Giáo trình cơ sở kỹ thuật bờ biển - Chương 5 pptx

Chơng 5: Thủy triều
5.1 Mở đầu
Hầu hết mọi ngời sống ở vùng ven biển đều biết về thủy triều, nhng không hiểu cơ
chế hình thnh. Tuy nhiên từ rất xa xa cha thể giải thích nguyên nhân sinh ra thủy
triều, ông cha ta cũng có một số cách giải thích về thủy triều, chẳng hạn:

Thủy triều l kết quả của thiên thần đắm mình vo biển đông (Al Falik, 900 BC) hoặc
Thủy triều l kết quả của một con cá voi lớn tắm mình trong biển cả.
Nghiên cứu đầu tiên giải thích về hiện tợng thủy triều từ nghiên cứu của Newton
năm 1687. Trong công trình toán học của ông đã thể hiện các lực hấp dẫn trọng
trờng giữa mặt trăng, mặt trời v trái đất. Sau ny vo năm 1799, Laplace đã trình
by chi tiết hơn v bức tranh về thủy triều dần dần đợc lm sáng tỏ. Vo năm 1898,
Darwin đã xuất bản cuốn sách về lý thuyết cân bằng.
Ngy nay, các lý thuyết về sự hình thnh thủy triều có thể tìm qua Internet ở các
Website sau đây:
/>Thông tin về thủy triều của H Lan tìm qua Website
/>Khi nghiên cứu thủy triều, 2 câu hỏi cơ bản đặt ra. Đó l:
Vì sau các kiến thức về thủy triều lại quan trọng nh vậy
Thủy triều l gì?
Hình 5.1: Dao động mực nớc triều
98

Trả lời câu hỏi thứ nhất khá đơn giản vì các mục đích kinh tế, kỹ thuật. Đó l:
Cải tạo các vùng đất ven biển
Hạp long vùng cửa sông
Tới tiêu vùng triều
An ton hệ thống đê điều v
Vấn đề nhiễm mặn v.v
Câu hỏi thứ 2 một phần đợc trả lời trong hình 5-1, ở đó đã chỉ ra sự lên xuống của
mực nớc 1 ngy 1 lần hoặc 2 lần/ngy. Tuy nhiên trớc khi thảo luận các đặc điểm

của thủy triều, trớc hết cần nghiên cứu nguồn gốc của thủy triều.
5.2 Nguồn gốc của thủy triều
Theo giải thích của Newton, thủy triều liên quan đến các lực hấp đẫn của mặt trời,
mặt trăng v trái đất. Hình 5-2 biểu diễn hệ thống mặt trời.
Sự chuyển động của hệ thống mặt trời nh sau:
- Trái đất chuyển động quanh mặt trời khoảng 365 ngy
- Mặt trăng chuyển động quanh trái đất khoảng 27.3 ngy
- Trái đất tự quay xung quanh trục của nó 24 giờ
Hình 5.2: Chuyển động của hệ mặt trời v nguồn gốc của thủy triều
Để đơn giản hóa giải thích nguồn gốc của thủy triều, chúng ta nghiên cứu hệ thống
mặt trăng - trái đất (hình 5-3) với các giả thiết sau:
a. Ton bộ trái đất đợc phủ bao phủ bởi một lớp nớc
b. Quĩ đạo mặt trăng nằm trên mặt phẳng đi qua xích đạo của trái đất
c. Trái đất không quay
99

ớc bao phủ
ên mặt trái đất (giả thiết a), với hình dạng của nó nh trên hình 5-4
t không quay cũng không thực tế, vì trái đất
Hình 5.3: Sơ đồ hóa hệ thống mặt trăng - trái đất
Hệ thống trái đất - Mặt trăng có trọng tâm chung l điểm A. Nói một cách khác, hệ
thống quay quanh điểm A trong khoảng thời gian xấp xỉ 27 ngy. Trong quá trình
quay, 2 hnh tinh ảnh hởng tới nhau thông qua lực trọng trờng v các lực ny phải
cân bằng với lực ly tâm. Rõ rng rằng các lực ny sẽ lm biến dạng lớp n
tr
Hình 5.4: Nớc bao phủ bề mặt trái đất theo các giả thiết phần trên
Từ hình 5-4, có thể thấy có một số dạng thủy triều. Bây giờ, 2 giả thiết có sự điều
chỉnh nh sau: Giả thiết mặt trăng chuyển động trên mặt phẳng qũy đạo của trái đất
không đúng thực tế; trục trái đất nghiêng 1 góc l 66
0

