- 1. GIA TP.HỒ CHÍ MINH TRƯỜNG ĐẠI HỌC BÁCH KHOA KHOA KHOA HỌC ỨNG DỤNG ĐỘNG LỰC BIỂN Người hướng dẫn PGS TSKH Bùi Tá Long Người thực hiện Nguyễn Thị Cẩm Vân - 1570763 Thành phố Hồ Chí Minh - 2016
- 2. TRIỀU BIỂN ĐÔNG 1 1.1 Tình hình nghiên cứu . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1 1.1.1 Nghiên cứu sự biển đổi theo thời gian qua tài liệu thực đo tại các trạm ven bờ và nội ngoại suy để tìm sự phân bố theo không gian . . . . . . 1 1.1.2 Nghiên cứu sự phân bố trong không gian của các đặc trưng thủy triều bằng cách giải hệ phương trình thủy động lực 2 chiều . . . . . . . . . 2 1.2 Các phương pháp nghiên cứu . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2 1.2.1 Nghiên cứu biển đổi dao động thủy triều theo thời gian: phương pháp phân tích điều hoà . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2 1.2.2 Các mô hình số trị tính toán phân bố không gian của thủy triều . . . 4 1.3 Kết quả nghiên cứu . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 6 1.3.1 Hệ thống các hằng số điều hòa thủy triều tại các trạm ven bờ và đảo 6 1.3.2 Đánh giá vai trò các yếu tố trong việc hình thành và Biển đổi hiện tượng thủy triều trong Biển Đông . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7 1.3.3 Những kết luận về đặc điểm phân bố thủy triều và dòng triều, phân vùng chế độ của chúng và nguyên nhân hình thành hiện tượng triều đa dạng và đặc sắc ở Biển Đông . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9 1.4 Kết luận và khuyến nghị . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13 2 DAO ĐỘNG RIÊNG 15 2.1 Tình hình nghiên cứu . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15 2.2 Các phương pháp nghiên cứu . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15 2.3 Kết quả nghiên cứu . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15 2.3.1 Nghiên cứu phổ . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15 2.3.2 Giải số và phân tích phổ . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16 2.3.3 Giải số và vẽ đồ thị . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16 2.4 Kết luận . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 18 3 MỰC NƯỚC CỰC TRỊ 20 3.1 Tình hình nghiên cứu . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 20 3.2 Các phương pháp nghiên cứu . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21 3.2.1 Phương pháp phân tích cực trị theo số liệu thực nghiệm . . . . . . . 21 3.2.2 Phương pháp tính các độ cao cực trị của thủy triều . . . . . . . . . . 22 3.3 Kết quả nghiên cứu . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23 3.4 Kết luận và khuyến nghị . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24 I
- 3. BIỂN ĐÔNG 1.1 Tình hình nghiên cứu Biển Đông nằm ở khu vực Đông Nam Á tiếp giáp với nhiều quốc gia đang phát triển, nằm trên đường hàng hải huyết mạch của thế giới. Là biển rộng thứ hai trong số trên 40 biển của thế giới, Biển Đông cũng là một trong số ít biển có địa hình phức tạp nhất, vừa có thềm lục địa vào loại rộng bậc nhất thế giới, vừa có những vùng biển thẳm rộng lớn với độ sâu trên 2000m thậm chí trên 4000m. Địa hình đáy biển hết sức phức tạp, đường bờ biển quanh co khúc khuỷu, nhiều đảo to, nhỏ cùng hàng loạt vịnh, eo lớn nhỏ đã làm cho chế độ thủy động lực nói chung và thủy triều nói riêng của Biển Đông rất phức tạp, có những đặc thù riêng biệt khác hẳn với các biển khác trên thế giới. Chính vì vậy, thủy triều Biển Đông đã được chú ý và nghiên cứu từ rất sớm. Ở Việt Nam, những nhận xét có ý nghĩa khoa học đầu tiên về đặc điểm chế độ thủy triều trong các vùng biển đã có trong Dư địa chí của Nguyễn Trãi (thế kỷ XV) và nhất là trong Vân Đài loại ngữ và Phủ biên tạp lục của Lê Quý Đôn (thế kỷ XVIII). Nhưng những điều tra và nghiên cứu có ý nghĩa khoa học về thủy triều Biển Đông thực sự có được từ đầu thế kỷ XX với các công trình của Darwin (1905), Poincare (1910) và Ogura (1933). Từ đó đến nay việc điều tra nghiên cứu thủy triều Biển Đông không ngừng phát triển và hoàn thiện. Các kết quả đạt được ngày càng được nâng cao về tính khoa học cũng như tính ứng dụng. Có thể điểm lại một số công trình nghiên cứu chính trong những năm gần đây theo các hướng khác nhau như sau. 1.1.1 Nghiên cứu sự biển đổi theo thời gian qua tài liệu thực đo tại các trạm ven bờ và nội ngoại suy để tìm sự phân bố theo không gian Từ nhiều năm nay dọc theo ven bờ Biển Đông nói chung và ven bờ Việt Nam nói riêng đã thiết lập một hệ thống các trạm nghiệm triều nhằm đo đạc liên tục dao động mực nước biển theo các khoảng thời gian kéo dài khác nhau từ hàng tháng đến hàng năm và thậm chí nhiều năm. Trên cơ sở các chuỗi số liệu này đã tiến hành phân tích tính toán ra các tham số đặc trưng cho chế độ thủy triều như mực nước trung bình, mực nước cực trị, thời gian triều dâng, thời gian triều rút, các hàm số điều hòa thủy triều, ... cho từng trạm đo đạc. Hệ thống các hằng số điều hòa thủy triều dọc ven bờ và đảo là cơ sở cho các nghiên cứu thủy triều Biển Đông bằng các phương pháp từ đơn giản lúc ban đầu đến hiện đại ngày nay. Một trong những thành quả theo hướng này là việc lập ra các bảng thủy triều hàng năm 1
- 4. chính dọc ven bờ. Trong bảng đã cho kết quả dự tính mực nước từng giờ của các cảng chính và mội số giá trị nội suy cho các điểm phụ ở ven biển hoặc vùng hạ lưu các sông. Bảng thủy triều này được Tổng Cục Khí tượng Thủy văn xuất bản từ năm 1958, đầu tiên chỉ cho các cảng ở miền Bắc từ Cửa Tùng trở ra. Từ năm 1972 đã dự tính cho các cảng trong cả nước và một số cảng nước ngoài (Hong Kong, Kom Pong Som, Singapo, Băng Cốc). Trên cơ sở các tư liệu được phân tích từ tài liệu thực đo tại các trạm ven bờ các tác giả đã nghiên cứu, tính toán theo các phương pháp nội ngoại suy để nhận được những nét đặc trưng của bức tranh phân bố không gian của dao động thủy triều. 1.1.2 Nghiên cứu sự phân bố trong không gian của các đặc trưng thủy triều bằng cách giải hệ phương trình thủy động lực 2 chiều Hướng nghiên cứu này được bắt đầu muộn hơn so với hướng trên nhưng nó phát triển càng ngày càng mạnh mẽ trong những năm sau này theo sự tiến bộ không ngừng của toán học tính toán và kỹ thuật máy tính. Trước hết phải kể đến những nghiên cứu theo phương pháp tìm nghiệm giải tích của hệ phương trình thủy động lực học thủy triều. Mặc dù bằng cách này có thể có được nghiệm chính xác của bài toán được biểu diễn bằng các công thức giải tích, song đòi hỏi miền nghiên cứu phái có dạng hình học đơn giản như hình chữ nhật, hình tròn, ... với độ sâu không đổi hoặc Biển đổi theo quy luật tuyến tính. Chính vì vậy những nghiên cứu thuộc loại này ít được phát triển ở Biển Đông, vùng có hình thái bờ và địa hình đáy biển Biển đổi rất phức tạp. Phát triển mạnh mẽ nhất và có những thành tựu đáng kể nhất theo hướng này là các công trình nghiên cứu theo phương pháp số trị giải hệ phương trình thủy động lực thủy triều. Điển hình như phương pháp giá trị biên của Hanxen để tính toán phân bố biên độ và pha của bốn sóng triều chính trong Biển Đông. Nội dung phương pháp này là sử dụng hệ phương trình tuyến tính, với tính chất dao động thủy triều có chu kỳ đã loại bỏ Biển thời gian và đưa hệ phương trình thủy động về dạng elliptic. Bài toán có nghiệm duy nhất khi biết điều kiện dao động mực nước trên biên bao quanh miền nghiên cứu. Phương pháp số trị khác để giải bài toán phân bố không gian của thủy triều là dựa trên hệ phương trình thủy động thủy triều phi tuyến với điều kiện biên hỗn hợp: cho trước dao động mực nước trên biên lỏng và sử dụng điều kiện không thấm tại biên cứng. Không sử dụng tính chất dao động tuần hoàn để loại thành phần Biển đổi theo thời gian trong hệ phương trình, hệ phương trình được giữ nguyên để giải ở dạng hyperbolic. 1.2 Các phương pháp nghiên cứu 1.2.1 Nghiên cứu biển đổi dao động thủy triều theo thời gian: phương pháp phân tích điều hoà Để nghiên cứu quy luật Biển đổi theo thời gian của thủy triều, cần phải tiến hành đo đạc liên lục nhiều ngày về dao động mực nước hoặc dòng chảy tại những vị trí cố định ở ven bờ hay trên biển. Kết quả sẽ nhận được các chuỗi số liệu đo liên tục về mực nước và dòng chảy. Một trong các phương pháp hữu hiệu nhất để phân tích các chuỗi số liệu này là 2
