Khí tượng hải dương học - Chương 5 pps

157
Chương 5
ĐỘNG HỌC NƯỚC BIỂN
5.1. Sóng biển
5.1.1. Các yếu tố sóng
Sóng biển được tạo bởi dao động của các phân tử nước xung quanh vị trí
cân bằng dưới tác dụng của các ngoại lực.
Mỗi sóng tiến hoặc sóng đứng được đặc trưng bởi các yếu tố sóng và một
số khái niệm sau:
- Prôfin sóng là đường cong do mặt phẳng thẳng đứng cắt mặt biển nổi
sóng theo hướng cho trước (hướng truyền sóng).
- Ngọn sóng (đầu sóng) là phần sóng nằm cao hơn mứ
c sóng trung bình.
- Đỉnh sóng là điểm cao nhất của ngọn sóng.
- Bụng sóng là phần nằm thấp hơn mức sóng trung bình.
- Chân sóng là điểm thấp nhất của sóng.
Mức sóng trung bình là đường thẳng cắt Prôfin sóng sao cho diện tích tổng
cộng phía trên và phía dưới đường này bằng nhau. Các yếu tố sóng bao gồm:
- Độ cao sóng (h) là khoảng cách theo chiều thẳng đứng giữa đỉnh sóng
và chân sóng.
- Độ dài sóng (bước sóng -
λ
) là khoảng cách ngang giữa hai đỉnh sóng kế
tiếp nhau trên Prôfin sóng vẽ theo hướng truyền chính.
- Độ dốc sóng là tỷ số giữa độ cao sóng với nửa độ dài sóng:

λ
=
λ
=

hh
a
2
2

Trong thực tế, người ta sử dụng tỉ số h/
λ làm đặc trưng cho độ dốc sóng
và gọi là độ dốc trung bình của sóng. Các yếu tố trên xác định đặc trưng hình
học của sóng, đối với sóng tiến cần phải có thêm các đặc trưng sau:
-
Hướng truyền sóng là hướng từ đâu sóng truyền tới
-
Vận tốc truyền sóng hoặc vận tốc pha - V
S
(C) là vận tốc dịch chuyển
ngọn sóng theo hướng truyền.
V
S
=
τ
λ

-
Chu kỳ sóng (τ) là khoảng thời gian mà hai đỉnh sóng kề nhau đi qua
đường thẳng đứng cố định.
Các yếu tố cơ bản của sóng được biểu thị ở hình 5.1.
5.1.2. Sự hình thành, phát triển và tắt dần của sóng gió
Một cách định tính có thể giải thích sự phát sinh sóng gió như sau: khi gió
thổi trên mặt biển phẳng lặng, với vận tốc gió vào khoảng 0,7 m/s, trên mặt biển

158
hình thành những sóng nhỏ lăn tăn - Sóng mao dẫn với kích thước rất nhỏ. Độ
cao sóng cỡ 3- 4 mm và độ dài sóng 40 - 50 mm. Sở dĩ có sóng này vì khi gió
tác dụng lên mặt nước yên lặng thì trong lớp không khí sát mặt nước chuyển
động không bền vững và phân thành các cuộn xoáy riêng biệt có trục nằm ngang
vuông góc với hướng gió. Các xoáy này tạo nên xung áp suất tác dụng lên bề
mặt nước, dẫn đến hình thành các sóng mao dẫn sơ cấp. Các sóng được hình
thành do xuất hiện sức căng mặt ngoài của nước, chúng xuất hiện tứ
c thời khi
gió vừa thổi và cũng biến mất lập tức khi gió tắt (hình 5.2)









Hình 5.1. Các yếu tố sóng

Hình 5.2. Sự truyền năng lượng của gió tạo sóng
Nếu gió tiếp tục tác dụng lâu dài với vận tốc tăng lên sẽ làm tăng biên độ
sóng, sóng mao dẫn sẽ chuyển thành
sóng trọng lực. Năng lượng của gió được
chuyển cho sóng chủ yếu nhờ áp lực của gió trên sườn phía đón gió của sóng.
Sự truyền năng lượng thực hiện cho đến khi vận tốc gió còn vượt vận tốc
truyền sóng. Sự truyền năng lượng này phụ thuộc vào đặc điểm của gió thổi trên
biển: vận tốc gió, thời gian gió tác dụng, đà gió (khoảng đường trên biển gió thổi
qua). Số

năng lượng truyền cho mặt biển nổi sóng được tiêu hao trong việc làm
tăng thêm độ cao và vận tốc sóng. Do vậy, kích thước các sóng lớn sẽ phụ thuộc
P
1
P
2
P
1
> P
2
λ
Mức sóng
trung bình
Chú thích:
: Ngọn sóng
: Bụng sóng
λ
h
α

159
vào thời hạn gió tác dụng, (là thời gian mà gió tác dụng lên sóng với vận tốc và
hướng không đổi) và đà gió.
Thực tế, ngay khi gió thổi ổn định nhất cũng không bao giờ hoàn toàn đều mà
luôn luôn có gió giật và hướng thay đổi (dao động) trong một thời hạn nhất định. Vì
vậy, sóng gió trên biển không hoàn toàn giống nhau, vừa có những lưỡi sóng lớn chạy
kế tiếp nhau lại xen kẽ những sóng thứ yếu.
Khi gió bắt đầu giảm, sóng không phát tri
ển nữa và dần dần chuyển thành tính
chất sóng lừng. Sự tắt dần của sóng do hai nguyên nhân chính: thứ nhất là do hiệu ứng

“làm phanh” xuất hiện ở đầu các sóng truyền với vận tốc vượt quá vận tốc gió, thể
hiện bằng sức cản khi chuyển động sóng gặp gió; thứ hai là do sự tiêu hao năng lượng
sóng bằng các xoắn ở bề dày chính lớp nước (hiệu ứng nhớt).
Tuy nhiên, do quán tính lớn nên các chuy
ển động sóng ở biển tắt dần hết
sức chậm và vì vậy, các sóng lừng có thể truyền cách xa nguồn phát sinh hàng
trăm, thậm chí hàng nghìn km.
Độ cao sóng liên quan chặt chẽ đến vận tốc gió. Gió càng mạnh, sóng
càng cao. Kết quả tính toán theo lý thuyết thuỷ động học cho thấy, nếu vận tốc
gió 20 m/s có thể tạo nên sóng có độ cao 8 mét, vận tốc gió 30 m/s sóng cao 16
mét, trong vùng sát tâm các cơn bão mạnh với vận tốc gió 40 - 50 m/s có thể tạo
nên các sóng với độ cao 25 mét.
Trong các tạp chí hàng hải đã ghi chép các số liệu về độ cao sóng mà các tàu
đã trực tiếp quan trắc được trên các đại dương. Chẳng hạn, tàu Madisechic đã quan
sát được độ cao sóng 20 mét tại Tây - Nam Aixơlen ở Bắc Đại Tây Dương, còn ở
bờ biển Nam Phi đã quan sát thấy sóng cao 30 mét.
Để tính các yếu tố sóng, giáo sư người Nga L.Ph. Titốp đã thành lập các
công thức thực nghiệm sau:
h = 0,045 . V
0,56
. D
0,54
(5.1)
λ = 0,31 . V
0,66
. D
0,64
(5.2)
t = 0,533 . V
-0,38

. D
0,68
(5.3)
Ở đây: t - thời gian cần thiết để sóng phát triển, tính bằng giờ;
V - vận tốc gió (m/s);
D - đà gió (km).
5.1.3. Các kiểu, dạng, thang cấp sóng và trạng thái mặt biển
a, Các kiểu, dạng sóng
Người ta phân biệt hai kiểu sóng: sóng gió thực thụ là những sóng mà lúc
quan trắc chúng chịu tác động trực tiếp của gió gây ra nó ở giai đoạn phát triển.
Kiểu sóng thứ hai là sóng ở giai đoạn tắt dần - kiểu sóng lừng.
Sóng gió được phân biệt bởi độ dốc ở phía đầu gió lớn hơn phía cuối gió.

160
Hướng của các sóng gió và hướng gió trùng nhau hoặc chênh lệch nhau không
quá 45
0
.
Sóng lừng là sóng tồn tại sau khi gió gây ra nó suy yếu đi hay gió đã tắt.
Sóng lừng cũng quan trắc thấy khi có gió thổi ở xa (sóng bão). Đặc điểm của
sóng lừng là lệch khỏi hướng gió một góc lớn hơn 45
0
, sóng thoải, đều hai chiều,
bước sóng dài và chu kỳ dài.
Ngoài hai dạng (kiểu) cơ bản là sóng gió, sóng lừng (sóng ngầm là một
dạng đặc biệt của sóng lừng), căn cứ vào các yếu tố sóng hoặc nguyên nhân hình
thành sóng mà có thể phân loại sóng theo các kiểu dạng riêng biệt.
Theo nguyên nhân hình thành: sóng gió - do gió gây ra, sóng triều - do
hiện tượng thuỷ triều, sóng động đất - do hoạt động của động đất, núi lửa dưới
đáy đại dương .v.v.