5 (Tính trung bình) với mặt
phẳng qũy đạo mặt trăng. Giả thiết trái đấ
quay quanh mặt trời.
Hình 5-5 cho biết sự biến dạng của lớp nớc, khi thay đổi các giả thiết ny.Khi quan
sát điểm B trên hình 5-5, rõ rng rằng có hai điểm nớc cao v 2 điểm nớc thấp
trong khoảng thời gian 24 giờ. Thủy triều tại điểm B đợc gọi l bán nhật triều.
Nguyên tắc cơ bản của triều mặt trăng đợc trình by v một số đặc điểm thể hiện
trên hình 5-1 đợc giải thích. Nửa đầu của chu kỳ bán nhật triều di hơn 12 giờ. Điều
ny có thể giải thích nh sau: Chu kỳ triều bị chi phối bởi 2 chuyển động (i) sự quay
100

của trái đất v (ii) sự quay của mặt trăng quanh trái đất.
Hình 5-5: N
ờng hợp bán nhật triều khoảng thời gian
của trục trái đất. Sự khác
ớc bao phủ trên bề mặt trái đất khi trái đất
v mặt trăng chuyển động trong hệ thống
Với việc quay quanh trái đất (24 giờ), mặt trăng còn chuyển động trên qũi đạo của
nó. Do vậy, ở vị trí xác định trên bề mặt đất đối diện với mặt trăng, khoảng thời gian
lớn hơn 24 giờ để thấy lại mặt trăng đối diện với trái đất ở điểm đó. Mặt khác mặt
trăng chuyển động xung quanh trái đất một vòng trong khoảng thời gian 27.3 ngy.
Nh vậy trong 1 ngy mặt trăng chuyển động đợc góc tơng ứng 1/27.3 của 360
0
,
hay xấp xỉ 13
0
trên mặt phẳng qũi đạo của nó. Đối với điểm xem xét trên bề mặt trái
đất, điều đó cũng có nghĩa l vị trí đối diện của mặt trăng trong ngy tiếp theo chậm
hơn một khoảng thời gian bằng (13/360) * 24 giờ, hay khoảng 50 phút so với ngy
hôm trớc (điều ny giải thích điểm đỉnh hay chân triều chậm dần khoảng 50 phút

mỗi ngy. Chẳng hạn hôm nay đỉnh triều tại vị trí A xảy ra lúc 11giờ sáng thì ngy
mai sẽ xảy ra vo lúc 11giờ 50). Trong tr
chỉ l một nửa hay 24
h
50/2 = 12
h
25.
Tuy nhiên cũng cần nhấn mạnh rằng giá trị trên chỉ l trung bình v thay đổi theo
thời gian trong tháng vì qũi đạo của mặt trăng l một elip. Hơn nữa, vì ảnh hởng
tổng hợp của mặt trăng v mặt trời nên trong thực tế khoảng thời gian lặp lại của thủy
triều tại khu vực triều cao ngắn hơn 50 phút v ở khu vực triều kém di hơn 50 phút.
Đặc điểm thứ 2 trong hình 5-1 l độ lớn của hai đỉnh triều hay chân triều liên tiếp
không bằng nhau. Điều ny có thể giải thích do độ nghiêng
nhau ny đợc gọi l hiện tợng không bằng nhau ngy.
Bằng một số giả thiết, các hiện tợng thủy triều đợc giải thích khá rõ rng. Tuy
nhiên, một giả thiết không chính xác đó l giả thiết ton bề mặt trái đất đợc phủ một
lớp nớc. Trong thực tế trên bề mặt trái đất có sự phân bố biển v lục địa nên một
phần trái đất không có nớc. Thực tế có một vnh đai biển bao quanh hon ton vòng
vĩ tuyến của trái đất. Đó l vòng vĩ tuyến từ 63 đến 64
0
S gần với nam cực. Trong khu
vực ny thủy triều hình thnh nh các lực đã trình by ở trên. Từ đây, các sóng triều
101

chuyển động lên hớng bắc qua đại dơng.
Hình 5-6 biểu diễn các dạng triều. Bán nhật triều (một dạng triều phổ biến trên thế
giới), nhật triều v triều hỗn hợp l các dạng cơ bản đã quan trắc đợc. Để giải thích
đợc tại sao tại một vị trí lại chỉ gặp 1 trong 3 loại triều nêu trên l một vấn đề rất
khó. Thủy triều nếu đi vo các đại dơng từ phơng nam thờng bị phản xạ lại bởi
các lục địa v bị tiêu hao một phần khi đi vo vùng nớc nông, tăng biên độ khi

chuyển động giữa các vùng đất gây trở lại cho thủy triều hình thnh ở phía bên kia
của đất liền.
102