- 5. tích điều hoà. Nguyên tắc chung của phương pháp như sau: Dao động thủy triều tổng hợp cũng sẽ được biểu diễn dưới dạng tổng của chuỗi các dao dộng hình sin đơn giản, mỗi dao động có chu kỳ riêng xác định được xem như một phân triều riêng biệt được gây nên do thiên thể ảo tưởng tượng chuyển động xung quanh trái đất trong mặt phẳng xích đạo theo quỹ đạo tròn với tốc độ góc xác định. Như vậy theo lý thuyết phân tích điều hoà, độ cao thủy triều tại một vị trí nào đó ở thời điểm t sẽ được biểu diễn bằng tổng một chuỗi dao động điều hòa với các chu kỳ, biên độ và pha khác nhau: Z(t) = A0 + i fiHi cos[qit + (v0 + u)i − gi] Ở đây: A0 - là mực nước trung bình, fi và (v0 + u)i - là các tham số thiên văn phụ thuộc vào thời gian quan trắc, trong đó fi được gọi là nhân tử biên độ và (v0 + u)i gọi là pha thiên văn; Hi, gi - là các hằng số điều hòa biên độ và pha, chúng chỉ phụ thuộc vào điều kiện địa phương tại vị trí điểm quan trắc. Chỉ số i biểu thị cho các sóng riêng biệt. Nhiệm vụ của bài toán phân tích điều hòa là từ một tập hợp các số liệu quan trắc mực nước triều tổng hợp liên tục trong một khoảng thời gian xác định tại một địa điểm cố định, tính ra được các hằng số điều hòa biên độ và pha là Hi và gi cho từng sóng đơn riêng biệt. Các hằng số này đặc trưng cho từng địa điểm mà không phụ thuộc vào thời gian. Chẳng hạn theo phương pháp Darwin phương trình trên biển đổi thành dạng: Z(t) = A0 + i (Ai cos qit + Bi sin qit) Ở đây, Ai = Ri cos ϕi; Bi = Ri sin ϕi; Ri = fiHi; ϕi = −(v0 + u)i + gi Như vậy với chuỗi quan trắc thực tế liên tục kéo dài, ta thành lập được hàng loạt các phương trình dạng trên. Ta sẽ giải ra tìm được các giá trị Ai, Bi. Từ đó tìm được các Rivà ϕi: Ri = √ A2 + B2 ϕ = arctan Bi Ai cuối cùng sẽ tính được các hằng số điều hòa Hi và gi Hi = 1 fi Ri gi = ϕi + (v0 + u)i Các sóng triều thành phần có thể quy về 4 nhóm sóng chính là: Các sóng nửa ngày (bán nhật triều): chu kỳ của chúng gần bằng 1/2 ngày. Các sóng cơ bản là M2 với chu kỳ bằng 1/2 ngày mặt trăng (12 giờ 25 phút) và S2 là chu kỳ bằng 1/2 ngày mặt trời (12 giờ). Các sóng ngày (nhật triều): chu kỳ của chúng gần bằng 1 ngày. Chẳng hạn sóng K1 có chu kỳ bằng l ngày hằng tinh (23 giờ 56 phút). Các sóng chu kỳ dài: có chu kỳ từ 1/2 tháng và dài hơn. Ví dụ có sóng Mf có chu kỳ 13,66 ngày, sóng Sa có chu kỳ 364,96 ngày. Các sóng chu kỳ ngắn (sóng nước nông): có chu kỳ vài giờ (từ 4 đến 8 giờ). Ví dụ sóng M4 có chu kỳ 6,21 giờ, M6 có chu kỳ 4,14 giờ. 3
- 6. hình số trị tính toán phân bố không gian của thủy triều 1. Mô hình Hanxen Hệ phương trình xuất phát là các phương trình chuyển động 2 chiều đối với sóng dài, bỏ qua các thành phần phi tuyến và với giả thiết ma sát đáy tỷ lệ tuyến tính với tốc độ dòng. Hệ phương trình chuyển động và liên tục trong trường hợp này có dạng: ∂u ∂t − fv = −g ∂ζ ∂x − ru (2.1) ∂v ∂t + fu = −g ∂ζ ∂y − rv (2.2) ∂ζ ∂t + ∂uh ∂x + ∂vh ∂y = 0 (2.3) Ở đây: u,v- các thành phần dòng triều trung bình theo phương thẳng đứng theo các trục x và y; ζ- độ dâng mực nước trên mực trung bình; f- tham số Coriolis; r- hệ số ma sát đáy; h-độ sâu biển. Trong hiện tượng thủy triều dao động mực nước c và các thành phần vận tốc u, v Biển đổi theo thời gian theo quy luật điều hoà: u v ζ = ¯u ¯v ¯ζ e−iσt (2.4) Ở đây σ là tốc độ góc sóng triều thành phần, u, v, ζ - các biên độ phức của các hàm tương ứng. Đặt (2.4) vào hệ (2.1) - (2.3), loại trừ thừa số chứa thời gian e−iσt - trong hệ phương trình chỉ còn chứa các ẩn là biên độ phức: ∂u − fv = −g ∂ζ ∂x (2.5) ∂v + fu = −g ∂ζ ∂y (2.6) ∂uh ∂x + ∂vh ∂y − iσζ = 0 (2.7) ở đây ζ = r − iσ Từ các phương trình trên có thể rút ra biểu thức của u, v phụ thuộc vào đạo hàm của ζ ¯u = − g δ2 + f2 δ ∂¯ζ ∂x + g ∂¯ζ ∂y ¯v = − g δ2 + f2 f ∂¯ζ ∂x − δ ∂¯ζ ∂y (2.8) Để rút ra được (2.8), rõ ràng phải giả thiết định thức của hệ (2.5), (2.6) khác không, có nghĩa ζ2 + f2 = 0. Thay (2.8) vào (2.7) ta nhận được phương trình đạo hàm riêng bậc 2 đối với mực nước: 2 ¯ζ + I h, ¯ζ d + f δh J h, ¯ζ + iσ ghδ δ2 + f2 ¯ζ = 0 (2.9) 4
- 7. = h + ζ , còn J(h, ζ) và I(h, ζ) là các toán tử được định nghĩa bằng: J h, ¯ζ = ∂h ∂x ∂¯ζ ∂y − ∂h ∂y ∂¯ζ ∂x I h, ¯ζ = ∂h ∂x ∂¯ζ ∂x + ∂h ∂y ∂¯ζ ∂y Phương trình vi phân đạo hàm riêng (2.9) là loại elliptic. Hanxen (1952) đã chứng minh rằng khi bên trong miền nghiên cứu với hệ số ma sát đáy khác 0 thì nghiệm của (2.9) sẽ xác định hoàn toàn đơn trị theo giá trị được cho trên biên bao quanh miền nghiên cứu. Chính vì vậy phương pháp này thường được gọi là “phương pháp giá trị biên”. Như vậy phương trình (2.9) được giải với điều kiện biên là cho giá trị biên độ dao động mực nước triều trên toàn bộ chu tuyến bao quanh miền nghiên cứu (G): ¯ζ (x, y) G = ψ (x, y) (2.10) Phương trình (2.9) với điều kiện biên (2.10) được giải bằng phương pháp số trị. Muốn vậy, miền nghiên cứu được phủ bằng mạng lưới vuông. Trên mỗi nút lưới sẽ viết được 1 phương trình đại số, trong đó các biểu thức đạo hàm được thay bằng các biểu thức sai phân. Bằng phương pháp lặp có thể giải ra hàm dao động mực nước tại mỗi điểm nút trong miền nghiên cứu. Sau đó sử dụng biểu thức (2.8) ta sẽ tìm được giá trị các thành phần vận tốc u, v. Như vậy cần lưu ý một điều rằng phương pháp này chỉ có thể ứng dụng được khi thoả mãn điều kiện ζ2 + f2 = 0. Định thức này liên hệ giữa hệ số ma sát, tốc độ góc sóng triều và tham số Coriolis. Có nghĩa là với một phân triều có chu kỳ xác định, tại một vùng có vĩ độ nào đó tương ứng với tham số Coriolis xác định sẽ xảy ra điều kiệnζ2 + f2 = 0 và ở đó bài toán là bất định. Những vĩ độ này được gọi là “vĩ độ chuẩn, ở đó không thể ứng dụng phương pháp Hanxen. 2. Mô hình phi tuyến Mô hình dựa trên hệ phương trình phi tuyến 2 chiều mô tả chuyển động sóng dài. Hệ phương trình đầy đủ có dạng: ∂u ∂t + u ∂u ∂x + v ∂u ∂y − fv = −g ∂ζ ∂x − Cb u d (u2 + v2 )1/2 + A( ∂2 u ∂x2 + ∂2 v ∂y2 ) (2.1) ∂v ∂t + u ∂v ∂x + v ∂v ∂y + fu = −g ∂ζ ∂y − Cb v d (u2 + v2 )1/2 + A( ∂2 u ∂x2 + ∂2 v ∂y2 ) (2.2) ∂ζ ∂t + ∂ud ∂x + ∂vd ∂y = 0 (2.3) ở đây: u, v - các thành phần vận tốc trung hình theo độ sâu theo các hướng x và y tương ứng ζ - độ dâng mực nước d - độ cao cột nước (d = h + ζ) f - tham số Coriolis Cb - hệ số ma sát đáy A - hệ số nhớt rối theo phương ngang Đây là hệ phương trình vi phân đạo hàm riêng dạng hyperbolic, được giải với các điều kiện biên như sau: • Tại biên cứng: được chia ra hai trường hợp: 5
- 8. bỏ qua thành phần nhớt rối ngang thì điều kiện không thấm được sử dụng, nghĩa là triệt tiêu của thành phần pháp tuyến với bờ của tốc dộ dòng.Như vậy điều kiện biên cứng khi không xét thành phần rối ngang sẽ là: Un = 0, Un là thành phần pháp tuyến với bờ của tốc độ này Trong trường hợp bài toán có tính đến hiệu ứng nhớt rối ngang, để đảm bảo tính đúng đắn của bài toán, cần sử dụng điều kiện dính sát tại biên cứng, nghĩa là ở sát biên cứng hoàn toàn không có dòng chảy, các thành phần dòng chảy theo các hướng đều bằng 0: u = v = 0 • Tại biên lỏng: Cho dao động mực nước triều theo thời gian lấy từ tài liệu đo đạc: ζL = f(x, y, t) Tùy theo bài toán là tính phân bố sóng triều đơn hay triều tổng hợp mà dạng hàm f sẽ khác nhau. Nếu sóng đơn: f = hi cos(qit − gi) Nếu triều tổng hợp: f = Z0 + i Fihi cos(qit − gi + Pi(t)) Ở đây: hj, gi là hằng số điều hòa biên độ và pha của phân triều i Fi(t), Pj(t) là tham số thiên văn biên độ và pha của phân triều i q1 là tốc độ góc của phân triều i z0 là mực nước biển trung bình Hệ phương trình với các điều kiện biên được giải số trị hoặc bằng phương pháp sai phân hữu hạn hoặc bằng phương pháp phần tử hữu hạn. Thông thường thì các phương pháp sai phân hữu hạn được sử dụng nhiều hơn vì chúng thuận tiện và đở tốn thời gian hơn. Một trong các sơ đồ sai phân thường được sử đụng là sơ đồ Crank-Nicholson giải theo phương pháp truy đuổi luân hướng trên mạng lưới xen kẽ. 1.3 Kết quả nghiên cứu 1.3.1 Hệ thống các hằng số điều hòa thủy triều tại các trạm ven bờ và đảo Hệ số điều hòa ở một số điểm sẽ đóng vai trò là điều kiện biên của các mô hình, ở một số điểm khác sẽ dùng làm tiêu chuẩn đế hiệu chỉnh, kiểm định, kiểm tra các mô hình. Rõ ràng hệ thống các HSĐH thủy triều tại các trạm cố định đóng vai trò cực kỳ quan trọng trong việc nghiên cứu thủy triều và dòng triều trong một vùng biển. Nhận thấy vai trò thiết yếu của hệ thống các HSĐH thủy triều, đề tài cấp nhà nước KT.03.03 “Nghiên cứu thủy triều Biển Đông” (1991-1995) đã thu thập và chỉnh biên số liệu 6
- 9. triều tại các trạm phân bố dọc ven bờ và đảo trong Biển Đông. Đã chọn lọc và thống kê được 275 điểm với các giá trị HSĐH thủy triều tại đó, in trong sản phẩm của đề tài ‘Tập số liệu hằng số điều hòa thủy triều Biển Đông” (1995). 1.3.2 Đánh giá vai trò các yếu tố trong việc hình thành và Biển đổi hiện tượng thủy triều trong Biển Đông 1. Ảnh hưỏng hệ số ma sát đáy Ma sát dáy đóng vai trò rất quan trọng trong việc hình thành bức tranh phân bố thủy triều trong biển. Đặc biệt trong các vùng thềm lục địa nước nông, ma sát đáy làm thay đổi đáng kể đao động mực nước và dòng triều, là yếu tố chính gây sự tiêu tán năng lượng triều ở đây. Ma sát được tính toán trong các mỏ hình thủy động thủy triều là một đại lượng mà cho đến nay được thừa nhận rộng rãi nhất là tý lệ với bình phương tốc độ dòng chảy. Vì vậy vấn đề chọn hệ số ma sát đáy luôn là mối quan tâm hàng đầu của các nhà nghiên cứu tính toán bức tranh phân bố thủy triều. Kết quả cho thấy sự có mặt của ma sát đáy đã làm thay đổi đáng kể bức tranh phân bố biên độ và pha của dao động mực nước cũng như dòng triều. Dĩ nhiên hệ số ma sát càng tăng, sự sai khác càng lớn. Với dao động mực nước ảnh hưởng của ma sát đáy thấy rõ ở các vùng biển nông (như Vịnh Bắc Bộ, Vịnh Thái Lan) hơn là các vùng biển sâu. Hệ số ma sát biển đổi theo độ sâu được tính theo công thức Vapnia: K = X2 ln 1 + 1 − z0 h 1 − 1 − z0 h − 2 1 − z0 h − 2 3 −2 Ở đây, X là hằng số Carman, z0 - là độ gồ ghề đáy, h - là độ sâu biển. Đề tài KT.03.03 thống nhất chọn hệ số ma sát đáy dùng cho tất cả các mô hình tính là 2, 6.10−3 (là giá trị tương đương với giá trị mà Taylor đã chọn cho biển Airơlen). 2. Vai trò của lực Coriolis Trong các nghiên cứu trước đây có tác giả đã tính lực Coriolis lấy giá trị trung bình cho toàn Biển Đông vì cho rằng ở vĩ độ thấp lực này không lớn. Nhưng cũng có các tác giả khác cho rằng đối với Biển Đông là một biển lớn trải dài từ 0o đến 25o N, do đó không thể bỏ qua sự thay đổi của lực này qua từng vĩ độ, mặc dù ở vĩ độ thấp giá trị lực này không lớn như ở các vĩ độ cao. Trong khuôn khổ đề tài cấp nhà nước KT.03.03 đã tiến hành tính toán so sánh 2 trường hợp: mô hình tính triều Biển Đông với giá trị không đổi của lực Coriolis giá trị của nó thay đổi liên tục theo vĩ độ của từng vị trí trong biển. Bài toán tính cho các sóng ngày và nửa ngày chủ yếu là K1 và M2. Kết quả cho thấy có sự khác nhau rõ rệt trong bức tranh phân bố thủy triều trong 2 trường hợp đã nêu. Điều đó cho thấy khi tính toán các bài toán thủy triều Biển Đông cần thiết phải tính đến sự thay đổi lực Coriolis theo vĩ độ địa lý. 3. Vai trò của thành phần gia tốc phi tuyến Cũng trong đề tài KT.03.03 đã tiến hành xem xét thành phần gia tốc phi tuyến. Để đánh giá nó, các tác giả đã tiến hành giải bài toán trong 2 trường hợp: có và không 7
- 10. gia tốc phi tuyến tham gia trong hệ phưong trình, các dữ kiện còn lại là hoàn toàn như nhau. Sau đó tiến hành đánh giá so sánh định lượng giữa 2 phương án tính, tìm ra sai lệch tuyệt đối và sai lệch tương đối của chúng. Việc tính toán được tiến hành cho hai sóng chính, tiêu biểu cho hệ thống sóng ngày và nửa ngày là K1 và M2. Hiệu ứng gia tốc phi tuyến sẽ có ảnh hưởng rõ rệt ở những vùng có dòng triều mạnh và có gradient tốc độ dòng lớn. Khi giải bài toán thủy triều ở những vùng hẹp hơn có độ sâu Biển đổi mạnh bằng bước lưới nhỏ đủ mô tả chi tiết sự Biển đổi của độ sâu thì có thể nhận thấy sự sai lệch rõ ràng hơn do tác động của hiệu ứng gia tốc phi tuyến. Như vậy để tính toán đủ chính xác hiện tượng thủv triều, trong mô hình không nên bỏ qua thành phần gia tốc phi tuyến, đặc biệt là khi nghiên cứu tính toán dòng triều. 4. Vai trò tác động trực tiếp của lực gây triều trong Biển Đông Sự hình thành chuyển động thủy triều trong Biển Đông được thực hiện bằng 2 con đường: một là sóng triều được hình thành trong đại dương rộng lớn và truyền vào Biển Đông qua các cửa như eo Đài Loan, eo Basi, eo Kalimantan, co Malaca ... (thực lế đây là các biên lỏng giới hạn biển với đại dương bên ngoài); hai là sóng triều được hình thành ngay trong Biển Đông dưới tác dụng trực tiếp của lực gây triều. Từ xưa tới nay các tác giả đều thừa nhận rằng con đường thứ nhất là cơ bản, là chính yếu nhất để hình thành nên chuyển động thủy triều Biển Đông. Bài toán thủy triều Biển Đông được xét thuần túy là hài toán truyền sóng triều từ biên lỏng vào. Bài toán đươc giải cho 4 sóng chính: M2, S2, K1, và O1. Sau đó tiến hành so sánh định lượng giữa hai phương án tính để rút ra sai lệch tuyệt đối và sai lệch tương đối. Từ đó rút ra kết luận về ảnh hưởng của lực gây triều. Một số nhận xét và kết luận rút ra là: • Đối với sóng M2: Việc tính toán đến tác dụng trực tiếp của lực gây triều trong Biển Đông làm thay đổi đáng kể biên độ của sóng này. Tại các vùng Vịnh Bắc Bộ, Vịnh Thái Lan và phần phía Đông của biển, biên độ sóng M2 tăng có chỗ đạt từ 4 đến 8cm (bờ Philippin), thậm chí tới 14cm (gần co Quỳnh Châu và vùng ven bờ Kiên Giang). Trong khi đó có một số nơi biên độ lại giảm khá mạnh từ 4 đến 12cm (như vùng phía bắc Biển Đông, phía đông và nam của Nam Việt Nam). Sai lệch tương đối nhiều nơi đạt từ 40 đến 50% thậm chí cao hơn. • Đối với sóng S2: sóng này có biên độ nhỏ hơn M2 nên sai lệch tuyệt đối cũng nhỏ hơn. Các vùng này tăng giảm biên độ cũng phân bố giống như đối với sóng M2. Sai lệch tương đối có giá trị khá lớn đặc biệt ở vùng bắc Biển Đông có thể đạt tới giá trị vài trăm phần trăm, còn phần lớn các nơi sai lệch tương đối từ 10 đến 20%. • Đối với sóng K1: Việc tính toán đến tác dụng trực tiếp của lực gây triều nói chung làm giảm biên độ sóng ớ các vùng phía bắc, vùng trung tâm biển (trong đó có toàn bộ Vịnh Bắc Bộ) và vùng tây nam. Phần tăng biên độ ở gần Philippin và vùng đông nam của biển. Mức độ tăng, giảm đều nhỏ từ 1 đến 4cm. Sai lệch tương đối trong các vùng cỡ từ 0 đến 10%. • Đối với sóng O1: Cũng giống như với sóng K1 các vùng tăng giảm biên độ cũng gần giống như với sóng K1. Trị số tăng giảm cũng nhỏ, lớn nhất đạt 4 đến 6cm ở 8
- 11. Kalimantan. Sai lệch tương đối trong các vùng cũng cỡ từ 0 đến 10%. Như vậy từ kết quả tính toán đánh giá cho thấy việc tính toán đến lực gây triều trực tiếp trong Biển Đông ảnh hưởng ít tới các sóng chu kỳ ngày, trong khi đó lại ảnh hưởng rõ rệt đối với sóng chu kỳ nửa ngày. Tuy nhiên sóng chu kỳ ngày trong Biển Đông là chiếm ưu thế trong toàn biển, cho nên vẫn có cơ sở để nói rằng khi giải bài toán thủy triều Biển Đông có thể bỏ qua thành phần lực gây triều nếu như thực tế có thể chấp nhận một sai số nào đấy. Còn nếu cần thiết phải nâng cao độ chính xác tính toán thủy triều (với sai số vài cm) trong các bài toán nghiên cứu hay ứng dụng thì cần thiết phải tính đến thành phần lực gây triều trực tiếp trong Biển Đông. 1.3.3 Những kết luận về đặc điểm phân bố thủy triều và dòng triều, phân vùng chế độ của chúng và nguyên nhân hình thành hiện tượng triều đa dạng và đặc sắc ở Biển Đông Thông qua các kết quả tính toán mô hình số trị kết hợp với những số liệu thực đo về thủy triều và dòng triều trong biển có thể rút ra những kết hợp định tính và định lượng về đặc điểm phân bố bức tranh triều đặc sắc và phức tạp của Biển Đông. 1. Về đặc điểm truyền sóng triều Hiện tượng thủy triều được hình thành trong Biển Đông chủ yếu là do sóng triều truyền từ Thái Bình Dương vào. Khi truyền từ đại dương vào, thoạt tiên các sóng bán nhật triều có biên đô lớn hơn rõ rệt với năng lượng bằng khoảng thời gian gấp rưỡi năng lượng của các sóng nhật triều. Tuy nhiên, trong quá trình truyền sóng triều do điều kiện địa hình Biển đổi, nhất là khi truyền vào vùng thềm lục địa phía tây, trong đó có hai vịnh lớn là Vịnh Bắc Bộ và Vịnh Thái Lan, các sóng nhật triều đã mạnh lên rõ rệt và tại nhiều nơi đã áp đảo thành phần bán nhật triều. Ngoài ra do địa hình đáy và hình thái bờ đặc biệt của các vịnh này đã tạo nên các vùng nhật triều thuần túy hoặc nhật triều không đều, đồng thời thu hẹp những vùng bán nhật triều hoặc làm cho những vùng bán nhật triều tuy vẫn tồn tại song các thành phần nhật triều trong đó đã lớn lên đáng kể, có nghĩa là thành những vùng bán nhật triều không đều. Chính vì vậy, bức tranh thủy triều ở Biển Đông nói chung và nói riêngg ở miền phía tây của biển là đa dạng và đặc sắc, có thề nói hiếm thấy trên thế giới so với sự chi phối nổi bật của thành phần nhật triều. Các dạng sóng tiến lúc ban đầu chuyển dần thành dạng sóng tiến – đứng hoặc đứng – tiến. Các điểm vô triều (amphidrome) bán nhật hoặc tàn nhật được hình thành ở hai Vịnh lớn phía tây của biển. Các vùng nút sóng và bụng sóng của các sóng cũng xuất hiện. Chẳng hạn vùng nút sóng bán nhật triều ở Vịnh Bắc Bộ. Vùng bụng sóng bán nhật triều biên độ lớn ở khu vực eo Đài Loan và Vịnh Pulo Lakei, ở đây các đường đẳng biên độ dày đặc và dòng triều chảy khá mạnh do điều kiện riêngg địa phương. Phần còn lại với diện tích khá rộng của biển thì bức tranh thủy triều đơn giản hơn nhiều do ở đây độ sâu biển khá lớn không làm Biển dạng nhiều đến bức tranh truyền sóng triều. Nếu xét tỉ mỉ hơn, có thể thấy sự hình thành các vùng vô triều của các sóng là rất khác nhau. Chẳng hạn đối với sóng nhật triều K1 điểm vô triều thể hiện rất rõ nhưng so với sóng nhật triều O1 điểm vô triều ở tây nam cửa Vịnh Bắc Bộ lại chưa thể hiện 9
- 12. có một nửa thể hiện ảo (trên đất liền). Đối với sóng bán nhật triều M2, điểm vô triều ở Vịnh Thái Lan dường như có hai, nhưng đều chưa thể hiện trọn vẹn trên biển mà đều có một nửa là ảo (trên đất liền). Riêng ở Vịnh Bắc Bộ,đối với sóng bán nhật triều M2 không hình thành điểm vô triều mà lại hình thành dải nút sóng (trên đó biên độ triều cũng rất nhỏ) từ Cát Bà (Việt Nam) tới Bắc Lê (đảo Hải Nam, Trung Quốc). Với trường hợp sóng bán nhật triều S2 cách thể hiện điểm vô triều còn mờ nhạt hơn nữa, do biên độ của sóng S2 trên Biển Đông nói chung là nhỏ, vì vậy với những vùng có biên độ quá nhỏ 0 – 1cm tuy cũng coi là các điểm vô triều với sự quay vòng chưa đầy đủ của góc pha nhưng do quá mờ nhạt nên không có ý nghĩa thật sự trong thực tế. 2. Đánh giá độ lớn thủy triều và dòng triều Biển Đông Đây là vấn đề có ý nghĩa thực tiễn quan trọng, đặc biệt trong công tác thiết kế thi công và quy hoạch trong vùng biển. Ngoài ra còn cần thiết trong việc xác định mực chuẩn cao độ ở lục địa và mực chuẩn độ sâu trong các bản đồ hàng hải, số 0 bảng thủy triều, ranh giới lãnh hải, xác định cao độ ở vùng ven biển, ngoài khơi và các đảo xa. Tính toán dựa trên 19 năm. Một cách khái quát có thể thấy độ lớn triều cực đại ở Biển Đông trong mỗi chu kỳ 19 năm có thể vượt quá 5m ở tây bắc eo Đài Loan, vùng đỉnh Vịnh Bắc Bộ, vượt quá 4m ở bờ biển đông bắc Việt Nam, bắc eo Đài Loan, phía trong vịnh Pulo Lakei và vùng lân cận Vũng Tàu (Việt Nam). Vùng có độ lớn thủy triều khoảng 1m hoặc nhỏ hơn chút ít là vùng khơi khá rộng lớn giữa Biển Đông tiếp giáp với phần bắc của biển và vùng rộng choán hầu khắp cửa Vịnh Thái Lan. Các vùng có độ lớn triều cực đại trong chu kỳ 19 năm rất nhỏ không vượt quá 0,5m là vùng cắt ngang gần cửa Vịnh Thái Lan, vùng nhỏ lân cận Cửa Thuận An (Việt Nam). Các vùng còn lại của biển trong vùng ven bờ có giá trị từ 1,5m đến 4m và ở vùng khơi có giá trị từ 1m đến 2m. Trong vùng biển Việt Nam tồn tại cả những vùng có độ lớn triều cực đại rất nhỏ (≤0,5m) và những vùng có độ lớn triều cực đại lớn (≥4,5m), cùng những vùng có chế độ triều khác nhau xen kẽ. Rõ ràng bức tranh dao động thủy triều ở biển nước ta rất đa dạng. Dòng triều cực đại trong chu kỳ 19 năm ở Biển Đông cũng thay đổi đáng kể từ dưới 2cm/s (chủ yếu ở vùng khơi gần phía tây bắc và gần phía đông của trung tâm biển) đến trên 100cm/s (eo Đài Loan, eo Quỳnh Châu), lân cận Vịnh Diễn Châu (Việt Nam), phía trong Vịnh Thái Lan, Vịnh Pulo Lakei và bờ đông bán đảo Malaca. Nói chung các vùng có dòng triều chảy mạnh (vượt quá một hải lý/giờ) là phần lớn eo Đài Loan, xung quanh bán đảo Lôi Châu, Vịnh Diễn Châu (Việt Nam), vùng lân cận bờ đông Nam Bộ (Việt Nam), ven bờ tây Vịnh Thái Lan, đông bán đảo Malaca, Vịnh Pulo Lakei, ven bờ tây Philippin. Dải dòng triều chảy mạnh có thể kéo dài từ ven bờ ra khoảng trên dưới nửa độ kinh vĩ tùy theo vùng. Tới khoảng cách xa bờ chừng 1-2 độ là dòng triều trở nên yếu đi rõ rệt (chỉ còn trên dưới 10cm/s), trừ trường hợp trong Vịnh Bắc Bộ và eo Đài Loan. 3. Phân vùng chế độ thủy triều và dòng triều Ở đây, ta chọn tỉ số phân loại dựa trên bốn sóng triều chính là M2, S2, K1và O1 (tỉ số Vander Stock) để làm chỉ tiêu phân loại chế độ thủy triều và dòng triều, đó là: Với thủy triều D = HO1 + HK1 HM2 + HS2 10
- 13. D = VO1 + VK1 VM2 + VS2 Ở đây H là giá trị biên độ dao động mực nước, V là giá trị modun vận tốc của các sóng triều tương ứng. Tùy thuộc giá trị của D, tính chất chế độ thủy triều (hay dòng triều) được chia ra như sau: D Tính chất triều 0 ÷ 0,25 Bán nhật triều đều 0,25 ÷ 1,50 Bán nhật triều không đều 1,50 ÷ 3,00 Nhật triều không đều D > 3,00 Nhật triều đều Từ kết quả tính toán mô hình và sau đó xác định tỉ số phân loại D, các tác giả đề tài KT.03.03 đã xây dựng các bản đồ phân bố đặc trưng chế độ thủy triều và dòng triều trong bài toán Biển Đông. Có thể rút ra một số nhận xét về bức tranh phân bố đặc trưng chế độ thủy triều và dòng triều Biển Đông như sau: Về chế độ thủy triều: Vùng nhật triều đều (D≥3) và nhật triều không đều (1,50<D<3,00) chiếm phần lớn diện tích của biển với độ lớn triều đáng kể ở Vịnh Bắc Bộ (giá trị cực đại vượt quá 5m) và độ lớn vừa phải nằm ở phần còn lại (từ 1 đến 2m). Vùng bán nhật triều đều (0,0<D<0,25) chỉ chiếm diện tích rất nhỏ: hầu khắp eo Đài Loan với độ lớn triều từ vừa đến rất lớn (vượt quá 5m); nửa trái cửa Vịnh Thái Lan với độ lớn triều trung bình và nhỏ; một vùng rất hẹp ở khu vực cửa Thuận An (Việt Nam) với biên độ trung bình và nhỏ, có thể nói nhỏ nhất ở Biển Đông. Vùng bán nhật triều không đều (0,25<D<1,50) chiếm diện tích lớn hơn so với vùng bán nhật triều đều và nằm xen giữa các vùng bán nhật triều đều và nhật triều không đều, trong đó các vùng ven biển Nam Bộ (Việt Nam) và phía đông bán đảo Lôi Châu (Trung Quốc) là có độ lớn triều đáng kể. Về chế độ dòng triều: So với bản đồ phân vùng chế độ thủy triều thì bản đồ phân vùng chế độ dòng triều phức tạp hơn nhiều. Có thể thấy trong Biển Đông tồn tại đủ cả bốn dòng triều: nhật triều đều, bán nhật triều đều, nhật triều không đều và bán nhật triều không đều. Các vùng phân bố xen kẽ đan xen nhau rất phức tạp không phân bố thuần nhất và rõ ràng như trường hợp chế độ thủy triều. Mặt khác sự tương ứng giữa chế độ thủy triều và chế độ dòng triều không đơn giản vì sự xuất hiện các dạng sóng triều khác nhau ở các vùng trong biển, không chỉ sóng tiến, mà cả sóng đứng, sóng đứng – tiến hoặc sóng tiến – đứng. Chính vì vậy mà có những vùng chế độ thủy triều và chế độ dòng triều có đặc trưng giống nhau, nhưng cũng có những vùng hai loại chế độ này lại có đặc trưng khác nhau không cùng loại. Nhìn chung vùng có chế độ dòng triều hỗn hợp (nhật triều không đều hoặc bán nhật triều không đều) chiếm phần lớn hầu hết diện tích của Biển Đông. Vùng có chế độ dòng triều bán nhật đều hay nhật triều đều chỉ chiếm diện tích nhỏ và nằm rải rác ở các khu vực khác nhau trong biển. 4. Nguyên nhân hình thành hiện tượng thủy triều đa dạng và đặc sắc của Biển Đông Thông qua phân tích vật lý kết hợp với tính toán giải thích thủy động theo các công thức tương đối đơn giản Nguyễn Ngọc Thụy (1969, 1985) đã nhận định rằng điều kiện địa hình và kích thước Biển Đông nói chung và hai vịnh Bắc Bộ và Thái Lan nói riêngg 11
- 14. thuận lợi cho chế độ cộng hưởng đối với sóng nhật triều, trong khi đó vịnh Pulo Lakei và eo Đài Loan thuận lợi cho cơ chế cộng hưởng với sóng bán nhật triều. Khi nghiên cứu sự truyền các dao động cưỡng bức có chu kỳ khác nhau từ các biên lỏng (eo Đài Loan, eo Basi, eo Kalimantan) vào trong Biển Đông thông qua giải hệ thống phương trình thủy động lực nước nông đầy đủ, Đỗ Ngọc Quỳnh (1991) đã chỉ ra rằng eo Basi đúng là đóng vai trò quan trọng nhất trong việc truyền sóng triều vào Biển Đông. Các dao động từ đây được lan truyền nhanh và phát triển rộng trong cả biển. Do điều kiện địa hình và kích thước của biển cho nên cho dù ở biên lỏng biên độ các sóng chu kỳ ngày và nửa ngày là bằng nhau nhưng sóng ngày đã được tăng biên độ khi truyền vào trong biển, trong nhiều khu vực đã lấn át hẳn sóng nửa ngày và quyết định chế độ dao động ngày trong phần lớn các khu vực của biển. Để nghiên cứu khả năng cộng hưởng của các sóng triều chu kỳ khác nhau trong biển, Phạm Văn Huấn (1997) đã nghiên cứu bài toán dao động tự do trong toàn Biển Đông thông qua giải số trị hệ phương trình thủy triều không chứa ma sát. Đã tiến hành theo dõi Biển đổi mực nước tại 16 điểm ở các vị trí tiêu biểu trong biển. Sau đó tiến hành phân tích phổ tại những điểm này để tìm ra các chu kỳ riêng của dao động. Kết quả trong phạm vi từ 1 đến 60 giờ đã tìm được 15 mod dao động có năng lượng đáng kể trong đó chu kỳ chung cho toàn biển là 19,2 giờ và sau đó là 24 giờ. Ngoài ra tùy từng vùng còn tồn tại những chu kỳ khác. Như vậy có thế kêt luận khả năng cộng hưởng của các dao động có chu kỳ cận ngày và ngày là rất rõ ràng. Điều đó giải thích tại sao các sóng triều chu kỳ ngày có địa vị thống trị trong Biển Đông. Cũng theo hướng nghiên cứu này, Phạm Văn Ninh và Trần Thị Ngọc Duyệt (1997) đã nghiên cứu dao động riêng của khối nước Biển Đông theo một cách tiếp cận khác. Các tác giả đã giải hệ thống phương trình thủy động lực nước nông đầy đủ với giả định có các dao động cưỡng bức trên các biên lỏng với biên độ không đổi (0,5m) và với một chuỗi các chu kỳ khác nhau Biển đổi từ 2 đến 720 giờ. Sau đó tiến hành theo dõi biên độ dao động mực nước tại từng điểm trong biển (6620 điểm) tương ứng với các chu kỳ dao động cưỡng bức trên biên khác nhau; từ đó tìm ra các chu kỳ trội hay phổ các dao động riêng tại từng điểm. Kết quả chỉ ra rằng toàn bộ Biển Đông có hai chu kỳ riêng là nửa ngày (11-12 giờ) và cận ngày (18-21 giờ), Trong đó biên độ cộng hưởng cận ngày biểu hiện rõ rệt nhất. Riêng Vịnh Bắc Bộ còn có chu kỳ riêng 32-36 giờ với hiệu ứng khuếch đại biên độ rất mạnh và Vịnh Thái Lan có chu kỳ riêng 50-60 giờ. Như vậy cần lưu ý rằng chế độ nhật triều đều ở Vịnh Bắc Bộ không gắn liền với chu kỳ cộng hưởng mạnh nhất của thủy vực như một số tác giả thường quan niệm trước đây. Một cách tiếp cận khác để tìm hiểu bức tranh thủy triều Biển Đông là thônq qua phân tích năng lượng triều. Đề tài KT.03.03 đã tiến hành tính toán dòng năng lượng triều đi qua biên lỏng và xác định tốc độ tán xạ năng lượng trung bình trên toàn thủy vực như sau: Dòng năng lượng triều đi qua biên lỏng: W = L pg(hζ)ζVndl Ở đây p là mật độ nước biển, ha là độ sâu biển, ζ độ dâng mực nước, Vn thành phần pháp tuyến của vận tốc với đường biên L. 12
- 15. xạ năng lượng trung bình trong toàn thủy vực: D = S kp(u2 + v2 )3/2 ds Ở đây k là hệ số ma sát đáy. u và v là các thành phần vận tốc triều, S là miền tính toán. Qua tính toán ta thấy năng lượng triều đã được phân bố lại do điều kiện địa hình và hình thái đường bờ của biển. Ta cũng có thể thấy rằng tổng năng lượng triều đi vào biển qua biên lỏng (W) hầu như được cân bằng với năng lượng tán xạ (D) trong biển. Các vùng nước nông đương nhiên là vùng tán xạ chính của năng lượng triều vì tại nơi đây vừa có ma sát lớn lại có dòng chảy lớn. 1.4 Kết luận và khuyến nghị Sự nghiên cứu thủy triều Biển Đông đã tiến hành những bước mới quan trọng, nó không dừng lại ở việc phân tích mô tả hiện tượng xảy ra mà đã đi sâu vào nghiên cứu giải thích cơ chế hình thành và biến đổi của hiện tượng. Những kết quả nghiên cứu đã làm phong phú thêm rất nhiều về những hiểu biết hiện tượng thủy triều trong Biển Đông. Tuy vậy, vấn đề thủy triều Biển Đông vẫn còn nhiều vấn đề cần phải tiếp tục nghiên cứu sâu hơn để làm rõ những quy luật và cơ chế hình thành và biến đổi, nâng cao chính xác dự báo để phục vụ thiết thực các nhu cầu thực tế. Những vấn đề cần được tiếp tục nghiên cứu trong thời gian tới là: 1. Tiếp tục duy trì và nâng cao các hoạt động đo đạc trong hệ thống các trạm vị cố định và tạm thời được bố trí trong các vùng ven bờ, đảo và ngoài khơi. Cố gắng đo liên tục dài ngày về dao động mực nước và dòng triều, đặc biệt tài liệu thực đo về dòng triều còn hạn chế rất nhiều về số lượng và thời gian kéo dài đo đạc. Phải tích luỹ đều đặn nguồn tài liệu này, làm cơ sở cho tất cả các nghiên cứu sâu tiếp theo. 2. Phân tích điều hòa các chuỗi đo đạc liên tục dài ngày (từ 1 năm trở lên) để hoàn thiện bộ hằng số điều hòa thủy triều (HSĐH) với nhiều sóng (từ 30 sóng trở lên) cho toàn bộ vùng biển. Nghiên cứu sự phân bố không gian và biến động theo thời gian của các HSĐH của các sóng triều. 3. Đẩy mạnh nghiên cứu mô hình số trị giải bài toán thủy triều. Mô hình 2 chiều cho đến nay có thể nói là đã khá hoàn thiện, đáp ứng nhu cầu thực tế về dao động mực nước triều. Nhưng về dòng triều trung bình còn có nhiều vấn đề phải lưu ý, cần phải đẩy mạnh nghiên cứu sâu về mặt này hơn nữa. Nâng cao độ chính xác của các mô hình 2 chiều theo các hướng sử dụng các lưới tính tiếp cận tốt hơn với đường bờ, mô tả tỷ mỷ và chính xác diễn biến của địa hình đáy, nâng cao độ chính xác của các số trị trên biên lỏng, đánh giá đúng giá trị của lực ma sát đáy và hệ số nhớt rối ngang... Đồng thời để nghiên cứu được cấu trúc thẳng đứng của dòng triều, cần phải phát triển mô hình 3 chiều tính toán thủy triều trong biển. 4. Cần tiến hành nghiên cứu bài toán thủy triều tổng hợp, tức bài toán mô tả bức tranh thủy triều thực tế bao gồm nhiều sóng thành phần mà không tách ra nghiên cứu các sóng đơn riêng biệt. Trên cơ sở này mới có khả năng tính toán dự báo bức tranh thủy triều và dòng triều xảy ra trong thời điểm bất kỳ mà ta cần quan tâm phục vụ các yêu cầu thực tế. Mặt khác cần thiết phải tiến hành nghiên cứu các bài toán hỗn hợp, 13
- 16. dao động thủy triều với các quá trình khác như dòng chảy do gió, nước dâng bão, sóng bão, dòng chảy do sông, sự không đồng nhất mật độ ... 5. Cần tiếp tục nghiên cứu về cơ chế hình thành và biến đổi bức tranh thủy triều trong Biển Đông và ở từng bộ phận của biển này. Liên quan đến nó là các vấn đề về ma sát, truyền và tiêu tán năng lượng biển, cộng hưởng... cần phải tiến hành nghiên cứu đầy đủ và sâu sắc thêm. 6. Ngoài việc nghiên cứu bức tranh chung thủy triều trong toàn Biển Đông, cần thiết phải tiến hành nghiên cứu chi tiết cho các lưu vực nhỏ hơn như Vịnh Bắc Bộ, Vịnh Thái Lan hay các vụng vịnh hẹp hơn nữa để phục vụ cho các nhu cầu thực tiễn đặt ra trong các dự án xây dựng, bảo vệ và khai thác các vùng biển cụ thể. Trong đó cần lưu ý nghiên cứu loại bài toán liên quan tới sự biến động của các bãi triều, bãi nổi luôn thay đổi phụ thuộc vào mực triều. 7. Nghiên cứu xác định mực nước biển trung bình nhiều năm và sự biến động của nó theo xu hướng dâng, hạ mực nước toàn cầu. Để nghiên cứu vấn đề này cần thiết phải tích luỹ có hệ thống nguồn số liệu đo đạc có độ chính xác cao và kéo dài. 14
- 17. RIÊNG 2.1 Tình hình nghiên cứu Xem xét dao động riêng của thủy vực có vai trò đặc biệt quan trọng trong việc hiểu biết chế độ thủy triều, trong việc xử lý các số liệu mực nước thực đo và trong việc phòng tránh những dao động cưỡng bức có thể gây nên hiện tượng cộng hưởng. Ở Việt Nam, nghiên cứu phổ dao động trên Biển Đông dựa vào việc phân tích phổ các số liệu thực đo và chủ yếu là kết quả tính toán dựa trên mô hình nước nông, tuyến tính không ma sát, dao động tự do với mực nước cho trước ban đầu. Ngoài ra, cách khác là dựa trên kết quả tính toán theo mô hình nước nông phi tuyến đầy đủ có lực ma sát, dao dộng cưỡng bức do các dao động cho trước của mực nước tại các eo Đài Loan, eo Basi và eo Kalimantan và phân tích mực nước. Mối liên hệ của phổ các dao động riêng với sự cộng hưởng trong dao động mực nước và cơ chế hình thành những hiện tượng thủy triều phức tạp và độc đáo ở Biển Đông cũng đã được xem xét. Các kết quả nghiên cứu đó đã chỉ ra phổ các dao động chung toàn Biển Đông và riêng cho Vịnh Bắc Bộ, Vịnh Thái Lan. 2.2 Các phương pháp nghiên cứu 1. Phân tích phổ đường dao động mực nước thực đo hoặc tính toán. 2. Giải bằng số các mô hình toán (dao động tự do, không ma sát và dao động cưỡng bức có ma sát). 3. Phân tích kết quả. 2.3 Kết quả nghiên cứu 2.3.1 Nghiên cứu phổ Nghiên cứu phổ của chuỗi số liệu 1 năm, đo từng giờ tại Hòn Dấu, Đà Nẵng, Quy Nhơn, Vũng Tàu có ứng dụng hàm lọc số liệu xuất phát và cách lấy trung bình và trung bình trượt có tỷ trọng [1, 2]. Kết quá nhận được như sau: • Trạm Hòn Dấu. Hai chuỗi mực nước từng giờ độ dài một năm (năm 1975 và 1987) cho các chu kỳ: 88,33-31,25-25,00-20,83-19,23-12,20-10,6-9,43-8,33-6,3-6,2-4,3-3,6 giờ. 15
- 18. Nẵng. Chuỗi mực nước từng giờ độ dài một năm (năm 1987) cho các chu kỳ: 35,71-31,25-23,81-19,23-17,2-12,50-11,63-10,4-9,26-7,5-7,1 giờ. • Trạm Quy Nhơn. Chuỗi mực nước từng giờ độ dài một năm (năm 1987) cho các chu kỳ: 35,71 -23,81 -20,83-19,23-17,2-12,50-10,8-9,8 giờ. • Trạm VũngTàu. Chuỗi mực nước từng giờ độ dài một năm (năm 1987) cho các chu kỳ: 35,71-31,25-25,00-20,83-18,5-17,8-14,5-13,5-12,50-10,87-9,8-7,5-6,2-3 giờ. Kết quả tính cho phép nhận xét những nét sau đây: Nếu quy ước gọi những dao động với những chu kỳ nằm ngoài khoảng giữa các chu kỳ nhật và bán nhật triều (25,00-12,2 giờ) tuần tự là những dao động tần thấp và tần cao. Thì thấy rằng các đỉnh phổ của các dao động tần thấp và tần cao thể hiện rõ nét hơn cả. Trong các phổ còn có thể thấy những đỉnh nhỏ hơn 6-4 giờ thể hiện ít rõ nét nhưng có mặt thường xuyên ở nhiều chuỗi lọc. 2.3.2 Giải số và phân tích phổ Đã giải bằng số bài toán nước nông phi tuyến không có ma sát với mực nước cho trước tại thời điếm ban đầu và phân tích phổ tại 16 điếm. Để giải bằng số toàn bộ Biển Đông được xấp xỉ bằng mạng lưới với bước lưới bằng một độ kinh vĩ. Phần biên cứng là toàn bộ bờ của các nước xung quanh, những eo biển hẹp xen kẽ với những chuỗi đảo nhỏ. Chỉ riêng ở phần đông và bắc, eo Đài Loan và eo Luzon với độ sâu ở giữa tuần tự cỡ 100m và hơn 300m được coi là biển lỏng. Các trị u,v, η được tính ở các điểm xê dịch nhau một nửa bước lưới. Bước thời gian (bằng 1250 giây) được tính với độ chính xác bậc bốn của chuỗi Taylo. Độ dài các chuỗi trị số mực nước tính được dùng để phân tích phổ các dao động tự do bằng 1000 với độ gián đoạn bằng 1 giờ. Tất cả các phổ những dao động tự do được xây dựng cho 16 điểm phân bố dọc theo các bờ và phần khơi và trong dải chu kỳ từ 1 đến 60 giờ đã phân biệt được 15 dao động (mốt) tự do với năng lượng đáng kể là 60; 24; 19,2; 17,2; 14,7; 14,3; 13,2; 11,6; 10,6; 9,7; 9,4; 7,6; 7,1; 6,1 và 4,2 giờ. Những vùng khác nhau của biển; ngoài những mốt chung với toàn biển là 24 và 19,2 giờ, còn có những mốt địa phương, ví dụ ở Vịnh Thái Lan có mặt những mốt với chu kỳ 60; 14,7; 11,6; 10,6 và 9,7 giờ, ở Vịnh Bắc Bộ- 17,2 và 14,3 giờ, vùng bờ sâu tiếp giáp miền Trung Việt Nam và ngoài biển khơi-17,2. Như vậy, kết quả giải số cũng bao gồm 1 số chu kỳ dao động riêng nhận được bằng cách phân tích phổ chuỗi số liệu thực đo tại 4 trạm Hòn Dấu, Quy Nhơn, Đà Nẵng, Vũng Tàu. Sau đó, đã sơ bộ chia Biển Đông thành 6 vùng [2,4] dao động riêng. 2.3.3 Giải số và vẽ đồ thị Trong các công trình đã sử dụng mô hình tuyến tính, chỉ có eo Đài Loan và eo Basi (eo Luzon) mới được coi là biên lỏng và không tính đến lực ma sát. Những hạn chế đó làm cho việc xác định phổ dao động riêng còn thìếu chính xác. Ở đây, ngoài việc tính đến ma sát đáy, cả eo Kalimanlan cũng được mở và nghiên cứu sự truyền sóng triều có biên độ giả định (50cm) vào Biển Đông theo mô hình phi tuyến đầy đủ. Các ưu điểm chính của phương pháp này so với các phương pháp khác, đó là: • Xác định được phổ tần số riêng cho toàn thủy vực và cùa từng điểm quan trắc. 16
- 19. được mức độ khuếch đại các sóng cộng hưởng ứng với các chu kỳ cộng hưởng cụ thể. Ở đây giới thiệu kết quả nghiên cứu dao động riêng của nước Biển Đông theo phương pháp 2. Mô hình Hệ phương trình được sử dụng ở đây là hệ phương trình nước nông phi tuyến hai chiều ngang với điều kiện nước tĩnh tại thời điểm ban đầu và dao động điều hòa của mực nước tại biên lỏng dưới dạng hàm của thời gian với chu kỳ tùy ý cũng như điều kiện không thấm tại biên cứng. Biên lỏng của Biển Đông gồm Eo Đài Loan, eo Bashi (về phía đông bắc) và eo Kaliman- lan (về phía tây nam). Tại các biên đó mực nước được cho trong dạng: ξ = A cos(2πt/Ti) với A = const = 0.5m và chu kì Ti được lấy từ 2 đến 720 giờ (30 ngày). Khoảng cách giữa các chu kỳ tính Ti = Ti+1 − Ti, được lấy bằng - 1giờ đối với các chu kỳ từ 2 đến 40 giờ - 5 giờ đối với các chu kỳ từ 40 đến 90 giờ. - 1 ngày đối với các chu kỳ từ 90 giờ đến 15 ngày, - 5 ngày đối với các chu kỳ từ 15 ngày đến 30 ngày - 0,2 giờ đối với các chu kỳ lân cận cúa các đỉnh biên độ cộng hưởng (ví dụ lân cận 11 và 18 giờ). Lưới tính là vuông với độ dài 22.224m (tức 1/5 độ vĩ Bắc). Chương trình tính toán là phần mềm TIDEFLOW của Hydraulic Research Vallirmibrd (Vương Quốc Anh) được cài trên máy PC586. Bước thời gian tính được lấy phụ thuộc vào chu kỳ tính (từ một vài phút đến vài chục phút). Kết quả tính Với mô hình tính và các phương án thay đổi Ti đã đề cập ở trên. Kết quả tính được theo dõi tại 6.620 điểm tính của Biển Đông. Tại mỗi điểm đều có thể nhận được biến đổi của dao động mực nước (độ lệch của mực nước so với mặt không ban đầu) theo các chu kỳ từ 2 giờ đến 30 ngày. a Đối với toàn Biển Đông Tại hầu hết các điểm trong vùng tính tồn tại rõ rệt 2 khoảng chu kỳ riêng: • Cận ngày (18-21 giờ) chiếm 91% (tức 5.992 trong 6.620 điểm). • Nửa ngày (11-12 giờ) với tần xuất xuất hiện 65% (tức 4.115 trong 6.620 điểm). 17
- 20. có thể có các chu kỳ cộng hưởng năm trong khoảng 4-7 giờ, song không được rõ rệt bằng khoảng chu kỳ cộng hưởng kể trên. Về biên độ cộng hưởng mà xét thì khoảng chu kỳ 18-21 giờ là lớn hơn cả với biên độ có thể đạt đến 3,5m hoặc gần 2m tức biên độ có thể được kích lên từ 4 đến 7 lần. Biên độ cộng hưởng với các chu kỳ nửa ngày thường tăng rất không đáng kể trừ vùng gần eo Đài Loan. b Đối với vùng Vịnh Bắc Bộ Ngoài 2 chu kỳ nói trên với tần suất xuất hiện tương ứng là 55% (tức 170 điểm trong 310 điểm) đối với chu kỳ nửa ngày và 62% (tức 193 điểm trong 310 điểm) đối với chu kỳ cận ngày thì ở Vịnh Bắc Bộ còn tồn tại chu kỳ cộng hưởng 32-37 giờ chiếm 89% (tức 276 điểm trong 310 điểm). Về biên độ, ở Vịnh Bắc Bộ, chu kỳ 32-37 giờ gây biên độ cộng hưởng lớn nhất, đạt cỡ l,2m-l,8m tức cỡ 2,5-3,5 lần, so với các chu kỳ cộng hưởng còn lại của Biển Đông. Tuy nhiên, các chu kỳ nửa ngày và 4-7 giờ cũng có thể khuếch đại biên độ rất đáng kể (2-2.5 lần). Cần lưu ý rằng gần Eo Quỳnh Châu cũng như ở cửa Vịnh biên độ cộng hưởng lớn nhất tương ứng với chu kỳ cộng hưởng cận ngày chung cho cả Biển Đông. c Đối với vùng Vịnh Thái Lan Ở đây ngoài hai chu kỳ cộng hưởng chung cho toàn Biển Đông với tần suất xuất hiện tương ứng 50,4% (tức 31 điểm trong 631 điểm) đối với chu kỳ nữa ngày và 94% (tức 594 điểm trong 631 điểm) đối với chu kỳ cận ngày thì ở đây còn tồn tại chu kỳ cộng hưởng từ 50 đến 60 giờ, chiếm 100% (631 điểm). Ngoài ra cũng có thể tồn tại các chu kỳ cộng hưởng từ 4-8 giờ. Về biên độ mà xét, khác với Vịnh Bắc Bộ. Vịnh Thái Lan cộng hưởng chủ yếu đối với chu kỳ cận ngày với biên độ có thể tăng lên tới 5, 6 lần, còn các chu kỳ cộng hưởng khác kể cả chu kỳ đặc thù 50-60 giờ cho Vịnh Thái Lan cũng không có khả năng khuếch đại biên độ. Cần lưu ý rằng đối với toàn Biển Đông nói chung cũng như Vịnh Bắc Bộ và Vịnh Thái Lan nói riêng không tồn tại các chu kỳ cộng hưởng trong khoảng 70 giờ đến 30 ngày. 2.4 Kết luận Bằng các phương pháp khác nhau, phân tích dao động tự do và dao động cưỡng bức đã nhận được các tần số dao động riêng của Biển Đông. Toàn vịnh có chu kỳ dao động riêng cận ngày và sau đó là cận nửa ngày. Các chu kỳ cận ngày và cận nửa ngày là các chu kỳ dao động tự do chính và chúng có mối quan hệ mật thiết với chế độ triều ngày và nửa ngày ở Biển Đông. Ngoài ra, ờ Vịnh Bắc Bộ còn có chu kỳ 32 - 37 giờ và 4 - 7 giờ, ở Vịnh Thái Lan còn có chu kỳ 50 - 60 giờ và 4 - 8 giờ nữa. Nếu cho sóng triều ở biên lỏng là 0,5m thì: • Trong Biển Đông các sóng chu kỳ cận ngày có thể có biên độ có thể làm tăng biên độ lên 4 - 7 lần. • Vịnh Bắc Bộ, các sóng có chu kỳ 32 - 37 giờ có thể làm tăng biên độ lên 2,5 - 3,5 lần, còn các sóng có chu kỳ 4 - 7 giờ có thể làm tăng biên độ 2 - 2,5 lần. 18
- 21. Thái Lan, các sóng cận ngày 18 - 21 giờ làm tăng biên độ tới 5, 6 lần. Ngoài ra không tồn tại chu kỳ cộng hưởng trong khoảng 70 giờ - 30 ngày. Cần lưu ý rằng chế độ nhật triều ở Vịnh Bắc Bộ không thể được xem xét như chu kỳ cộng hưởng thực sự trong cơ học. Về thực chất các chu kỳ sóng ngày có thể ứng với biên độ triều cao nhất so với các sóng triều khác nhưng trong nhiều trường hợp còn xa mới đạt đến biên độ cộng hưởng. Điều đó chứng tỏ cần phân biệt chu kỳ của chế độ triều với chu kỳ cộng hưởng của thủy vực Vịnh Bắc Bộ. 19
- 22. CỰC TRỊ 3.1 Tình hình nghiên cứu Những cực trị mực nước biển là đối tượng nghiên cứu nhằm nhiều mục đích. Các trị số lớn nhất, nhỏ nhất của mực nước biển và xác suất xảy ra chúng cần được tính đến trong thiết kế thủy công trình và công trình ven biển. Trên thế giới đã tồn tại một lý thuyết khá hoàn chỉnh về phân tích cực trị trong thống kê toán học. Lý thuyết này được áp dụng vào khí tượng thủy văn với những đặc điểm phân bố khác nhau trong các chuỗi quan trắc của các yếu tố khí hậu, thủy văn. Với trường hợp chuỗi quan trắc mực nước không đủ dài để áp dụng công cụ phân tích của lý thuyết về cực trị, điều này thường gặp trong nghiên cứu tìm kiếm thiết kế trong đới bờ và cửa sông, người ta có thể sử dụng mực nước cực trị lý thuyết gây bởi nguyên nhân thủy triều thuần túy. Trong nhiều bài toán thực tế, mực nước lý thuyết thấp nhất được chấp nhận làm số không độ sâu ở các biển có triều. Mực nước này được tính bằng cách lấy độ cao mực trung bình xuất phát trừ đi giá trị cực đại có thể có của biên độ triều theo các điều kiện thiên văn. Ở một số nước giá trị này được xác định bằng cách phân tích độ cao triều trong chuỗi độ cao nhiều năm (lý tưởng nhất là 19 năm) dự tính theo các hằng số điều hoà, tức người ta chọn lấy độ cao mực nước ròng thấp nhất trong số tất cả những độ cao dự tính trong những năm đó. Ở Nga mực nước lý thuyết thấp nhất được xác định bằng phương pháp quen thuộc của Vlađimirsky. Phương pháp Vlađimirsky cho phép giải chính xác bài toán theo các hằng số điều hòa của 8 phân triều. Những phân triều khác chỉ được tính đến một cách gần đúng. Ngày nay những thao tác tính toán có thể thực hiện nhanh trên máy điện toán, việc tính các độ cao cực trị của thủy triều có thể thực hiện theo những sơ đồ chi tiết hơn và có khả năng nâng cao độ chính xác bằng cách đưa vào tính toán một số lượng bất kỳ các phân triều. Trong phần sau sẽ trình bày chi tiết về phương pháp này do Peresưpkin phát triển. Hiện chưa tìm được những công trình đã công bố của các tác giả nước ngoài về kết quả nghiên cứu mực nước cực trị ở Biển Đông.Ở Việt Nam, việc nghiên cứu diễn biến của mực nước nói chung và tính toán thực nghiệm cực trị mực nước qua tài liệu đo đạc nói riêng còn được thực hiện rất hạn chế và trong các công bố rất ít được đề cập tới. 20
- 23. pháp nghiên cứu 3.2.1 Phương pháp phân tích cực trị theo số liệu thực nghiệm Ký hiệu Vi, là giá trị của biến ngẫu nhiên V tại thời điểm i và X(m) = max{V1, V2, . . . , Vm}; X(m) = min{V1, V2, . . . , Vm} Người ta thường quan tâm ước lượng xác suất mà giá trị cực đại vượt quá một ngưỡng nào đó, tức P{X(m) > x}, hoặc tương tự, P{X(m) < x} . Nếu các quan trắc về yếu tố khí tượng thủy văn là độc lập và phân bố riêng biệt theo hàm phân bố F(x) = P{Vi ≤ x}, thì phân bố chính xác của cực đại và cực tiểu có thể biểu diễn bằng P{X(m) ≤ x} = [F(x)]m và P{X(m) ≤ x} = [1 − F(x)]m Lý thuyết các cực trị nói rằng với kích thước mẫu m đủ lớn, phân bố xác suất của trị cực đại quy chuẩn y(m) = (X(m) − um)/bm, bm > 0 có thể xấp xỉ bằng một trong ba dạng hàm tiệm cận sau: G1(y) = exp(−e−y ) (hàm Gumbel) G2(y) = exp(−y1/k ), y > 0, k < 0 (hàm Frechet) G3(y) = exp[−(−y)1/k ], y < 0, k < 0 (hàm Weibull) và tương tự cho trị cực tiểu: H1(y) = 1 − exp(−e−y ) (hàm Gumbel) H2(y) = 1 − exp[−(−y)1/k ], y < 0, k < 0 (hàm Weibull) H3(y) = 1 − exp(−y1/k ), y > 0, k < 0 (hàm Frechet) Những dạng khác nhau đó tùy thuộc vào hình dạng phần đuôi của phân bố xác suất F(x) (phần phía phái đối với cực đại và phần phía trái đối với cực tiểu). Trong thực tế điều kiện mẫu (tính đồng nhất, độc lập, kích thước mẫu) ảnh hưởng tới độ chính xác của xấp xỉ theo các hàm tiệm cận trên. Các phân bố cực trị tiệm cận chứa ba tham số: k - tham số định dạng (shape parameter), um - tham số quy chuẩn (local parameter) và bm - tham số tỷ lệ (scale parameter). Nhiều khi, thay vì ước lượng phân bố của cực đại (hay cực tiểu), người ta thực hiện bài toán ngược, xác định một “giá trị thiết kế” (design value), tức giá trị x (m) p sao cho: P{X(m) ≤ x(m) p } = p Nói cách khác, x (m) p là phân vị p của phân bố giá trị cực trị. Ngoài ra, người ta còn chuyển mức xác suất của giá trị thiết kế xp thành "chu kỳ lặp lại" (return period) T = 1/(1 − p). Ở đây, T thể hiện thời gian cần chờ cho đến khi ngưỡng xp bị vượt qua lần đầu liên, hay thời gian quay lại trung bình giữa hai sự kiện ngưỡng như trên. Khi sử dụng những phân bố cực trị tiệm cận, có thể dễ dàng biểu diễn các giá trị thiết kế. Thí dụ, với phân bố Gumbel, người ta có: yp = G−1 1 (p) = − log(− log p) 21
- 24. trị thiết kế ước lượng đối với chu kỳ lặp lại T = (1 − p)−1 năm của biến cực trị X có thể tính, nếu biết các tham số u và b: xp = byp + u trong đó yp còn gọi là "giá trị thiết kế quy chuẩn". Vấn đề có tính nguyên tắc khi ứng dụng lý thuyết cực trị là độ chính xác của xấp xỉ, tức vấn đề về tốc độ hội tụ phân bố cực trị chính xác, F(m) tới phân bố tiệm cận, về phương diện thực tế, độ chính xác của giá trị thiết kế xp ước lượng theo phân bố cực trị tiệm cận so với giá trị thực (nhưng thường là chưa biết) của nó x (m) p . 3.2.2 Phương pháp tính các độ cao cực trị của thủy triều Độ cao thủy triều so với mực biển trung bình có thể viết gọn lại thành: zt = i fiHicosϕi (7) trong đó fi là các hệ số suy biến, phụ thuộc vào kinh độ tiếp điểm lên của quỹ đạo mặt trăng N; Hi là những trị số trung bình của biên độ các phân triều; ϕi là pha của các phân triều. Tùy thuộc vào tính chất thủy triều, độ cao triều có thể đạt các cực trị khi kinh độ tiếp điểm lên của quỹ đạo mặt trăng N = 0o (đối với nhật triều) hoặc N = 180o (đối với bán nhật triều). Trong những điều kiện này (N = 0o , 180o ) pha của các phân triều biểu diễn qua các yếu tố thiên văn. Trong đó, t - là thời gian múi giờ trung bình tính từ nửa đêm; h- kinh độ trung bình của mặt trời; s - kinh độ trung bình của mặt trăng; p - kinh độ trung bình của cận điểm quỹ đạo mặt trăng ; gi- góc vị đặc biệt ứng với kinh tuyến Greenwich. Những độ cao cực trị của thủy triều có thể xác định từ biểu thức (7) nếu như biết các trị số của các yếu tố thiên văn t, h, s và p mà tổ hợp đồng thời của chúng ứng với điều kiện cực trị. Nếu khảo sát cực trị hàm z (t, h, s, p) từ biểu thức (7), người ta nhận được hệ bốn phương trình với bốn ẩn sổ t, h, s và p mà trị số của chúng quyết định điều kiện cực trị độ cao: Nếu biết những trị số gần đúng của các yếu tố thiên văn ứng với điều kiện cực trị (t , h , s , p ) thì có thể dẫn các phương trình (8) tới dạng tuyến tính nhờ khai triển thành chuỗi Taylor. Nếu những trị số gần đúng của các ẩn số đủ gần những trị số thực thụ (t0, h0, s0, p0) thì khi khai triển có thể giới hạn bởi những số hạng bậc nhất. Nếu ký hiệu những hiệu đính cần tìm cho những trị số gần đúng của các yếu tố thiên văn: Đế tính những trị số của các yếu tố thiên văn ứng với điều kiện cực trị (t0, h0, s0, p0) với độ chính xác cho trước nào đó có thể sử dụng phương pháp lặp đơn. Nếu một hiệu chỉnh nào đó trong số các hiệu chỉnh (∆t, ∆h, ∆s, ∆p) nhận được do giải hệ phương trình (9) mà vượt về trị tuyệt đối một trị số cho trước |δ| thì việc giải sẽ lặp lại và khi đó để tính các hệ số và số hạng tự do của các phương trình (9) sẽ sử dụng các pha ϕ tính theo những trị số được chính xác hoá của các yếu tố thiên văn: Chu trình được lặp cho đến khi tất cả các hiệu đính (∆t, ∆h, ∆s, ∆p) nhận được trong bước giải thứ k của hệ phương trình (9) nhỏ hơn về trị tuyệt đối so với trị số cho trước |δ|: Nếu các trị xấp xỉ ban đầu của các yếu tố thiên văn (t , h , s , p ) khá gần với những trị thực thụ (t0, h0, s0, p0) thì quá trình lặp hội tụ rất nhanh. Những trị số xấp xỉ như vậy của các yếu tố thiên văn ứng với điều kiện cực trị có thể tính theo bốn phân triều toàn nhật hay 22
- 25. thuộc tính chất của thủy triều. Những điều kiện cực trị đối với bốn phân triều bán nhật và toàn nhật được xác định theo các biểu thức sau: Đối với bán nhật triều: Đối với nhật triều: Như vậy việc tính các mực nước cực trị có thể thực hiện theo một trong hai sơ đồ như sau: • Bất kể số phân triều là bao nhiêu, theo các công thức trong các bảng 31 và 34 xác định những trị xấp xỉ của các yếu tố thiên văn ứng với điều kiện cực trị, sau đó làm chính xác những trị số bằng phương pháp lặp. Những mực cực trị tính theo phương trình (7); • Những mực cực trị theo tám phân triều tính theo phương pháp Vlađimirsky. Nếu số phân triều lớn hơn tám thì tính những trị số xấp xỉ của các yếu tố thiên văn ứng với điều kiện cực trị theo tám phân triều theo phương pháp Vlađimirsky nhưng tiếp theo chính xác hoá hằng phương pháp lặp. Những mực cực trị tính theo phương trình (7); Trong một số trường hợp những phân triều nước nông có biên độ lớn đến mức làm cho những trị số gần đúng của các yếu tố thiên văn tính theo các công thức ở bảng 3 và 6 hoặc theo phương pháp Vlađimirsky có thể không đủ gần xấp xỉ với những trị số thực thụ (t0, h0, s0, p0) để đảm bảo sự hội tụ của quá trình lặp khi giải hệ phương trình 8. Nếu một số cho trước các bước lặp (thí dụ 8 hoặc 10 bước) mà không đảm bảo sự hội tụ của kết quả, thì có thể sử dụng phương pháp xấp xỉ liên tiếp. Từng phân triều nước nông, có biên độ lớn được phân tách thành một số phân triều có các biên độ nhỏ hơn: fiHicosϕi = n 1 n fiHicosϕi (13) Số n được chỉ định tùy thuộc vào biên độ các phân triều. Việc giải được thực hiện thành một số giai đoạn (các bước xấp xỉ), mỗi bước trong số đó bao hàm đầy đủ các tính toán để chính xác hoá những trị số của các yếu tố thiên văn, tức là lập và giải hệ phương trình (9) cũng như thực hiện phương pháp lặp để chính xác hoá các trị số của các yếu tố thiên văn ứng với điều kiện cực trị tại bước đang xét. Để giải ở bước xấp xỉ thứ nhất các yếu tố thiên văn được tính theo các công thức ở bảng 3 và bảng 5 hoặc theo phương pháp Vlađimirsky; tiếp theo những trị số của chúng nhận được trong từng bước xấp xỉ lại được dùng làm trị số xuất phát cho bước xấp xỉ sau. Biên độ của các phân triều nước nông từ bước xấp xỉ này tới bước xấp xỉ tiếp theo liên tiếp tăng lên cho tới biên độ đầy đủ (thí dụ ở bước xấp xỉ thứ nhất biên độ lấy bằng 1 n fiHi, ở bước xấp xỉ thứ hai - lấy 2 n fiHi, bước thứ n - lấy fiHi. Quy trình tính toán như trên được thực hiện bằng chương trình máy tính Vlad được xây dựng tại Bộ môn Hải dương học, Trường đại học Khoa học tự nhiên. Như vậy, toán mực nước thủy triều cực trị theo phương pháp vừa trình bày. Bất kể số phân triều băng bao nhiêu, chúng ta sẽ áp dụng sơ đồ tính toán thống nhất như sau: xác định các trị số gần đúng của các yếu tố thiên văn theo những công thức trong bảng 3 và bảng 5, sau đó chính xác hóa thêm bằng phương pháp lặp. Khi giải hệ phương trình (9) quá trình lặp được xem là hội tụ khi tất cả các hiệu đính của các yếu tố thiên văn < 0.5 . Để so sánh trong mỗi thí dụ còn dẫn cả kết quá tính theo phương pháp Vlađimirsky. 3.3 Kết quả nghiên cứu 1. Nghiên cứu biến động mực nước theo chu kỳ dài 2. Kết quả tính toán mực nước thủy triều cực trị Việc tính toán các giá trị cực trị của mực nước triều trong vùng biển ven bờ Việi Nam tiến hành theo hai hướng: 23
- 26. giá trị thủy triều cực trị tại các trạm ven bờ và đảo theo hệ thống các hằng số điều hòa phân tích được từ các chuỗi giá trị thực đo tại đó. Đã sử dụng hai phương pháp để tính toán các giá trị này. Phương pháp thứ nhất là tính dự báo thủy triều liên tục trong chu kỳ 19 năm, sau đó chọn ra các giá trị triều dâng cao nhất và triều rút thấp nhất. Phương pháp thứ hai là tính toán theo sơ dồ Peresupkin xác định cực trị triều thiên văn. Sau đó so sánh kết quả phương pháp và chọn lấy giá trị lớn nhất. • Tính toán mực nước thủy triều cực trị theo phân bố không gian lại các nút lưới miền tính bằng phương pháp số trị thủy động, ở đây đã sử dụng mô hình số trị để tính toán dự báo bài toán thủy triều tổng hợp cho chu kỳ 19 năm (1992-1990). Tại mỗi nút tính của miền đã chọn ra giá trị cực đại và cực tiểu của độ cao thủy triều. 3. Kết quả tính toán chế độ nước dâng bão Những kết quả tính toán chế độ nước dâng bão như phân bố tần suất nước dâng bão cho từng đoạn bờ cách nhau 1 vĩ độ, giá trị nước dâng cực đại đã xảy ra và có khả năng sẽ xảy ra ở từng đoạn bờ đó đã được trình bày trong phần nước dâng bão cùng tập tài liệu này (ở đây xin không nhắc lại). 3.4 Kết luận và khuyến nghị Các trạm đo mực nước hoại động liên tục và nhiều năm còn nhiều hạn chế về số lượng và độ kéo dài chuỗi đo đạc. Một số hướng cần tiếp tục điều tra nghiên cứu tiếp theo để nâng cao hơn độ tin cậy của những kết quả tính toán mực nước cực trị là: • Cần hoàn thiện và nâng cao chất lượng hệ thống các trạm đo mực nước bố trí ở ven bờ và các vùng đảo ngoài khơi. Sử dụng các trang thiết bị hiện đại để có thể nhận được các kết quả đo đạc chính xác trong các điều kiện thời tiết bình thường hay trong các điều kiện gió bão lớn. Đảm bảo cho nhiều trạm đo đạc hoạt động liên lục và dài ngày. • Đẩy mạnh nghiên cứu các phương pháp tính toán mực nước cực trị theo các yêu cầu đòi hỏi của hoạt động thực tiễn của các ngành kinh tế và quốc phòng. Nghiên cứu các phương pháp thống kế, xác suất ứng dụng vào việc tính toán các thông số đặc trưng, đánh giá khả năng kết hợp của các quá trình khác nhau gây nên biến động giá trị mực nước. Chẳng hạn sự kết hợp giữa thủy triều và nước dâng bão, giữa thủy triều và lũ trong khu vực cửa sông,... 24
|