Căn cứ vào b
ước sóng (độ dài) có sóng dài, sóng ngắn; vào độ dốc có
sóng dốc, sóng thoải.
Theo hình dáng riêng biệt có nhiều dạng: sóng đều, hai chiều là những sóng
có các đầu sóng và chân sóng phân bố song song và cách đều nhau. Những sóng
lừng và sóng gió mạnh là các sóng kiểu này.
Sóng không đều, ba chiều được hình thành khi tồn tại đồng thời vài hệ sóng.
Các đầu sóng và chân sóng không có độ dài lớn theo tuyến truyền sóng mà nhấp
nhô như các ô bàn cờ. Các sóng gió loại mạnh vừa thường là sóng ba chiều.
Sóng ba đào là những sóng đứng được tạo thành khi có s
ự tổng hợp các
sóng dồn tới từ mọi hướng (sóng ở tâm xoáy thuận). Trong trường hợp sóng ba
đào, biển tập hợp hỗn độn các sóng có đầu sóng theo dạng chóp và chân sóng
dạng hình phiễu.
Ngoài ra, do ảnh hưởng của địa hình đáy và bờ biển sóng còn bị biến
dạng, vấn đề này ta sẽ nghiên cứu tiếp ở phần sau.
b, Thang độ cấp sóng và trạng thái mặt biển
Tiêu chuẩn để đánh giá cấp sóng là độ cao sóng, người ta chọn những
sóng lớn, nổi bật nhất để xác định.
Bảng 5.1 dưới đây do các nhà Hải dương học Liên Xô cũ thiết lập từ năm
1953 và sử dụng cho đến nay. Các số liệu về bước sóng và chu kỳ sóng là để
tham khảo, không lấy làm chỉ tiêu để đánh giá thang độ cấp sóng.
Trong thang độ cấp sóng, phân khoảng “từ” và “đến” ta hiểu như
sau:
“từ” ý nói kể cả trị số đó, “đến” ý nói không kể trị số đó. Thí dụ từ 3,5 mét đến 6
mét (3,0 - 6,0) nghĩa là từ 3,5 mét trở lên cho đến những trị số nhỏ hơn 6 mét.

Thang độ trạng thái mặt biển thể hiện trong bảng (5.2) mang tính mô tả vẻ bên
ngoài của mặt biển dưới tác dụng của gió. Thang độ trạng thái mặt biển do Bôpho thiết

161
lập để đánh giá cường độ gió và được chia là 9 cấp như bảng cấp sóng nhưng không
nên nhầm lẫn mối liên quan giữa kích thước sóng và cấp trạng thái mặt biển.

Bảng 5.1. Thang độ cấp sóng
Cấp
sóng
Đặc trưng vắn tắt
Kích thước sóng
Độ cao (m) Bước sóng (m) Chu kỳ (s)
0
K
hông có sóng 0 0 0
I Sóng yếu đến 0,25 5 2
II Sóng vừa (bình thường) 0,25 - 0,75 5 - 15 2 - 3
III
Sóng khá lớn (đáng kể)
0,75 - 1,25 15 -25 3 - 4
IV 1,25 - 2,0 25 - 40 4 - 5
V
Sóng lớn (mạnh)
2,0 - 3,5 40 - 75 5 - 7
VI 3,5 - 6,0 75 - 125 7 - 9
VII
Sóng
r
ất lớn (rất mạnh)
6,0 - 8,5 125 - 170 9 - 11
VIII 8,5 - 11,0 170 - 220 11 - 12
IX Sóng lớn khác thường > 11,0 > 220 > 12

Bảng 5.2. Thang độ trạng thái mặt biển
Cấp qui ướcDấu hiệu để xác định trạng thái mặt biển
0 Mặt biển phẳng lặng như gương
1 Sóng lăn tăn, xuất hiện đầu sóng không lớn
2 Các đầu sóng không lớn bắt đầu đổ xuống nhưng bọt không trắng
mà trong như thuỷ tinh
3 Đã thấy rõ các sóng không lớn với các đầu sóng đổ xuống tạo
thành bọt trắng - sóng bạc đầu
4 Các sóng biểu hiện thành dạng rõ rệt, khắp nơi thấy sóng bạc đầu
5 Xuất hiện đầu sóng cao, các đỉnh sóng có bọt choán diện tích lớn,
gió bắt đầu thổi tung bọt khỏi đầu sóng
6 Các đầu sóng vẽ thành những lưỡi sóng bão, bọt sóng bị gió thổi
tung khỏi đầu sóng bắt đầu toả thành giải theo sườn sóng
7 Các giải bọt dài bị gió thổi tung phủ khắp sườn sóng và từng chỗ
tụ lại tới các chân sóng
8 Các giải bọt rộng, dày, tụ thành từng đám bao phủ các sườn sóng,
do đó mặt biển trắng xoá, chỉ có những chỗ chân sóng mới thấy
rõ những khoảng không phủ bọt
9 Toàn mặt biển bao phủ bởi lớp bọt dày, không khí đầy bụi nước
và giọt nước, tầm nhìn xa giảm nhiều

162
5.1.4. Sự tắt dần của sóng theo độ sâu
Bằng việc chứng minh các phương trình liên tục, theo đó bán kính quĩ đạo
của hạt nước r là hàm số của tung độ (độ sâu Z). Giải bằng phương pháp lượng
giác, với điều kiện khi cho Z = 0 (trên mặt biển), ta nhận được công thức (5.4).

λ
π

−
−
==
2
00
ererr
KZ
Z
(5.4)
Trong (5.4) k = 2
π
/
λ
là tỉ lệ góc pha;
r
z
- bán kính quĩ đạo của hạt nước ở độ sâu Z;
r
0
- bán kính quĩ đạo của hạt nước trên mặt biển.
Như vậy, bán kính quĩ đạo của các hạt giảm phụ thuộc vào khoảng cách
từ mặt biển (độ sâu) theo qui luật hàm mũ, đồng thời giảm càng nhanh khi sóng
càng ngắn (bước sóng
λ nhỏ).
Qua khảo sát ở độ sâu cho trước, bán kính quĩ đạo bằng nửa độ cao sóng
(r = h/2), từ đó ta nhận được biểu thức xác định sự biến đổi độ cao sóng theo
chiều sâu - sự tắt dần của sóng.

Z
Z

ehh
λ
π
−
=
2
0
. (5.5)
Ở đây: h
0
- độ cao sóng trên mặt biển;
h
Z
- độ cao sóng ở độ sâu Z;
e - cơ số của ln.
Từ công thức (5.5) suy ra rằng, ở độ sâu bằng nửa bước sóng (h =
λ/2) độ
cao sóng giảm đi 23 lần (h = h
0
/23) còn ở độ sâu bằng bước sóng (h = λ) độ cao
sóng giảm đi so với bề mặt 152 lần.
Bảng 5.3 dưới đây cho ta kết quả về sự tắt dần của sóng theo độ sâu qua
mối quan hệ giữa độ sâu Z và bước sóng
λ.
Bảng 5.3. Sự suy giảm độ cao sóng theo độ sâu
Tỷ lệ Z/λ
0 1/9 2/9 3/9 4/9 5/9 6/9 7/9 8/9
Z=λ
Tỉ lệ h
0

/h
Z
1 1/2 1/4 1/8 1/16 1/32 1/64 1/128 1/256 1/512
Từ các kết luận và tính toán trên, trong khi đánh giá độ sâu mà sóng biển
thực tế biến mất, ta coi như độ sâu đó bằng nửa bước sóng. Chẳng hạn, với vùng
biển khơi sâu, sóng gió lớn thường có độ dài đạt tới 100 mét và như vậy, ở độ
sâu 50 mét độ cao sóng chỉ bằng 1/23 lần so với độ cao trên mặt biển và có thể
coi như không còn ảnh hưởng của sóng.
Chẳng hạn, ta xem xét sự ảnh hưở
ng của sóng gió đối với tàu ngầm trong
trường hợp biển có sóng cao 6,4 mét và độ dài 72 mét. Theo tính toán ở bảng
5.4, ta có kết quả suy giảm của sóng theo độ sâu như sau:

163
Bảng 5.4. Giá trị độ cao sóng giảm theo độ sâu
Độ sâu (m) 8 16 24 32 40 48 56 64 72
Độ cao sóng (m) 3,2 1,6 0,8 0,4 0,2 0,1 0,05 0,02 0,01
Như vậy, ở độ sâu đi ngầm 50 mét của tàu ngầm, ảnh hưởng của sóng đến sự
lắc của tàu ngầm coi như không đáng kể.
5.1.5. Năng lượng sóng
Năng lượng của các hạt trong chuyển động sóng bao gồm động năng không
biến đổi khi chúng chuyển động theo quĩ đạo và thế năng biến đổi do khi chuyển
động theo quĩ đạo, độ cao các hạt so với mặt biển yên lặng biến đổi.
Nếu như tâm quĩ đạo hạt trùng với vị trí hạt ở trạng thái đứng yên, thì thế
năng trung bình khi hạt quay một vòng theo quĩ đạo sẽ
bằng 0. Trên thực tế, tâm
quĩ đạo nằm trên cao hơn vị trí yên lặng một ít. Vì thế giá trị thế năng trung bình
trong một chu kì sẽ khác không và phụ thuộc vào độ vượt cao của tâm quĩ đạo
trên vị trí hạt ở trạng thái đứng yên. Để xác định độ vượt cao đó, ta xem xét
Prôfin sóng ở hình 5.4.

Hình 5.4. Sơ đồ để tính thế năng sóng
Để tìm mức ứng với giá trị 0 của thế năng, cần vẽ đường NN’ chia diện
tích thiết diện ngang của sóng làm hai phần bằng nhau. Từ hình 5.4 ta thấy
đường NN’ thấp hơn đường nối tâm quĩ đạo OO’. Đường NN’ ứng với vị trí hạt
ở trạng thái đứng yên khi thế năng bằng 0. Do đó, tung độ η sẽ xác định độ lệch
vị trí trung bình của hạt trong sóng so với trạng thái đứ
ng yên.
Khi đó, thế năng của hạt đối với một đơn vị khối lượng sẽ bằng tích g.η.
Có thể tìm η dựa vào diện tích π.r
2
của tứ giác OO’NN’. Vì khoảng cách
OO’=
λ nên:
η =
λ
π
2
r.

Khi đó thế năng ΔE
t
=
λ
π
2
r
g
.
.

(5.6)
Còn động năng sẽ là:
O
N
η
N
O
’
N
’

164

2
2
V
E
d
=Δ
Ở đây: V là vận tốc dài của hạt chuyển động trên quĩ đạo; V = ω.r, trong
đó ω là vận tốc góc của hạt chuyển động trên quĩ đạo (ω = 2π/
τ).
Mặt khác, từ công thức:
π
λ
=
τ
λ
=
2

.g
Vvµ
V
SS
, ta sẽ tìm được:
g
πλ
=τ
2
; Do đó, động năng của hạt có khối lượng bằng đơn vị sẽ bằng:

λ
π
=Δ
πλ
π
=
τ
π
=
ω
==Δ
2
22
2
2222
4
4
2
4

22
r
gE
grgrrV
E
d
d
(5.7)
Từ các công thức (5.6) và (5.7) ta thấy động năng của hạt có khối lượng
đơn vị bằng thế năng. Năng lượng toàn phần của hạt sẽ là:

λ
π
=Δ+Δ=Δ
2
2 gr
EEE
dt
(5.8)
Năng lượng của cột nước có độ dày db, đáy đơn vị và mật độ ρ sẽ là:
dE = ΔEρdb =
db
r
g
λ
π
ρ
2
2 (5.9)
Để nhận được động năng toàn phần trong cột nước với đáy đơn vị, tức là

năng lượng đi qua một đơn vị diện tích mặt sóng, cần lấy tích phân biểu thức
(5.9) theo toàn bộ chiều dày từ 0 đến ∞, ta có:
E =
∫
∞
λ
π
ρ
0
2
2 db
r
g (5.10)
Thay r = r
0
b
e
λ
π
−
2
, ta có:

2
2
2
0
0
4
2

0
rg
dbe
r
gE
b
ρ
=
λ
π
ρ=
∫
∞
λ
π
−
(5.11)
Chú ý rằng: r
0
= h
0
/2, trong đó, h
0
là độ cao sóng trên mặt biển, ta có:

2
0
8
1
ghE ρ= (5.12)

Biểu thức tính năng lượng sóng (5.12) chỉ đúng với sóng hai chiều khi độ
cao sóng không biến đổi dọc theo ngọn sóng. Đối với sóng ba chiều, hệ thức này
sẽ khác. Nếu coi độ cao dọc theo ngọn sóng biến đổi theo qui luật hình sin thì
đối với sóng ba chiều có độ cao cực đại h
0
dọc theo ngọn sóng, khi đó ta có năng

165
lượng sóng E
3
sẽ nhỏ hơn hai lần:
E
3
=
2
0
16
1
ghρ (5.13)
5.1.6. Sóng gió ven bờ
Khi vào vùng ven bờ, sóng gió bị biến dạng và khúc xạ do giảm độ sâu và
tăng ma sát đáy. Các yếu tố sóng biến đổi và ở ngay sát bờ hoặc ở cách bờ một
khoảng nào đó, sóng bị phá huỷ. Diễn biến sóng ở ven bờ phụ thuộc vào đường
bờ và tính chất biến đổi của địa hình đáy.
a, Sự biến dạng sóng ở bờ thẳng đứng
Nếu bờ biển dốc đứng và sâu, với độ sâu lớn hơn nửa bước sóng, thì trên
đường đi tới bờ thực tế các yếu tố sóng không biến đổi và khi đạt đến bờ, nó bị
phản xạ trở lại. Sóng phản xạ giao thoa với sóng tới, kết quả là tạo nên một hệ
sóng đứng. Khi đó quan sát thấy lúc thì nước dâng lên khá đột ngột gây tung tóe
nước, lúc thì hạ xuống dưới m

ức trung bình. Nói cách khác, bụng sóng tồn tại ở
sát vách đứng, nơi không xảy ra sự xáo trộn ngang của các hạt còn độ tung tóe
nước cao (mực nước dâng) vào khoảng gấp hai lần độ cao sóng tới.
Với trường hợp này, sóng chỉ bị phá huỷ một phần và hướng chuyển động
của nó biến đổi, nên lực va chạm (áp lực) sẽ tương đối nhỏ.
Áp lực lớn nhất nhận thấy ở vùng chân sóng. Xu
ất phát từ lý thuyết sóng
Trocoit có thể xác định gần đúng áp lực sóng trong trường hợp này theo công thức:
P = 0,51h + 2,41 (h
2
/λ) (tấn/m
2
) (5.14)
Trong công thức (5.14), h và λ được tính bằng mét.
Do việc xác định độ cao và bước sóng ở vùng ven bờ khó khăn nên nhà
Hải dương học V.V. SuleiKin đã thiết lập một công thức dựa vào yếu tố sóng dễ
quan trắc hơn - chu kỳ sóng τ.
Công thức này được xây dựng trên cơ sở giả thiết h/λ = 0,085 và có dạng:
P = 0,09 . τ
2
(tấn / m
2
) (5.15)
Áp lực sóng sẽ lớn hơn nhiều nếu sóng bị phá huỷ hoàn toàn khi nó chạy đến
bờ. Hiện tượng này quan sát thấy ở bờ sâu nhưng bị chia cắt, đặc biệt ở nơi có những
mỏm đá riêng lẻ nhô ra biển. Khi chạy đến vùng bờ bị chia cắt, sóng không phản xạ
mà đổ nhào lên bờ và tự phá huỷ, cho đi toàn bộ năng lượng của nó. Nếu khi đó có
sự giả
m đột ngột của front sóng thì sản sinh ra hiện tượng “búa nước”. Năng lượng
sóng trên một đơn vị diện tích tăng lên do mặt sóng giảm.

Lực va chạm (áp lực) của sóng lớn đến mức có thể phá huỷ bờ biển cũng
như các công trình ven bờ. Theo khảo sát thực tế, áp lực sóng ở vùng bờ các đại
dương có thể đạt tới 38 tấn/m
2
, còn ở các biển nội địa gần 15 tấn/m
2
.
Ở các bờ thoải, độ dốc nhỏ, áp lực sóng yếu hơn, song các sóng này

166
thường bị phá huỷ trước khi đạt tới đường bờ và chính các sóng này bị biến đổi
mạnh khi đến bờ thoải.
b, Sự khúc xạ sóng
Người ta quan sát thấy rằng, ở ngoài khơi nơi độ sâu lớn, sóng dù có hỗn
loạn đến đâu thì khi tiến vào vùng nước nông gần bờ, sóng trở nên trật tự hơn.
Sóng truyền trong vùng nước nông thành những luống gần như song song ít
nhiều đều đặn.
Ở đây, sóng biến đổi do có hiện tượng triệt tiêu các sóng bé có năng
lượng nhỏ vì ma sát đáy tăng khi độ sâu giảm. Khi truyền trong vùng nước
nông, xảy ra hiệ
n tượng quay front sóng (tuyến sóng) tạo thành hiện tượng khúc
xạ sóng. Không phụ thuộc vào vị trí front sóng ở ngoài khơi, gần tới bờ front
sóng trở nên song song với đường bờ (hình 5.5)
Từ hình 5.5, ta thấy, đường MN là vị trí liên tiếp của front sóng, còn các mũi
tên là các véc tơ vận tốc sóng. Hiện tượng khúc xạ sóng có thể giải thích như sau:
Trong vùng nước nông, sóng có tính chất như sóng dài, vận tốc của nó phụ
thuộc vào độ sâu của biển và được xác định b
ởi công thức:
gHV
S

=
, các đoạn
frôn sóng ở gần bờ hơn sẽ chuyển động chậm hơn so với những đoạn còn ở xa bờ.
Vì vậy, front sóng bị quay dần dần, hướng tới vị trí song song với đường bờ.

Hình 5.5. Sự khúc xạ sóng
Theo V.V. Suleikin, góc α giữa front sóng và đường song song với bờ tại
điểm có độ sâu H phụ thuộc vào góc α
0
tương ứng ở độ sâu H
0
ở ngoài biển khơi
với chu kỳ sóng τ.
Công thức liên hệ có dạng:

0
2
0
2
50
1
50
1
α
τ
+
τ
+
=α sin
,

,
H
H
Sin
(5.16)
N
N
’
M
’’
M
’’’
M

M
’
α
o

α
H
o
H

167
Ở biển khơi, nếu độ sâu lớn hơn nửa bước sóng thì có thể lấy H = ∞ và
viết lại (5.16) như sau:

2
0

50 τ+
α
=α
,
sin.
sin
H
H

(5.17)
Nếu ở biển khơi, sóng truyền song song với bờ (front sóng vuông góc với
bờ thì sinα
0
= 1, công thức (5.17) sẽ đơn giản là:

2
50 τ+
=α
,
sin
H
H

(5.18)
c, Sự biến đổi các tham số nước nông
Khi sóng chuyển động trong vùng nước nông, ngoài hiện tượng khúc xạ
sóng còn xảy ra hiện tượng biến đổi các tham số của chúng. Như đã nêu ở trên,
dưới tác dụng của gió xuất hiện một hệ sóng phức tạp. Tại vùng nước nông, hệ
thống này trở nên trật tự hơn và có tính chất sóng hai chiều. Đồng thời khi độ
sâu giảm, độ cao sóng tăng, còn bước sóng và vận tốc sóng giảm. Nếu giả sử

rằng ở độ sâu H
0
, vận tốc sóng V
So
, bước sóng λ
0
, chu kỳ τ
0
, ở độ sâu nhỏ hơn
độ sâu H, vận tốc V
S
, bước sóng ở và chu kỳ τ, ta có thể viết đẳng thức sau:

SS
VV
λ
=τ
λ
=τ ;
0
0
0

Trường hợp sóng dài:

gHVgH
V
SS
== ;

0
0

Từ đó ta có:

gHgH
λ
=τ
λ
=τ ;
0
0
0

Và khi độ sâu ít biến đổi, có thể xem chúng bằng nhau, do đó:

00
0
0
H
H
hoÆc
gHgH
=
λ
λ
λ
=
λ
(5.19)

Từ (5.19) cho ta ý nghĩa: bước sóng giảm khi độ sâu giảm.
Để thấy được sự biến đổi độ cao sóng, ta giả thiết rằng, năng lượng sóng
không biến đổi khi sóng chuyển động trong vùng nước nông. Kí hiệu h
0
là độ
cao sóng và L
0
là độ dài ngọn sóng ở độ sâu H
0
, còn h, L là các yếu tố đó ở độ
sâu H, tìm năng lượng sóng bằng cách nhân biểu thức tính năng lượng sóng tầng
mặt E
0
=
8
1

ρgh
0
2
với diện tích tổng cộng của sóng λ.L, ta có:
- Đối với sóng ở độ sâu H
0
:

168
E
0
=
8

1
ρgh
0
2
λ
0
L
0
(5.20)
- Đối với sóng ở độ sâu H:
E=
8
1
ρgh
2
λL

(5.21)
Từ điều kiện năng lượng sóng không đổi, ta có thể viết:
E = E
0
=
8
1
ρgh
0
2
λ
0
L

0
=
8
1
ρgh
2
λL
Suy ra:
λ
λ
=
00
2
0
2
L
L
h
h
(5.22)
Nếu chiều dài ngọn sóng không đổi, L = L
0
ta có
λ
λ
=
0
2
0
2

h
h
. Thay tỉ số
λ
λ
0
bằng giá trị của biểu thức (5.22), chúng ta nhận được:

H
H
h
h
0
2
0
2
= (5.23)
Qua (5.23) ta thấy: độ cao sóng tăng khi độ sâu giảm. Nếu L
≠ L
0
thì:

H
H
h
h
0
2
0
2

= .
L
L
0
(5.24)
Có ý nghĩa là, khi độ dài ngọn sóng L giảm, độ cao sóng tăng.
Các hiện tượng trên có thể quan sát thấy khi sóng đi vào các vụng, vịnh,
độ cao sóng tăng lên rõ rệt do giảm độ dài ngọn sóng (sóng thuỷ triều trong các
vụng, vịnh).
d, Sóng vỗ bờ
Sự giảm bước sóng đồng thời với tăng độ cao sóng sẽ làm tăng nhanh độ
dốc sóng. Khi độ dốc đạt tới giá trị tới hạn, ngọn sóng bị phá huỷ, tạo thành
sóng vỗ bờ. Tuy nhiên, nguyên nhân chính tạo nên sóng vỗ bờ ở bờ cát thoải lại
là sự biến dạng sóng.
Bản chất vật lý của biến dạng Profin sóng khá đơn giản. Độ cao sóng trong
nước nông xấp xỉ b
ằng độ sâu của biển, vì thế, chuyển động của các hạt theo quĩ
đạo trở nên không đều: các hạt ở chân sóng vì có ma sát đáy nên chuyển động
chậm hơn các hạt ở ngọn và dẫn đến ngọn bắt đầu đuổi kịp bụng sóng.
Sơ đồ sóng vỗ bờ trên bờ cát thoải được biểu diễn trên hình vẽ (5.6)
Sự đổ nhào các ngọn sóng xảy ra không chỉ ở mép nước mà c
ả ở ngoài xa.
Độ sâu ngọn sóng đổ nhào phụ thuộc vào nhiều yếu tố: bước sóng và độ dốc
sóng, độ dốc sườn đáy biển, hướng gió đối với bờ, dòng chảy

169
Theo các tài liệu của các nhà Hải dương học Bigelau và Etmonxơn, ở đáy
thoải (độ nghiêng nhỏ hơn 1/40) trong gió đuổi và dòng chảy ngược mạnh, sóng
có thể đổ nhào ở khu vực có độ sâu lớn hơn hai lần độ cao sóng. Đối với gió
yếu, dòng chảy yếu, sóng lừng, ngọn sóng bị phá vỡ ở độ sâu bằng 1/3 độ cao

sóng. Trong gió đuổi mạnh và không có dòng chảy, sóng có thể bị tan vỡ ở
độ
sâu bằng 3/4 độ cao của chúng.


Hình 5.6. Sơ đồ tạo sóng vỗ bờ
Nếu trên đường truyền sóng có các doi cát hoặc âm tiêu (chướng ngại
ngầm, đá ngầm) với độ sâu không lớn, sóng sẽ bị phá huỷ trên chúng tạo thành
sóng bạc đầu là sự báo hiệu đáng tin cậy về sự nguy hiểm ngầm dưới nước. Nếu
độ sâu các chướng ngại ngầm nhỏ hơn nửa bước sóng song chưa đến mức tạo
nên sóng bạc đầu thì trên nó luôn quan sát thấy sự sai lệch Prôfin sóng và
thường tăng
độ cao sóng.
Ngoài dạng sóng vỗ bờ lộn nhào, tràn lên bờ, đôi khi có các ngọn sóng đổ
ở ngoài xa, cách bãi biển một khoảng mặt nước tương đối yên lặng tạo nên
những đồi nước nhỏ vươn dài dọc theo bờ và lan nhanh vào bờ. Đó là sóng đơn
độc được tạo nên khi có sự gia tăng tức thời một khối nước dư (của ngọn đổ
nhào) trên mặt nước tương đối lặng yên. Sóng đơn
độc chỉ có ngọn mà không có
chân, người ta gọi nó là “sóng mang” vì sóng này mang theo mình không những
nước mà cả các vật trên mặt nước đó.
5.1.7. Sóng trong vùng xoáy thuận
Vùng xoáy thuận đặc biệt là vùng trung tâm và gần tâm gió từ mọi hướng
dồn tới với cường độ rất mạnh, do vùng gần tâm gió xoáy nên sóng hết sức hỗn
độn, không theo hướng và ngọn sóng mà chỉ có các đỉnh sóng nhô lên như
những trái núi rồi toả ra xung quanh tâm. Do cường độ gió trong xoáy thuận rất
mạnh và phạm vi xoáy thuận rộng lớn nên cách xa tâm bão vẫn có các sóng lớn
vì gió vẫn truyền năng lượng để duy trì sóng. Đến một lúc nào đó, vận tốc lan
truyền của sóng vượt quá vận tốc dịch chuyển của xoáy thuận. Hình 3.8 cho biết
sự phân bố sóng trong xoáy thuận nhiệt đới (bão) có khí áp thấp nhất tại tâm

c

170
bằng 940 - 960 mb. Cường độ sóng ở các khu vực biểu thị qua đường đẳng độ
cao sóng.
Cách xa tâm bão gió giảm yếu nên sóng cũng tắt dần, song với năng
lượng lớn sóng chuyển sang giai đoạn sóng lừng. Sóng lừng có thể lan truyền
cách tâm bão hàng ngàn hải lý và hướng lan truyền khá phù hợp với hướng di
chuyển của bão. Đặc biệt, từ phía tâm bão còn lan đi những sóng lừng có chu kỳ
lớn từ 1 đến 2 phút, bước sóng có thể dài tớ
i 200 đến 300 mét, độ cao rất nhỏ
mắt thường khó nhìn thấy và vận tốc di chuyển đạt tới 10.000 – 15.000 hải lý
trong ngày đêm. Đây cũng là dấu hiệu dự đoán sự xuất hiện của bão khá sớm.
Hình 5.7 mô tả trường sóng vùng xoáy thuận.


Hình 5.7. Phân bố độ cao sóng trong bão
5.1.8. Sóng do động đất (Tsunami)

a,. Sự hình thành Tsunami

Sóng Tsunami là tên gọi cho các sóng biển dài, xuất hiện do nguyên nhân
động đất. Từ này có nguồn gốc từ tiếng Nhật.
Tsunami được tạo nên do động đất ngầm hoặc hoạt động của núi lửa khi
mà đáy đại dương bị biến dạng với kích thước đáng kể. Ngoài ra còn có nguyên
nhân khác như động đất trên lục địa ven biển, khi những khối lượng lớn đất đá,
băng hà bị lở từ
lục địa tràn xuống hoặc các vụ trượt ngầm dưới biển. Người ta
đã thống kê trong khoảng 2500 năm trở lại đây đã có 355 trận sóng Tsunami
trong đó có 30 trận do núi lửa gây ra, “vành đai lửa” Thái Bình Dương đã có

308 trận Tsunami ; ở Đại Tây Dương là 26 còn lại 21 trận ở Địa Trung Hải.
Do rìa lục địa Đông Bắc Á bị đứt gãy, vết nứt sâu chạy dài từ Camtratca
2m
3m
4m
2
3
4
5
6
7
8
9
400 hải lý
600 hải lý
200 hải lý

171
đến quần đảo Curin, quần đảo Nhật Bản và Hawai. Sự không ổn định của vết
nứt gãy này sẽ làm cho vỏ trái đất không ổn định. Có khu vực bị tụt xuống, nơi
khác bị nâng lên tạo thành các ứng lực lớn trong vỏ trái đất. Các nham thạch
nóng chảy không chịu nổi các ứng lực này sẽ tác động làm nứt và nứt gãy vỏ trái
đất gây ra các địa chấn với sóng xung kích lớn. Những biến
đổi thức thời (với
vận tốc âm thanh) của địa hình đáy đại dương tạo nên sự biến đổi cục bộ thể tích
nước. Phần đáy đại dương có nơi tụt xuống, nơi dâng cao làm cho các khối nước
cũng nâng lên hạ xuống gây sự dồn ép tạo nên sóng Tsunami.
Chẳng hạn, trong thời gian động đất ở biển Adriatic đã làm tụt đáy tới 400
mét. Tại vùng Xagami (Nhật B
ản) kết quả đo đạc cho thấy phần đất đáy phía

Bắc được nâng lên 230 mét còn phần phía Nam tụt xuống 400 mét. Theo tính
toán của Suleikin thì khối đáy nâng đã dồn ép khoảng 22,5 km
3
nước tạo thành
Tsunami.
Tại vũng Lituia (Alaxca) do kết quả động đất 300 triệu m
3
đất đá, băng đã
đổ xuống nước từ độ cao gần 900 mét. Vì vũng này tương đối hẹp (dài 11 km,
sâu cực đại 200 mét) nên sự sụt lở này đã làm tung nước lên cao 520 mét và
hình thành sóng thần cao 60 mét đã quét sạch vùng bờ của vũng nước này.
Trận động đất mạnh 7,9 độ Richte ở phía nam Inđônexia ngày 26 tháng
12 năm 2004 đã tạo nên “cơn đại hồng thủy- Sóng thần tràn vào các đảo của
Inđonexia, vùng nam Thái Lan, nam Srilanca, Banglađet, Ấ
n Độ và lan truyền
tới tận bờ biển Đông nam châu Phi. Theo thống kê của các nhà khoa học, trận
sóng thần này đã cướp đi 265000 người thuộc 14 quốc gia thuộc khu vực và du
khách đến từ các quốc gia khác, thiệt hại vật chất tới hàng trăm tỷ USD.
Khi tạo thành Tsunami, tại thời điểm xuất hiện sụt lở ở đáy đại dương,
nước được dồn đến trung tâm vự
c sâu vừa được tạo thành, làm tràn đầy nó, sau
đó dưới tác dụng của lực quán tính lại làm đầy thêm nữa tạo nên đồi nước không
cao lắm nhưng thể tích khổng lồ trên mặt đại dương. Dưới tác dụng của trọng
lực, khối nước này bắt đầu dao động quanh mực đại dương yên tĩnh, tạo thành
Tsunami.
Tại vùng phát sinh độ sâu lớn hàng trăm mét, sóng Tsunami do động đất
gây ra là sóng ngang với độ cao nhỏ, truyền
đi với vận tốc V=
gH
và khó đo

chính xác được sự nâng lên hạ xuống của cột nước nhỏ nhưng bước sóng lại tới
hàng trăm ki lô mét. Vì thế, sóng này rất thoải.
Sóng Tsunami hình thành do các vụ nổ ngầm (núi lửa hay nổ nguyên tử)
với sóng xung kích mạnh tạo nên cả sóng ngang và sóng dọc (sóng nén) gây nên
sự va chạm mạnh lên đáy tàu tương tự như khi tàu bị mắc cạn. Các sóng
Tsunami do nguyên nhân này có thể đạt độ cao hàng chục mét.

172
Khi ra khỏi vùng phát sinh Tsunami, độ cao sóng giảm đi còn bước sóng
tăng lên. Tuy nhiên, khi tiến vào bờ, do độ sâu thay đổi mạnh nên độ cao sóng
tăng đột ngột, bước sóng giảm. Hơn nữa, khi độ dốc càng nhỏ thì sự tăng độ cao
do độ sâu giảm càng lớn. Vì vậy, trong thực tế tại nơi phát sinh sóng chỉ cao vài
chục Centimét nhưng khi vào đến bờ có thể cao hàng chục mét (có tài liệu đưa
ra con số 80 mét).
b, Dự báo sóng Tsunami
Việc dự báo Tsunami phụ thuộc vào khả năng dự báo động đất và còn tuỳ
thuộc vào khu biển (địa hình đáy, cấu trúc địa chấn v.v. . .). Hiện nay chưa thể
dự đoán chính xác hiện tượng động đất nên việc dự báo Tsunami là chưa có cơ
sở thực hiện được. Vì vậy, dự báo Tsunami có thể hiểu theo nghĩa là tính thời
gian cần thiết để sóng đi từ tâm địa chấn đế
n trạm quan trắc.
Như đã nói ở trên, ngay cả khi xác định được vị trí tâm địa chấn cũng
chưa phải là dự báo sóng vì không phải trận động đất nào cũng gây ra Tsunami.
Từ đó cần phải thực hiện trên cơ sở các tài liệu thực nghiệm xác định các vùng
nguy hiểm nhất của đại dương mà khi có động đất thường gây ra Tsunami.
Biện pháp dự báo hữu hiệu nhất là phát hiện ra các biểu hiệ
n khi sóng đã
hình thành tại tâm địa chấn bằng các thiết bị quan trắc địa chấn (xác định phương
vị, khoảng cách) các trạm quan trắc mực nước (triều kí) và quan trắc âm. Các thiết
bị hiện đại ngày nay có thể nhận được các tín hiệu động đất chỉ sau vài phút vì vận

tốc truyền sóng địa chấn cỡ vài trăm kilômét trong một giây. Thông thường, hệ
thống các đài trạm ven bờ khi thu nhận được sóng độ
ng đất cấp độ từ 6 đến 7 độ
Ricter trở lên thì trạm sẽ phát tin về để các trung tâm xử lý nhanh và ra các quyết
định dự báo kịp thời trong vòng 20 phút kể từ khi có động đất. Như ta đã biết, sóng
động đất có thể lan truyền với vận tốc 700 đến 800 km/h nên ở các trung tâm địa
chấn gần bờ, sóng sẽ ập đến chỉ sau vài ba chục phút.
Theo kinh nghiệm quan sát sóng Tsunami của cư dân ven biển, trước khi
Tsunami đạt t
ới bờ thường mực nước biển hạ xuống và sóng không lớn. Tiếp
sau có thể lại có một lần hạ thấp nước thứ hai thì sóng Tsunami mới tới.
Tsunami có thể có vài đợt, đợt sau cách đợt trước từ 20 phút đến 1 - 2 giờ. Sự
xuất hiện Tsunami đôi khi kèm theo hiện tượng phát sáng nước và đáy biển do
các phù du sinh vật bị kích thích.
5.1.9. Sóng đứng
Sóng đứng là loại sóng mà đầu sóng và chân sóng luân phiên nhau cùng một
chỗ, điều đó khác với sóng tiến ở chỗ, nó không dịch chuyển dạng sóng theo
phương nằm ngang. Các phần tử nước trong sóng đứng chỉ chuyển động theo
phương thẳng đứng, không chuyển động theo quĩ đạo khép kín (tròn hoặc elip).

173
Ở bụng sóng, các phân tử nước chuyển động thẳng đứng mạnh nhất (lên
xuống) tạo thành độ cao sóng, tại những điểm xác định của sóng đứng không có
dao động mực nước, các phân tử nước chỉ chuyển động theo phương ngang, ta gọi
là “nút”. Tuỳ theo điều kiện hình thành mà sóng đứng có dạng một nút, hai nút.
Về nguyên nhân hình thành sóng đứng có thể do sự biến thiên đột ngột về
khí áp ở một n
ơi nào đó trong lưu vực, do các dao động động đất hoặc dao động
mực nước dâng, rút.

Hình 5.8. Mô tả cấu trúc một sóng đứng
5.1.10. Ý nghĩa thực tiễn của việc nghiên cứu sóng biển

Sóng biển đóng một vai trò quan trọng trong việc hình thành những đặc
điểm của chế độ thuỷ văn biển và có ý nghĩa lớn lao đối với hàng loạt ngành
kinh tế, quốc phòng ven biển, phá hoại các công trình ven biển, đảo (đèn biển,
hải cảng, kè đê biển .v.v ), có nơi sóng lại có tác dụng di dời tạo nên các doi đất
cát, các bãi biển mới.
Đối với tàu thuyền, sóng ảnh hưởng rất lớn, làm giảm v
ận tốc tàu, trở ngại
cho việc điều khiển tàu. Một trong những tác động rõ rệt nhất là dao động sóng
làm cho tàu bị dao động, bị lắc ngang, lắc dọc.
Bằng thực nghiệm, người ta cho biết mối quan hệ giữa chu kỳ dao động
bản thân của tàu và chu kỳ sóng như sau:
Nếu chu kỳ tàu lớn hơn hai lần chu kỳ sóng thì tàu hầu như không bị lắc,
nếu nhỏ hơn sẽ
bị lắc và đặc biệt, khi chu kỳ sóng trùng với chu kỳ dao động
bản thân của tàu thì sẽ xảy ra hiện tượng cộng hưởng làm tăng đột ngột biên độ
dao động của tàu, dẫn đến tàu có thể bị lật chìm.
Sự dao động do tàu lắc dĩ nhiên sẽ ảnh hưởng đến các thao tác trên tàu
như việc đo đạc xác định các thông số hàng hải, độ chính xác khi sử dụng hoả
lực. Do nhữ
ng sai lệch đó, trong những trường hợp sóng lớn (trên cấp 5) nhiều
thao tác sử dụng vũ khí không thể thực hiện được và ngay cả các tàu nhỏ cũng
λ
N
B B
N
B
h

174
khó bảo đảm an toàn trong sóng gió lớn.
5.1.11. Quan trắc sóng trên tàu
Quan trắc sóng là một trong những nội dung quan trắc khí tượng - hải văn
trên tàu. Ở các kỳ quan trắc cần xác định: kiểu (dạng sóng), cấp sóng, hướng lan
truyền sóng, các yếu tố sóng và trạng thái mặt biển.
Đối với các cơ quan nghiên cứu biển và tàu nghiên cứu đại dương, người
ta sử dụng các máy móc chuyên dùng để đo đạc sóng với yêu cầu độ chính xác
cao. Trong thực tế hoạt động trên biển của các tàu, việc quan trắ
c sóng chủ yếu
dựa vào quan sát, ước lượng của người quan trắc trên tàu. Các phương pháp đó
dễ dàng thực hiện và kết quả chấp nhận được với độ chính xác tương đối.
a, Quan trắc kiểu, cấp sóng, trạng thái mặt biển
Dựa vào đặc điểm và nguyên nhân hình thành sóng, hình dạng bên ngoài
của sóng, ta có thể xác định được hai kiểu sóng cơ bản : sóng gió và sóng lừng.
Nếu xem xét về dạng có thể có dạng sóng hai chiều, ba chiều, sóng ba
đào, sóng bạc đầu, sóng vỗ vào bờ v.v
Về cấp sóng, ta dựa vào bảng cấp sóng và mối quan hệ giữa cấp gió và
cấp sóng để xác định. Thông thường theo kinh nghiệm, ở các cấp dưới cấp 7,
cấp sóng bằng cấp gió trừ
một thang cấp. Từ cấp 7 trở lên, cấp sóng tương ứng
với cấp gió và từ gió cấp 10 trở lên sẽ đạt cấp sóng tột bậc (cấp IX).
Đối với trạng thái mặt biển, chủ yếu là dựa vào quan sát dáng vẻ bên
ngoài của mặt biển biểu hiện khi có sóng, từ đó đối chiếu với bảng thang độ
trạng thái mặt biển để xác định. Các bảng cấp sóng, thang độ tr
ạng thái mặt biển
đã nêu ở phần (5.1.3) trong tài liệu này và có ở trong phần phụ lục các bảng tính
hàng hải (bảng 50a, b, MT-63, MT-75, bảng TH-86).
b, Xác định hướng và vận tốc truyền sóng

Để xác định hướng lan truyền sóng, ta dùng la bàn từ của tàu, xoay hướng
ngắm trên vòng các đăng ở chậu la bàn ngắm dọc theo rãnh sóng, sau đó quay
hướng ngắm một góc 90
0
về hướng sóng truyền tới (đối sóng). Độ số trên mặt la
bàn theo hướng ngắm chính là hướng lan truyền của sóng. Phương pháp này có
thể sai số 5 - 10
0
.
Vận tốc truyền sóng được tính toán trên cơ sở công thức:

τ
λ
=
S
V
(5.25)
Hoặc có thể trực tiếp quan trắc theo các phương pháp trực quan.
c, Xác định các yếu tố sóng trên tàu
* Xác định khi tàu đang neo

- Xác định chu kỳ sóng (τ)

175
Quan trắc viên đứng trên boong tàu, chọn một vị trí thuận lợi để quan sát
các ngọn sóng lan truyền qua mạn tàu.
Dùng đồng hồ xác định thời điểm đỉnh thứ nhất qua t
1
và điểm đến thứ 11
ứng với thời điểm t

11
, ta có:

10
111
tt −
=τ

(5.26)
- Xác định vận tốc lan truyền sóng qua tàu
Cử hai quan sát viên di chuyển dọc theo boong tàu sao cho đường thẳng
nối hai người song song với hướng truyền sóng. Khoảng cách giữa hai người là l.
Chọn một đỉnh sóng và xác định thời điểm đi qua vị trí người thứ hai được
khoảng thời gian t.
Ta có:
t
l
V
S
= (5.27)
- Xác định độ dài sóng (bước sóng) λ.
Nếu chiều dài boong tàu lớn hơn bước sóng, ta có thể cử hai quan trắc viên di
chuyển dọc theo boong tàu song song với hướng truyền sóng, sao cho cùng một thời
điểm, vị trí của hai người đứng có hai đỉnh sóng kế tiếp nhau đi qua. Như vậy,
khoảng cách hai người đo được trên boong tàu chính là bước sóng.
Nếu chiều dài tàu nhỏ hơn độ dài sóng, việc xác định được tiến hành như sau.
Dùng một phao có bu
ộc dây (dây được đánh dấu mét), quàng dây vào cọc
bích phía đuôi tàu rồi thả phao. Điều chỉnh dây sao cho cùng một thời điểm, vị
trí phao và vị trí quàng dây ở trên hai đỉnh sóng kế tiếp nhau một cách gần đúng,

chiều dài của dây tính từ cột bích đến phao được coi là độ dài sóng.
- Xác định độ cao sóng (h)
Nếu như sóng có kích thước không đáng kể so với tàu và tàu không bị
nâng lên hạ xuống do sóng tác động thì từ boong tàu ta dùng dây đo sâu thả bên
mạn tàu r
ồi ước lượng độ cao sóng theo chiều dài dây.
Khi sóng lớn đáng kể so với tàu, do tác dụng của sóng làm cho tàu nâng lên
hạ xuống. Trong trường hợp này, quan trắc độ cao sóng được tiến hành như sau:
Khi tàu nằm trên đỉnh sóng và không bị lắc, người quan sát chọn vị trí ở
giữa tàu di chuyển theo cầu thang trên boong sao cho tại một thời điểm tia mắt
người quan sát và đỉnh sóng ở trên một được nằm ngang (tiếp tuyến với đỉnh
sóng) chậ
p với đường chân trời. Lúc này, độ cao sóng sẽ tính bằng khoảng cách
thẳng đứng của mắt người quan sát trên mặt nước.
* Xác định các yếu tố sóng khi tàu đang chạy
- Xác định vận tốc truyền sóng
Trong trường hợp tàu chạy song song với hướng truyền sóng, khi đó áp

176
dụng như khi tàu đang neo, ta cũng xác định được vận tốc sóng: V
S1
=
t
l
, đây là
vận tốc tương đối vì ta xác định khi tàu đang chuyển động, nghĩa là vận tốc V
S1

là tổng hợp giữa sự chuyển động của tàu và sự lan truyền của sóng. Nếu tàu
đang chạy ngược sóng, giá trị V

S1
sẽ lớn hơn vận tốc thực của sóng còn khi tàu
chạy xuôi sóng, sẽ nhỏ hơn.
Từ đó ta có vận tốc thực của sóng là:
V
S
=
t
l
± V (5.28)
Trong đó : V - vận tốc tàu (tính bằng m/s);
Dấu (+) áp dụng khi tàu chạy xuôi sóng;
Dấu (-) áp dụng khi tàu chạy ngược sóng.
Trường hợp tàu chạy chếch với hướng truyền sóng một góc
α
với
α
< 45
0
.

Hình 5.9. Xác định vận tốc sóng khi tàu chạy
Tiến hành đo góc
α
giữa hướng đi của tàu và hướng lan truyền của sóng.
Sau một khoảng thời gian t, ngọn sóng lan truyền dọc mạn tàu qua một quãng
đường là l. Ta có vận tốc lan truyền biểu kiến của sóng lúc này là
t
l
, còn vận tốc

tương đối của nó tính theo hướng truyền sóng sẽ là:
V
S
=
t
l
cos
α
(5.29)
Đồng thời lúc này trong một đơn vị thời gian tàu chạy được một khoảng
cách V (vận tốc tàu) nhưng do tương đối với sóng nên khoảng cách này sẽ là
V.cos
α
.
Từ đó, vận tốc truyền sóng trong khi tàu chạy chếch sóng sẽ là:
V
S
=
t
l
cos
α
± Vcos
α
= (
t
l
± V)cos
α
(5.30)

Lcosα
α
Vcosα
V
L

177
- Xác định độ dài sóng (
λ
)
Để xác định độ dài sóng, ta có thể sử dụng bằng việc quan trắc vận tốc
sóng liên quan tới khoảng thời gian các đầu sóng kế tiếp nhau đi qua một điểm
xác định. Khoảng thời gian đó ta coi là chu kỳ sóng tương đối
τ.
Chu kỳ sóng và vận tốc truyền sóng là các đại lượng có mối quan hệ tỉ lệ
với nhau. Vì vậy, khi vận tốc sóng tương đối (V
S1
) tăng do tàu chạy thì chu kỳ
sóng tương đối (

1
) sẽ giảm. Từ đó λ = V
S
.τ = V
S1
.
1
, từ đó ta có:
V
S1

=
t
l
nên λ =
t
l

1
(5.31)
Khi tàu chạy lệch với hướng truyền sóng một góc
α
ta sẽ có công thức
tính độ dài sóng là:
λ =
S
V
l
1
τ.
.cos
α
(5.32)
- Xác định chu kỳ sóng (
τ)
Chu kỳ sóng thực tế có thể nhận được bằng sự tính toán về độ dài sóng (λ)
và vận tốc sóng theo công thức:
S
V
λ
=τ

- Khi tàu chạy song song với hướng truyền sóng:

V
t
l
t
l
±
1
τ
=
Vt
l
l
±
1
τ
(5.33)
- Khi tàu chạy lệch khỏi hướng truyền sóng một góc
α
:

tVl
l
V
t
l
t
l

.
.
cos
cos
±
τ
=
α
⎟
⎠
⎞
⎜
⎝
⎛
±
ατ
=τ
1
1
(5.34)
5.2. Dòng chảy
5.2.1. Nguyên nhân hình thành và các lực ảnh hưởng đến dòng chảy
Sự chuyển dịch của các khối nước theo phương nằm ngang từ nơi này tới
nơi khác trên biển và đại dương gọi là dòng chảy (hải lưu).
Để biểu thị dòng chảy, người ta sử dụng đại lượng vectơ vận tốc dòng.
Hướng của véc tơ – hướng dòng (Hd) được quy ước là hướng mà dòng chảy tới.
Độ dài của vectơ - vận tốc dòng (Vd) biểu thị bằng hả
i lý/giờ.
Dòng chảy được hình thành do nhiều nguyên nhân:
- Ma sát của gió ở mặt nước biển và áp lực gió vào phía sau mặt sóng.

- Do sự chênh lệch mật độ nước biển theo phương ngang (gradien mật độ)
- Sự chênh lệch áp suất thuỷ tĩnh theo phương ngang.

178
Khi áp lực không khí nén lên mặt biển thay đổi 1 mb thì độ cao mực nước
thay đổi 1 cm, từ đó tạo nên độ nghiêng mặt mực nước giữa vùng áp cao và
vùng áp thấp.
- Sự chênh lệch mực nước do các yếu tố thuỷ văn, sự dâng mực nước ở
ven bờ và sông ngòi đổ ra biển.
- Dòng chảy được hình thành do hiện tượng thuỷ triều lên, xuống - Dòng
triều (triều lưu).
Tuy nhiên, dòng chảy trên biển hay đại dương thườ
ng do nhiều nguyên
nhân hình thành kết hợp lại.
Cùng với các lực tạo nên dòng chảy, khi hình thành dòng chảy còn bị các
lực khác ảnh hưởng đến hướng và vận tốc của nó :
- Lực làm lệch hướng do sự quay của trái đất (lực Koriolis) theo công
thức: K = 2 ω.V.sinφ
Ảnh hưởng của nó tương tự như đối với gió, nghĩa là không ảnh hưởng
đến vận tốc dòng mà chỉ làm lệch hướng dòng sang bên phải ở B
ắc bán cầu và
sang trái ở Nam bán cầu.
- Lực ma sát nội do ma sát nhớt phân tử hoặc nhiễu loạn (xoắn). Đối với
ma sát ngoại, ảnh hưởng đáng kể của ma sát đáy đến dòng chảy tầng sâu.
5.2.2. Phân loại dòng chảy
a, Theo nguyên nhân hình thành, dòng chảy được chia thành ba nhóm chính:
* Dòng chảy Gradien là dòng chảy được hình thành bởi gradien ngang
của áp suất thuỷ tĩnh xuất hiện khi mặt biển nằm nghiêng so với mặt đẳng thế.
Tuỳ thuộc vào nguyên nhân gây nên độ nghiêng của mặt biển, có thể chia các
dòng chảy gradien thành các dòng chảy sau đây:

- Dòng dâng rút được hình thành do sự dâng và rút nước dưới tác dụng
của gió (dòng bù).
- Dòng gradien áp lực là dòng chảy do sự thay đổi của áp suất khí quyển.
- Dòng chảy nghiêng do sự dâng nước ở vùng bờ và do nước sông chảy ra.
- Dòng ch
ảy mật độ do sự chênh lệch mật độ nước theo phương ngang
(gradien mật độ).

* Dòng chảy gió và dòng trôi: Dòng chảy trôi do tác động kéo theo của
gió gây nên, còn dòng chảy gió hình thành đồng thời với gió là do độ nghiêng
của mặt biển dưới áp lực gió.

* Dòng triều - do thuỷ triều gây nên.
b, Theo độ ổn định, người ta chia ra ba loại
* Dòng chảy ổn định (cố định) là dòng chảy có hướng và vận tốc ít biến đổi trong
năm, ví dụ như các dòng chảy tín phong ở các đại dương, dòng Gulf Stream v.v

179
Thực ra không phải là dòng không biến đổi mà là nó thường xuyên tồn tại
ở một khu biển và liên tục tồn tại theo thời gian.

* Dòng chảy tạm thời là dòng chảy hình thành trong thời gian ngắn do
một số yếu tố nhất thời nào đó tạo nên, hướng và vận tốc biến đổi, chẳng hạn
như dòng chảy gió.

* Dòng chảy tuần hoàn là dòng chảy biến đổi có chu kỳ - dòng triều.
c, Phân loại theo độ sâu gồm các loại:

* Dòng tầng mặt là dòng chảy quan trắc được trong lớp nước hàng hải,
tức là lớp nước tương ứng với phần chìm của tàu ( 0 đến 10 mét).

* Dòng chảy tầng sâu là dòng chảy quan trắc được trong lớp nước giữa
tầng mặt và tầng đáy.
*
Dòng chảy sát đáy là dòng quan trắc được ở lớp nước sát đáy, nơi ma
sát đáy ảnh hưởng đáng kể đến dòng chảy.
d, Căn cứ tính chất chuyển động, người ta chia dòng chảy thành: dòng chảy
thẳng, dòng chảy uốn khúc, dòng chảy cong.
Dòng chảy cong phân chia thành dòng xoáy thuận, chuyển động ngược
chiều kim đồng hồ ở Bắc bán cầu, thuận chiều kim đồng hồ ở Nam bán cầu, còn
dòng xoáy nghịch thì chiều xoáy ở mỗi bán cầu ngược lại.
e, Theo tính chất lý hoá, người ta chia ra: theo tính chất nhiệt độ và độ muối của
nước biển. Theo nhiệt độ nước, ta có:
dòng chảy nóng tức là nhiệt độ nước
trong dòng chảy cao hơn xung quanh,
dòng chảy lạnh ngược lại. Theo độ muối
có
dòng chảy mặn, dòng chảy nhạt qui ước tùy theo độ muối của nước trong
dòng chảy và xung quanh.
5.2.3. Đặc trưng một số dòng chảy
Trong phần trên đã nói, tuỳ theo cơ sở và quan điểm xem xét mà dòng
chảy được phân chia thành nhiều loại. Tuy nhiên xét về quan điểm hàng hải,
người ta quan tâm đến ba loại dòng chảy: dòng chảy gió, dòng trôi (dòng ổn
định) và dòng triều.
Dưới đây, chúng ta sẽ nghiên cứu một số đặc trưng của các loại dòng chảy này.
a, Dòng chảy gió - dòng trôi
Dòng chảy gió được hình thành khi có gió tác dụng, tương tự dòng chảy
trôi được hình thành khi có gió tác dụng lâu dài, có tính tương đối ổn định về
hướng và vận tốc. Để đơn giản hoá cách phân tích toán học, nhà Hải dương học
Ekman đã thiết lập bài toán khảo sát về hướng và vận tốc dòng chảy với các giả

thiết sau đây:
- Nước không bị nén, mật độ và thể tích riêng không đổi;
- Biển sâu vô hạn hay chí ít cũng là khá lớn ở vùng xa b
ờ;

180
- Gió thổi trên biển ổn định, nghĩa là tại mỗi điểm trên biển, hướng và vận
tốc gió như nhau;
- Chuyển động của dòng nước chỉ xét theo phương ngang và ổn định.
Từ đó, Ekman đưa ra các kết luận sau:
1. Hướng dòng chảy tầng mặt lệch khỏi hướng gió về bên phải ở Bắc bán
cầu và bên trái ở Nam bán cầu một góc bằng 45
0
.
2. Vận tốc dòng tầng mặt được tính bằng công thức:

ϕμρ
=
in
T
Vd
cos.2
0
(5.35)
Trong đó: T - áp lực tiếp tuyến của gió (ma sát gió với mặt nước);
μ - Hệ số ma sát nhớt;
ρ - Mật độ nước;
ω - Vận tốc góc quay của trái đất;
φ - Vĩ độ địa lý.
3. Theo độ sâu tăng lên, vận tốc dòng về giá trị tuyệt đối giảm theo qui

luật hàm logarit (hàm mũ), còn hướng lệch dần về bên phải. Lệch dần nhiều so
với hướng gió và cho t
ới một độ sâu gọi là độ sâu ma sát, hướng dòng chảy
ngược với hướng tầng mặt. Độ sâu ma sát D được tính theo công thức:
D =
ϕωρ
μ
π
sin
. (5.36)
Độ sâu D phụ thuộc vào ma sát (hệ số μ) nên gọi là độ sâu ma sát, nó còn
phụ thuộc vào vĩ độ địa lý φ và vận tốc gió.
Thực tế hệ số ma sát nhiễu loạn μ đặc trưng cho sự xáo trộn các lớp nước
do gió nên suy cho cùng trong thực nghiệm việc tính toán độ sâu D chỉ xem xét
hai yếu tố là vĩ độ và vận tốc gió.
Bằng các kết quả tính toán, các nhà Hải dương đã đưa ra các k
ết quả về sự
biến đổi của dòng chảy theo độ sâu qua sự phụ thuộc giữa độ sâu Z và độ sâu ma
sát D. Thực tế ở độ sâu Z = D, vận tốc dòng rất nhỏ, chỉ bằng 1/23 Vd
0
và ở độ
sâu Z = 2D bằng 1/535Vd
0
. Còn hướng của dòng ở độ sâu Z = D ngược hướng
tầng mặt, Z = 2D lại trùng với hướng tầng mặt.
Sự biến đổi này có thể được mô tả ở hình (5.10) dưới đây.
Đối với dòng chảy gió và dòng trôi ở độ sâu hữu hạn, theo Ekman nếu độ
sâu H của biển lớn hơn hay bằng độ sâu ma sát D thì coi thực tế là biển sâu, còn
nhỏ hơn là biển nông (độ sâu hữu hạn).
Từ

đó, kết hợp lại các kết quả nghiên cứu của Ekman, các nhà Hải dương
học sau này đã xây dựng các công thức thực nghiệm dùng để tính vận tốc dòng
chảy gió và dòng trôi như sau:

181
- Tìm hướng dòng chảy gió tầng mặt:
Hd
0
= Hg ± 180
0
±
N
S
β
(5.37)
Trong đó: Hd
0
- hướng dòng chảy tầng mặt, tính bằng độ (
0
);
Hg - hướng gió tính bằng độ (
0
);
+ 180
0
khi Hg < 180
0
;
-
180

0
khi Hg > 180
0
;
+ β đối với Bắc bán cầu; - β đối với Nam bán cầu.


Hình 5.10. Sự thay đổi của dòng chảy theo độ sâu
β là góc lệch của hướng dòng so với hướng gió phụ thuộc vào tỉ lệ của độ
sâu biển H và độ sâu ma sát D và được tính theo bảng dưới đây:
Bảng 5.5. Tìm góc lệch β qua tỉ lệ H/D
D
H

0,1 0,25 0,5 0,75 1 1,5 . . .
β 0
0
21,5
0
45
0
45,5
0
45
0
45
0

Độ sâu ma sát được tính theo công thức:
D =

Vg.
sin
,
ϕ
67

(5.38)
Trong đó: 7,6 là hệ số thực nghiệm;
φ là vĩ độ địa lý;
Vg là vận tốc gió, tính bằng m/s.
Khi đó, D được tính bằng đơn vị mét.