Hình 5.6: Các dạng thủy triều hình thnh trên thế giới
Trớc đây, chỉ có ảnh hởng của mặt trăng đợc nghiên cứu. Tuy nhiên vai trò của
mặt trời cũng tơng tự nh của mặt trăng tác động lên các khối nớc trên bề mặt trái
đất, mặc dù ảnh hởng của mặt trời đến thủy triều trái đất chỉ bằng 46% ảnh hởng
của mặt trăng. Xem xét thủy triều xảy ra ở trái đất chịu ảnh hởng các quĩ đạo
elliptic của cả mặt trăng v mặt trời thì thủy triều sinh ra có độ lớn không bằng nhau
biểu diễn ở hình 5-
ơng, cùng chiều nên mực nớc l lớn nhất (cao hơn so với trung
ợc nhau,
ng nam cực) đến địa điểm xem xét.
Khoảng thời gian ny đợc gọi l tuổi triều.
v chu kỳ di hơn cũng cần đợc nghiên cứu.
Hình 5.7: Đờng quá trình triều
Cuối cùng, qũi đạo nghiêng của mặt trăng v mặt trời cũng không phải l luôn luôn
không đổi v đã tác dụng lên thủy triều trái đất. Chẳng hạn, thủy triều ở Indonesia ở
rất nhiều địa phơng l nhật triều, trong khi dọc theo bờ biển Việt nam, nhật triều v
bán nhật triều xen kẽ nhau hay bờ biển H Lan thì bán nhật triều chiếm u thế.
Một vấn đề cần nghiên cứu về thủy triều l triều cao v triều kém, sự thay đổi về độ
lớn triều khi xét tới vị trí tơng đối của trái đất v mặt trăng (hình 5-7). Để giải thích
điều ny, cần thiết phải có một cái nhìn khác vo hệ mặt trời nh
8. Từ hình ny có thể thấy nh sau:
- Vo thời điểm bắt đầu có trăng v trăng tròn, các lực tạo triều của mặt trăng v
mặt trời cùng ph
bình)
- Khi mặt trăng ở cuối tuần đầu v cuối tuần thứ 3, các lực tạo triều ng
mực nớc thấp hơn so với trung bình.

Từ hình 5-7 có thể thấy rằng triều cờng v triều kém xảy ra chậm hơn so với vị trí
đối diện của mặt trăng so với vị trí ban đầu. Đó l vì khoảng thời gian cần thiết để
sóng triều chuyển động từ điểm hình thnh (vù
103

Hình 5.8: Chuyển động của hệ thống mặt trời, trái đất, mặt trăng
v sự hình thnh thủy triều.
Tóm lại, thủy triều có các đặc tính cơ bản sau đây:
- Nhật triều: Một lần nớc cờng v 1 lần nớc kém trong 24 giờ 50 (trung bình).
- Bán nhật triều: 2 lần nớc cờng v 2 lần nớc kém xảy ra liên tiếp nhau với chu
kỳ 12 giờ 25 phút (tính trung bình).
- Triều hỗn hợp l dạng hỗn hợp của 2 loại trên
Loại thủy triều tại một vị trí l rất quan trọng vì nó cho biết trớc khi no nớc cờng
v nớc kém xảy ra ở một vị trí xác định
Sự không bằng nhau về mực nớc giữa các chu kỳ liên tiếp trong bán nhật triều v
triều hỗn hợp cũng l một đặc trng quan trọng
Mực nớc triều cờng l mực nớc lớn nhất (so sánh với giá trị trung bình) xảy ra
sau thời điểm bắt đầu có mặt trăng v điểm trăng tròn.
Mực nớc triều kém l mực nớc thấp hơn mực nớc trung bình xảy ra sau thời điểm
cuối tuần thứ nhất v cuối tuần thứ 3 của mặt trăng (hình 5-8).
5.3 Nớc dâng
a- Định nghĩa
Nớc dâng l hiện tợng mực nớc tăng lên (hoặc hạ xuống) so với một giá trị bình
thờng tại thời điểm đó do tác dụng của gió trên bề mặt nớc.
Nớc dâng l một hiện tợng đáng quan tâm ở vùng ven biển. Mực nớc trong nớc
dâng có thể cao hơn hoặc thấp hơn giá trị mực nớc do triều thuần túy gây ra. Trờng
hợp mực nớc cao hơn xảy ra khi gió thổi về hớng bờ hoặc công trình bảo vệ bờ còn
gọi l hớng đón gió hay bờ hứng gió v ở phía đối diện hay còn gọi l hớng khuất
gió mực nớc thấp hơn giá trị mực nớc do triều thuần túy gây ra. Mặc dầu hiệu ứng
nớc dâng mang tính thờng nhật chẳng hạn nh

ta thổi vo một chén nớc nhng
không phải tất cả các công trình xây dựng, ngời ta đa thêm giá trị nớc dâng vo
trong đó. Hình 5-9 l một ví dụ về hiệu ứng nớc dâng.
104

Hình 5.9: Hiệu ứng nớc dâng
Khi đờng mặt nớc phát triển nh hình 5-9 v khi hớng gió thổi tiếp tục duy trì
trong một khoảng thời gian di sẽ hình thnh dòng chảy ngợc lại ở đáy hồ cho đến
khi một cân bằng mới đợc thiết lập. Một công thức đơn giản tính toán chiều cao
nớc dâng nh sau:
h
lV
S
MD
cos
2
(5.1a)
Trong đó:
S: độ lớn nớc dâng (m);
: Hệ số = 0.4*10
-6
s
2
/m;
V: Tốc độ gió tính ở độ cao 6 m trên mặt biển (m/s);
l: Chiều di gió thổi (m);
: Góc giữa hớng gió v đờng mặt nớc vừa đợc thiết lập(xem hình 5-9);
h: Độ sâu trung bình nớc hồ, biển(m).
Hiệu ứng nớc dâng trên mực nớc triều thuần túy đợc thể hiện trên hình 5-10.
Hình 5.10: Hiệu ứng nớc dâng

105

Điều đó có nghĩa l giá trị nớc dâng có thể xác định bằng cách lấy cao trình mực
nớc tổng cộng trừ cao trình mực nớc triều tại thời điểm tơng ứng. Trong thực tế
do thiếu ti liệu nên việc xác định độ lớn nớc dâng không dễ dng. Khi có số liệu
quan trắc đầy đủ thì việc xác định độ lớn nớc dâng dễ dng hơn.
Nếu có số liệu di hạn ta sẽ có số liệu tơng ứng của độ lớn nớc dâng v bằng
phơng pháp thống kê có thể tính toán đợc độ lớn nớc dâng ứng với tần suất khác
nhau H
(n)
(xem hình 5 -11).
Hình 5-11: Đờng tần suất nớc dâng
Cuối cùng, cũng phải lu ý về tác động của nớc dâng ở vùng ven biển. Nớc dâng
mang giá trị dơng (h > 0) sẽ gây ra ngập lụt vùng ven biển, còn khi (h < 0) có thể
gây khó khăn cho việc lấy nớc ngọt.
b- Nớc dâng do bão
Tâm thấp của áp suất khí quyển (bão hay áp thấp nhiệt đới) l nguyên nhân của sự
tăng lên của mực nớc so với mực nớc biển trung bình (tơng tự khi có áp cao thì
mực nớc hạ thấp). áp suất không khí tại mực biển l 1013 mbar (= hPa). ở những
vùng vĩ độ cao (>40
0
), áp suất tại tâm bão dao động từ 960 to 1040 mbar, trong khi ở
những vùng vĩ độ thấp, bão nhiệt đới có áp tâm xuống tới 900 mbar. Bên cạnh đó, ở
một vùng xác định, còn có sự dao động mùa của mực nớc biển trung bình do áp
suất khí quyển.
Độ lớn thay đổi cao trình mực nớc biển trung bình Za (m) tính theo biểu thức
Z
a
= 0.01(1013 - p
a

) (5.1b)
Trong đó: p
a
= áp suất khí quyển tại mực biển tính bằng mbar hoặc hPa.
Tuy nhiên, do hiệu ứng động lực, độ tăng của mực nớc biển có thể đợc khuếch đại
đáng kể. Khi áp thấp hay bão di chuyển nhanh, mực nớc biển cũng thay đổi nhanh
tơng ứng v đợc gọi l nớc dâng do bão. Nớc dâng trong bão do sóng di trong
bão tạo ra. Chiều di sóng gần bằng với chiều rộng của vùng tâm bão. Chiều cao của
sóng sẽ tăng lên một cách đáng kể khi đi vo vùng nớc nông (còn gọi l hiệu ứng
nớc nông). Chẳng hạn dọc phía nam biển Bắc, chiều cao nớc dâng khoảng 3 m,
trong khi bờ biển nớc Mỹ v vịnh Mehico có khi lên tới 5 m. Nh đã trình by trong
106

phần mở đầu, khái niệm nớc dâng do bão l một khái niệm rộng bao gồm triều
thuần túy v các hiệu ứng khí tợng khác.
c- Nớc dâng do gió
ứng suất do gió tạo ra trên mặt nớc l nguyên nhân gây nên độ dốc mặt nớc từ
hớng đón gió đến hớng khuất gió v kết quả l gây ra hiện tợng nớc dâng ở phía
đón gió v nớc hạ ở phía đối diện. Hiện tợng ny gây hiện tợng tăng mực nớc
đáng kể, đặc biệt ở những vùng biển nông, cửa sông hay thềm lục địa. Chẳng hạn
dọc theo phần nam của biển Bắc thuộc lãnh thổ H Lan, Bỉ, Đức, độ lớn nớc dâng
do bão lên tới 3 m. Nếu độ sâu nớc v trờng gió ít thay đổi (hớng v tốc độ) thì
độ dốc mặt nớc có thể tính bằng biểu thức sau đây:
i
w
= c
w
(U
air
/ U) U

2
w
/ (gh) (5.1c)
Trong đó:
U
w
= tốc độ gió (tại độ cao 6 m trên mặt biển)
h = Độ sâu nớc
U, U
air
= Mật độ của nớc biển v của không khí (1030, 1.21 kg/m
3
);
C
w
= Hệ số ma sát giữa không khí v nớc = 0.8 * l0
-3
đến 3.0 * 10
-3
tăng lên khi tốc gió tăng lên.
Giá trị lớn nhất nớc dâng (K
w
) tại bờ đón gió có chiều di đ gió F l:
K
w
= i
w
F / 2 (m) (5.1d)
Trong đó:
F = đ gió (km)

Trong trờng hợp biển nông hay biển kín (đầm phá, vịnh), độ cao nớc dâng cực đại
tính theo công thức sau:
K
w
= i
w
F (m) (5.1d*)
Sự khác nhau giữa (5.1d) v (5.1d*) cho thấy vai trò của độ sâu đáy biển v độ thẳng
của đờng bờ.
Hình 5.11a: Nớc dâng do gió
Chính vì vậy, đề nghị rằng các công thức trên sẽ không nên áp dụng nếu cha đợc
kiểm nghiệm bằng các số liệu quan trắc gió v mực nớc của địa phơng. Cũng có
107

thể tham khảo công thức thiết lập của Ippen (1966) tính toán nớc dâng do gió cho
một số dạng địa mạo v địa hình đáy biển khác nhau.
Nớc dâng do gió thông thờng đợc tính toán bằng các mô hình số để có thể bao
gồm đợc hết các nhân tố ảnh hởng đặc biệt l sức cản bề mặt.
5.4 Sóng thần
Sóng thần l sóng do động đất tạo ra, đợc đặc trng bởi bớc sóng rất di (hng
trăm km) v chu kỳ sóng tính bằng phút chứ không phải tính bằng giây. Thông
thờng những sóng loại ny do động đất ở những độ sâu rất lớn (>1000m) v di
chuyển trên một quãng đờng rất di m sự giảm chiều cao sóng không đáng kể.
Hình 5.12: Quan hệ giữa chu kỳ sóng thần v độ lớn động đất
Tuy nhiên, khi tiến vo bờ chiều cao sóng có thể tăng lên một cách đáng kể do hiệu
ứng nớc nông v hiện tợng khúc xạ khi đi vo bờ. Chiều cao sóng trong trờng
hợp ny có thể tính bằng lý thuyết nớc nông. Hiện tợng khúc xạ hình thnh ở
những vùng thềm tơng đối dốc l hiện tợng cần đợc nghiên cứu kỹ.
Mặc dù có nhiều công trình lý thuyết, nhng các kết quả quan trắc chiều cao v chu
kỳ của sóng thần thực tế có thể tìm đợc ở Nhật Bản dọc dải bờ biển cách tâm chấn

khoảng 750 km (xem hình 5.12 v 5.13).
Sóng thần cũng nh động đất rất khó dự báo trớc. Về mặt nguyên tắc, nó cũng cần
đợc xem xét đến trong thiết kế mặc dù tiêu chuẩn an ton trong trờng hợp ny sẽ
không cho lời giải kinh tế.
108

Hình 5.13: Quan hệ giữa chiều cao sóng thần v độ lớn động đất
Thông tin chi tiết về sóng thần xem trên trang Web:
/>.
5.5 Dao động mực nớc trong hồ do thay đổi áp suất không khí (Seiche)
Seich l sự dao động mực nớc do cơ chế kích động v hấp thụ của địa hình đáy
vịnh, hồ hay cảng sông. Cơ chế kích động có thể gồm:
x Các yếu tố khí tợng địa phơng nh áp thấp địa phơng hay gió lốc, vòi rồng.
x Sóng thần
x Nớc dâng do bão
Các sóng chu kỳ di tạo ra do hiệu ứng nớc nông hay dòng xoáy cũng nằm trong cơ
chế ny. Thời gian xảy ra hiện tợng ny rất ngắn (chỉ tính bằng phút v thờng nhỏ
hơn 0.01Hz) v thông thờng từ 2 đến 40 phút.
Chỉ khi phân tích các số liệu mực nớc mới có đợc các kết luận về việc đa dao
động mực nớc trong hồ phục vụ mục đích thiết kế. ở những nơi có số liệu đo đạc có
thể thấy rằng tần suất xảy ra những dao động nhỏ ít nhất thờng gấp 2 lần những dao
động có tần suất lớn.
109

5.6 Biểu diễn toán học về thuỷ triều
Nh đã đợc trình by trong phần trớc, thủy triều bao gồm nhiều thnh phần tác
động tạo thnh. Đã có rất nhiều nh nghiên cứu, nh khoa học tách các thnh phần
khác nhau từ ti liệu quan trắc thủy triều với mục đích hiểu rõ ảnh hởng của mỗi
nhân tố v các cơ chế chi phối giữa chúng. Thêm nữa khi đã hiểu đợc bản chất của
thủy triều thì có thể tính toán cũng nh dự báo đợc mực nớc triều.

Một trong những phơng pháp sớm nhất giải thích về thủy triều l phơng pháp phân
tích điều hòa. Phơng pháp ny đợc phát triển bởi Doodsun vo những năm 1930's.
Mực nớc biển thay đổi do các thnh phần thủy triều có thể coi l tổng hợp của các
thnh phần điều hòa m mỗi thnh phần ở một vị trí xác định, tại một thời điểm đợc
đặc trng bởi 3 yếu tố:
- Biên độ h
j
, đó l khoảng dao động thẳng đứng giữa mực nớc cao nhất hoặc nhỏ
nhất so với mực nớc trung bình (m);
- Chu kỳ
j
, l khoảng thời gian cần thiết để ảnh hởng của thnh phần ny quay
trở lại (
0
/giờ). Trị số nghịch đảo của
j
gọi l chu kỳ;
- Độ lệch pha
i
, l khoảng thời gian giữa chuyển động của thiên thể (mặt trăng
hoặc mặt trời) đi qua thiên đỉnh của vị trí nghiên cứu v thời gian thực xảy ra
(tính bằng độ).
- i l chỉ số của các thnh phần
Ghi chú: Thời gian chậm pha giữa chân triều v đỉnh triều gọi l tuổi triều.
Bảng 5-1 l 4 thnh phần chính, phản ánh ảnh hởng của mặt trăng (M
2
) v mặt trời
(S
2
), cũng nh ảnh hởng trục nghiêng của mặt trăng trên mặt phẳng hong đạo (K

1
)
v độ nghiêng của trục trái đất so với quĩ đạo chuyển động của mặt trăng (O
1
). Chú ý
rằng chỉ số 2 l ảnh hởng của bán nhật triều, trong khi chỉ số 1 chỉ ảnh hởng của
nhật triều.
Bảng 5.1: Các thnh phần chủ yếu
Ký hiệu Thnh phần

j
(
0
/giờ)
T (giờ) (= 360
0
/

j
)
M
2
Triều chính mặt trăng 28.98410 12.42
S
2
Triều chính mặt trời 30.00000 12.00
K
1
Triều do độ nghiêng mặt trăng trên
quĩ đạo mặt trời

15.04107 23.93
O
1
Triều do độ nghiêng của mặt trăng 13.94303 25.82
Với 4 thnh phần chính trên bằng phép phân tích điều hòa có thể tính toán đợc triều
tổng hợp tại một vị trí. Tuy nhiên, theo tính toán có trên 200 thnh phần ảnh hởng
110

đến triều tổng hợp tại mọi vị trí trên trái đất, nhng độ lớn của các thnh phần ny rất
nhỏ so với 4 thnh phần trên.
Ghi chú: Giá trị
j
v T l nh nhau cho mọi vị trí trên trái đất, ở bất kỳ thời điểm
no. Giá trị h
i
v
i
lấy từ số liệu quan trắc.
Từ những giải thích ở trên, rõ rng rằng ở một vị trí nhất định v tại một thời điểm
no đó nếu h
M2
, h
S2
, h
K1
, h
O1
, v
M2
,

S2
,
K1
and
O1
biết thì mực nớc tổng hợp tính
theo biểu thức sau:
(5.2)
)(cos)(
1
0 ii
N
i
i
thhth
DZ

Ư

Trong đó:
h
t
mực nớc triều tại thời điểm t (m);
h
o
Mực nớc trung bình (l giá trị trung bình của chuỗi triều giờ quan trắc trong
khoảng thời gian khá di, m);
t Thời điểm tính toán (giờ);
(t = 0: thời điểm bắt đầu đo đạc để có các số liệu về h
j

v
j
).
N Số thnh phần tính toán
Hình 5-14 biểu diễn triều tại Hook of Holland (H Lan) tính bằng phơng pháp điều
hòa.
111

H×nh 5.14: TÝnh to¸n thñy triÒu t¹i Hook of Holland(Hμ Lan) ngμy 30/4/68.
Khi c¸c gi¸ trÞ h
M2
, h
S2
, h
K1
, vμ h
O1
biÕt th× cã thÓ x¸c ®Þnh ®îc lo¹i triÒu theo biÓu
112

thức sau đây:
h
+
2
J
(5.3)
h
h
+
h

=
S
M
O
K
2
11

Khi hế;
0.25 < J < 1.00 Triều hỗn hợp chiếm u thế v
Ví dụ hệ số J tại Kampung Upang thuộc Sumatra (Indonesia) bằng:
J < 0.25 Bán nhật triều chiếm u t
J > 1.00 Nhật triều chiếm u thế.
2.9 =
0.16 + 0.28
0.51 + 0.76
ều (khi xác định h
j
v Y
j
), thì chu kỳ 29 ngy có độ lớn triều bé
nhất. Để loại bỏ ảnh hởng của nớc dâng, sóng v các sai số khác, chuỗi số liệu di
c nớc triều phần cửa sông khác nhau đáng kể giữa mùa ma v
gời ta có thể dự tính đợc thủy triều tại các địa điểm
Từ những diễn giải trên đây v bảng thủy triều từ 5-5 đến 5-7 ở cuối chơng, có thể
dự tính thủy triều tại thời điểm bất kỳ trong năm theo công
(5.4)
ong ó:
j
ăm (lấy từ bảng)

o
+u) )
gy tính toán
j
= Hệ số sửa chữa kappa (lấy từ bảng)
Vì vậy nhật triều l dạng chủ yếu tại vị trí ny.
Khi phân tích thủy tri
hạn l rất cần thiết.
Khi đo đạc ảnh hởng của thủy triều trong sông, cần nhận biết rằng lu lợng nớc
sông thay đổi dẫn tới mực nớc không những thay đổi do triều m còn do lu lợng
nớc sông. Ví dụ mự
mùa khô do vậy cần phải có số liệu đo đạc di để xác định đợc các ảnh hởng ny
trong các tính toán.
Một nh hải văn ngời Anh đã xây dựng đợc bảng triều cho các năm khác nhau.
Trong bảng thủy triều ny, n
khác nhau, đặc biệt tại các cảng. Tại các địa điểm khác, có thể suy ra thủy triều khi
biết tại các địa điểm chính.
(Trong th viện của IHE, triều tại một số cảng chính trên Đại Tây dơng v ân độ dơng đã có đến năm 1981- số hiệu
H3.2.61 v tại Thái Bình dơng số hiệu H3.2.62. Có thể dùng bảng triều ny để dự tính triều)
thức dới đây:
>@
)
g
- * 24* S+ u) +
V
( + t* (
H
*
f

j
joj
j
j
O
M
1
2
ZZ
cos
Ư
+
h
=
h
ot
Tr đ
f = Hệ số hiệu chỉnh triều thuần nhất trong n
t = Số giờ lấy đến 0 giờ của ngy tính toán.
(V = Các biến số triều thuần nhất trong năm (lấy từ bảng
S = Số ngy tính từ ngy 1/1 đến 0 giờ n
g
113

Hình 5-15 biểu diễn thủy triều tại eo biển Surabaya (Indonesia), tính toán từ các
thông tin trong bảng thủy triều.
Để tìm giá trị của g
i
, cần thiết phải cập nhật bảng thủy triều tới thời điểm tính toán.
Các thnh phần của thủy triều cũng thay đổi trong năm, vì vậy nên sử dụng bảng

thủy triều mới nhất. Để tiện lợi trong tính toán, hiện đã có chơng trình TIDES do Ed
Wallner xây dựng. Hầu hết các cảng lớn (chủ yếu l các cảng của Mỹ) các thnh
mới trên cơ sở có các thnh phần thủy triều.
ét các thnh phần triều
h v các thnh phần:
ook of Holland
t trăng;
ng;
2
Bán nhật triều chính mặt trăng;
2
Bán nhật triều chính mặt trời.
phần triều đợc lu trữ trong ngân hng số liệu. Tuy nhiên, bạn cũng có thể dễ dng
thnh lập trạm
Ví dụ: Dự báo mực nớc triều tại Hook of Holland (H Lan) vo 12.00 ngy
23/4/1990.
Công thức tính toán l công thức 5-4. Để đơn giản, chỉ xem x
chín ới biên độ lớn hơn hoặc bằng 0.1m. Đó l
A
o
Mực nớc trung bình = 0.06 m tại H
O
1
Nhật triều do độ nghiêng của mặ
N
2
Bán nhật triều ellip của mặt tră
M
S
114

H×nh 5.15: Thñy triÒu t¹i vÞnh Surabaya (Indonesia)
115

Bảng 5.2: Các thnh phần triều tại Hook of Holland (H Lan)
Thnh phần
Z
i
(
o
/h)
h
i
(m) g
i
(
0
)
O
1
N
2
M
2
S
2
13.943
28.440
28.984
30.000

0.10
0.12
0.79
0.19
187
59
85
145
Bảng 5.3: Các số liệu cần thiết để dự báo triều tại Hook of Holland
Thnh phần f
i
1 Jan 1990
0 h
(v
i
+u
i
)
1 Apr 1990
0 h
(v
i
+u
i
)
23 Apr 1990
0 h
(v
i
+u

i
)
23 Apr 1990
12 h
(v
i
+u
i
)
O
1
N
2
M
2
S
2
1.128
0.977
0.977
1
240
324
259
0
236
229
325
0
161

256
183
0
167
341
347
360
Table 5.4: Tổng hợp số liệu bảng 5.2 v bảng 5.3
Thnh phần f
i
h
i
cos [(Z
i
t + (v
i
+ u
i
) - g
i
]
O
1
N
2
M
2
S
2
1.128

0.977
0.977
1
10
12
79
19
cos (167 + 240 + 236 + 161 - 187) = - 0.22
cos (341 + 324 + 229 + 256 - 59) = + 0.98
cos (347 + 259 + 325 + 183 - 85) = + 0.62
cos (360 + 0 + 0 + 0 - 145) = - 0.81
Tổng hợp các thnh phần tạo nên mực nớc tại Hook of Holland (H Lan) vo 12.00
ngy 23/4/1990 :
A
o
= + 0.060 m
O
1
= - 0.024 m
N
2
= + 0.114 m
M
2
= + 0.478 m
S
2
= - 0.153 m
+ 0.475 m
Nếu đa vo thêm một số thnh phần khác thì việc dự báo sẽ cho kết quả chính xác

hơn.
116

5.7 Chế độ triều dọc bờ biển Việt Nam
Bờ biển Việt nam nằm ở phía Tây biển đông, nơi có chế độ triều rất phức tạp. Chế độ
nhật triều xen kẽ với bán nhật triều không theo quy luật dọc bờ biển, tuy nhiên nó
mang đầy đủ tính chất triều biển Đông.
Mặc dầu vậy do tính chất của đờng bờ v thềm lục địa tiếp giáp m chế độ triều có
những đặc điểm riêng. Bờ biển Việt nam kéo di trên khoảng 17 vĩ độ (từ vĩ độ 8
0
N
đến 23
0
N) với tổng chiều di trên 3260 km. Có rất nhiều cửa sông v đặc biệt l 2 hệ
thống sông lớn (Sông Hồng v sông Cửu Long) chảy ra biển. Đờng bờ khúc khuỷu
v lồi lõm l điều kiện tạo ra bức tranh thủy triều khác nhau dọc theo đờng bờ. Đặc
tính triều đợc mô tả nh sau (xem hình 5-16)
Từ Móng Cái đến Ninh Bình: Trong đoạn ny, chế độ triều l nhật triều, điển hình
l Hòn Dấu. Hầu hết các ngy trong tháng (25 ngy) có 1 lần nớc cao v 1 lần nớc
thấp. Độ lớn thủy triều vùng ny lớn nhất nớc đạt 3-4m khi gặp nớc cờng.
Từ Thanh Hóa đến H Tