từ tác động thường xuyên
lên đáy cát. Chuyển động lơ lửng là dạng chuyển động của các hạt cát nhỏ hơn được
nâng lên khỏi mặt đáy bởi các cơn gió mạnh thổi theo chiều thẳng đứng và được vận
chuyển đi một khoảng cách khá xa mà không có bất kỳ một tương tác nào với bề mặt.
Khi cát chuyển động đến cồn cát trên bãi, các thay đổi về độ nhám và địa hình
sẽ tạo ra dòng rối và vì vậy sẽ làm thay đổi quỹ đạo chuyển động của hạt cát. Mặt
khác, sự hiện diện của cồn cát buộc dòng khí chuyển động lên cao và một lượng cát
nhỏ được bốc lên theo luồng gió và di chuyển theo hướng quỹ đạo hạt lớn hơn thông
30
- thường. Không tiếp xúc với mặt đất, lượng cát này vượt qua một khoảng cách khoảng
vài chục mét tính từ đỉnh cồn cát . Trên đỉnh cồn cát, ảnh hưởng của sự thay đổi địa
hình không còn nữa và các hạt cát dần dần sẽ rơi xuống tại một khoảng cách nhất định
nào đó phụ thuộc vào tốc độ gió.
2.3.3.3 Các tham số giới hạn
Sự bứt lên của các hạt cát phụ thuộc vào các tính chất vật lý của chúng. Ở đây,
ta chỉ đề cập đến những yếu tố có ảnh hưởng trực tiếp đến các tính chất của các hạt,
tức là ảnh hưởng trực tiếp đến vận tốc tới hạn của hạt. Thứ nhất là các đặc trưng như
kích cỡ hạt, mật độ, hình dạng, sự sắp xếp của chúng và thành phần khoáng chất của
cát. Thứ hai là các điều kiện môi trường và khí tượng ảnh hưởng đến các lực dính kết
giữa các hạt. Các yếu tố môi trường bao gồm độ ẩm đất (liên quan đến nước ngầm) và
các tác nhân liên kết như chất hữu cơ, tảo hoặc muối. Các yếu tố thời tiết như lượng
mưa, độ ẩm không khí và sự bốc hơi. Do sự tương tác của các yếu tố trên rất mạnh và
phức tạp nên việc tiến hành nghiên cứu định lượng là rất khó.
Các phương trình vận chuyển
Nói chung vận chuyển cát do gió liên quan đến sức gió. Hầu hết các phương
trình vận chuyển được biểu thị qua vận tốc ma sát. Trong một số phương trình, vận tốc
ma sát được thay thế bằng vận tốc gió theo luật logarit.
a. Phương trình Bagnold
Phương trình vận chuyển nổi tiếng nhất do Bagnold xây dựng năm 1941.
Phương trình này có thể dự báo được dòng cát vận chuyển dưới hình thức lăn và nhảy
với các tham số như kích cỡ hạt, mật độ, trọng lực, vận tốc ma sát và một số tham số
lựa chọn khác. Phương trình này không cho độ chính xác cao khi tốc độ gió thấp hơn
tốc độ ma sát tới hạn, nên kết quả tính toán vận chuyển cát trong vùng ven bờ thường
lớn hơn lượng vận chuyển thực tế.
b. Phương trình Lettan
Phương trình Lettan nhận được từ phương trình Bagnold. Phương trình này có
tính đến giá trị vận tốc ma sát tới hạn.
c. Phương trình Kawamura
Việc ứng dụng các phương trình vận chuyển nêu trên cho kết quả cao hơn thực
tế đối với lượng vận chuyển cát trong môi trường ven bờ. Lý do là những phương trình
này được xây dựng từ các nghiên cứu trên sa mạc hay trong ống gió, nghĩa là trong
môi trường lý tưởng. Hầu hết các tham số giới hạn không được xem xét đến, vì vậy
việc sử dụng phương trình này sẽ cho lượng vận chuyển cát do gió cực đại trong các
điều kiện lý tưởng. Lượng vận chuyển tối đa này được xem là lượng vận chuyển tiềm
năng. Lượng vận chuyển thực là lượng vận chuyển trong các sự kiện diễn ra ngắn hạn,
khoảng vài tiếng hoặc vài ngày, nhưng thường là rất nhỏ hoặc thậm chí bằng 0. Kết
hợp phương trình vận chuyển với phân bố tần suất gió tại một vùng cụ thể, có thể tính
31
- được vectơ chuyển động tiềm năng (PDV). Đối với môi trường ven bờ, trong điều kiện
khí hậu ôn hoà, giá tri của PDV nói chung nhỏ và chỉ nói lên tầm quan trọng tương đối
của các khu vực gió khác nhau đối với sự sinh ra tổng lượng trầm tích.
Sự hình thành cồn cát
Nói chung, sự phát triển của các cồn cát ven biển bị chi phối bởi nguồn năng
lượng, nguồn bùn cát và các công trình ngăn, chắn cát. Năng lượng sinh ra do chế độ
gió hiện hành và hướng của đường bờ, cả hai quyết định loại gió và vận tốc gió tác
động vào bờ. Các công trình ngăn giữ cát phụ thuộc vào sự có mặt của lớp phủ thực
vật trong hệ thống khí hậu vùng ven biển. Sự tiến triển địa mạo cụ thể của các cồn cát
liên quan đến cả sự cung cấp nguồn cát và khả năng giữ cát của thực vật.
Tại vùng ven biển, cồn cát được xem là điểm tích lũy cát. Tuy nhiên, trong quá
trình biển tiến, các cồn cát lại là nguồn để biển lấy cát đi. Dọc theo bờ biển Hà Lan,
quỹ bùn cát nói chung cân bằng. Ở một số nơi, các cồn cát nhận được thêm cát, trong
khi ở một só nơi khác, chúng lại bị lấy bớt đi. Hầu hết các cồn cát ở Hà Lan khá ổn
định, việc mất cát do biển tiến nói chung không xảy ra. Ở các nước mà độ cao mặt đất
thấp hơn mực nước biển như Hà Lan, các cồn cát đóng vai trò quan trọng trong việc
bảo vệ bờ biển.
Kiểu hình thành cồn cát
Có thể phân biệt hai cách thức hình thành cồn cát, một liên quan đến nguồn cát
và một liên quan đến động lực ven bờ. Khi cát mới được vận chuyển đến bãi biển và
tích tụ trên các cồn, chúng hình thành cồn cát sơ cấp (chưa có trước đây). Tuy nhiên,
trên thực tế, hầu hết lượng cát này được tách ra từ những cồn cát bị xói mòn ở những
nơi khác. Sự suy tàn của các cồn cát do lớp phủ thực vật bị tiêu diệt, do xói lở hay ảnh
hưởng của khí hậu làm cho cát tiến sâu vào đất liền tạo nên các cồn mới ở bãi trong.
Các cồn cát mới hình thành kiểu này được gọi là cồn cát thứ cấp.
Khi giá trị trung bình của quĩ trầm tích của cồn cát là dương, thì bờ biển có xu
hướng tiến ra phía biển hay các cồn cát mới hình thành bên ngoài các cồn cũ. Đây là
hình thức hình thành cồn cát luỹ tiến. Ngược lại, nếu quĩ trầm tích có gía trị âm hay
các cồn cát bị thu hẹp lại do biển lấy mất cát. Trong trường hợp này, bề mặt của cồn
cát luôn bị phơi ra trước gió sẽ là nguồn cung cấp cát để di chuyển sâu vào phía đất
liền. Chân cồn cát sẽ bị đẩy lùi và đó là sự thoái hóa của các cồn cát.
2.3.3.2. Vận chuyển bùn cát do sóng và dòng chảy
a. Công thức CERC
Những ý tưởng của Watts(1954), Inman và Bagnold(1963) là tiền đề của việc
ra đời công thức nổi tiếng CERC. Cách tiếp cận ở đây dựa trên cơ sở bảo toàn năng
lượng và mối quan hệ của vận chuyển bùn cát với năng lượng được giải phóng khi
sóng vỡ. Theo quan điểm của Bagnold, bùn cát chuyển động do sự tương tác giữa các
hạt với nhau (vận chuyển đáy) và do dòng chảy thông qua cơ chế khuyến tán rối (vận
chuyển lơ lửng). Về mặt nguyên tắc, Bagnold xác định phần năng lượng của dòng
32
- chảy gây nên vận chuyển đáy và lơ lửng dưới dạng các tham số hiệu suất áp dụng cho
dòng dao động, Bagnold lý luận rằng tốc độ tán xạ năng luợng cục bộ là nguyên nhân
chính khuấy bùn cát lên và nó bị đưa đi bởi dòng chảy, chẳng hạn như dòng ven bờ là
dòng bùn cát được vận chuyển dọc bờ biển.
Một số mô hình vận chuyển trầm tích dọc bờ được xây dựng dựa trên quan
điểm nêu trên và công thức CERC được áp dụng rộng rãi nhất. Trên thực tế, công thức
CERC giả định mối quan hệ tuyến tính giữa dòng năng lượng sóng dọc bờ do sóng vỡ
và sự vận chuyển bùn cát dọc bờ.
S = AH02c0Krb2 sinΦb cosΦb (2.15)
Trong đó :
S = Lượng vận chuyển dọc bờ do sóng vỡ
A = Hằng số thay đổi theo đơn vị của S
H0 = Độ cao sóng ngoài vùng nước sâu
C0 = Vận tốc sóng ngoài vùng nước sâu
Krb = hệ số khúc xạ tại đường sóng vỡ
ϕb = Góc hợp bởi đường đỉnh sóng và đường bờ
Nhiều giá trị khác nhau được đề nghị đối với hằng số A và thường phụ thuộc
vào việc chọn tham số độ cao sóng hữu hiệu H0. Nếu H0 nơi nước sâu được áp dụng
thì giá trị của A thường được lấy là 0.025, mặc dù đôi khi không tìm được giá tri thực
của A. Lý do là do sự thiếu chính xác của các dữ liệu liên quan đến sóng cũng như vận
chuyển cát dọc bờ dùng trong mô hình. Hơn nữa,công thức CERC không tính đến sự
khác nhau về kích cỡ của hạt bùn cát.
Có thể thấy rằng công thức CREC chỉ có hiệu lực đối với các bờ biển dài và
thẳng vì ở những nơi này sự khác nhau của độ cao sóng lúc vỡ rất nhỏ. Hơn nữa công
thức không tính đến các dòng chảy sinh ra không phải do sóng vỡ, ví dụ như dòng
triều. Nếu các dòng c nhảy ngoài sóng là đáng kể thì cần sử dụng các công thức khác
tính toán sự vận chuyển bùn cát ven bờ.
b. Công thức Bijker
Để xây dựng mô hình vận chuyển bùn cát dọc bờ có tính đến ảnh hưởng của
dòng triều và các loại dòng khác, phải kết hợp công thức vận chuyển với mô hình dòng
chảy dọc bờ. Năm 1967, Bijker đưa ra một công thức vận chuyển đáy do sóng và dòng
chảy dựa trên công thức vận chuyển đáy chỉ do dòng chảy của Balinske - Frịlink. Một
công thức liên quan đến sự gia tăng của ứng suất đáy do sóng đã được xây dựng. Sau
đó vào năm 1986, Bijker đã bổ sung vào công thức vận chuyển đáy sự phân bố của các
hạt lơ lửng trên cơ sở sử dụng phân bố bùn cát theo chiều thẳng đứng của Eintein -
Rouse.
Năm 1981, Bailand phát triển ý tưởng của Bagnold và đưa ra một mô hình
tổng vận chuyển bùn cát đáy và lơ lửng đối với dòng chảy biến đổi theo thời gian trên
33
- đáy dốc phẳng. Cũng giống như mô hình của Bailand và Inman,vận chuyển bùn cát
sát đáy liên quan đến vận tốc dòng chảy sát đáy. Lớp sát đáy là nơi mà phân bố vận tốc
được coi là có dạng logarit. Hơn nữa, mô hình này dựa trên lý thuyết vận chuyển tổng
thể bởi dòng chảy của Bagnold để mô tả tổng vận chuyển trung bình theo thời gian.
Bailand đã phát triển mô hình này cho vùng sóng vỡ với giả thiết dòng ven bờ ổn định
và cân bằng trong hệ thống bờ và ngoài khơi. Công thức vận chuyển bùn cát dọc bờ
được xây dựng với giả thiết rằng bờ biển ở trạng thái cân bằng cục bộ theo hướng giao
bờ. Kết hợp với mô hình của Ostendonf và Madsen đối với dòng dừng dọc bờ được
xác định là hàm của các đặc trưng sóng tới .
Năm 1985,Van Rijn đã xây dựng công thức tính toán vận chuyển trầm tích bởi
sóng và dòng chảy dựa trên một khối lượng lớn số liệu đo đạc nồng độ bùn cát lơ lửng
cả trong phòng thí nghiệm cũng như trên hiện trường.Các công thức tính toán tiếp theo
về vận chuyển bùn cát lơ lửng được giải bằng phương pháp số trị bởi vì chúng là
nhưng phương trình mô tả sự khuyếch tán bùn cát theo chiều thẳng đứng. Tiếp theo
công thức tính toán vận chuyển trầm tích lơ lửng, một công thức tính toán vận chuyển
bùn cát đáy cũng được đưa ra.
Các công vận chuyển nêu trên (CERC, Bijker, Bailand và Van Rijn) chỉ là một
số công thức được lựa chọn trong số rất nhiều công thức đã được xây dựng. Không
một công thức nào đưa ra kết quả chính xác về vận chuyển bùn cát. Thông thường,
tính toán và thực đo về bùn cát có thể sai khác nhau đến hai, ba lần.
2.3.3.3. Vận chuyển bùn cát ngang bờ (vuông góc với bờ)
Năm 1968, Bakke đưa ra một mô hình tính toán sự tiến triển bờ biển, trong đó
ông mô tả bờ biển bằng 2 đường, gọi là ”bờ ngoài” và “bờ trong”. Sau đó, ông giả định
rằng sự vận chuyển ngang bờ giữa hai đường này, tại bất kỳ thời điểm nào cũng tỉ lệ
thuận với sự chênh lệch giữa dạng mặt cắt bờ cân bằng và dạng mặt cắt thực tế
Phương trình vận chuyển ngang bờ có thể viết như sau:
Sy= sy (y1-y2+w) (2.16)
Trong đó :
Sy:lượng vận chuyển ngang bờ
sy: hằng số vận chuyển ngang bờ
W:khoảng cách cân bằng giữa bờ ngoài và bờ trong
y1, y2: toạ độ nằm ngang dọc bờ và vuông góc với bờ.
Xuất phát từ công thức trên, Swart(1974) đã tiến hành phân tích kỹ lưỡng các
số liệu đo đạc về sự tiến triển mặt cắt bãi. Trên cơ sở đó, ông rút ra được các công thức
cho Sy và W như là các hàm của độ cao sóng, chu kì sóng, kích cỡ hạt cát và vị trí của
chúng trong mặt cắt. Hầu hết, các dữ liệu của ông liên quan đến đo đạc trong mô hình
tỉ lệ nhỏ với sóng đều và như vậy sóng thứ cấp chắc chắn sẽ tác động đến sự tiến triển
34
nguon tai.lieu . vn
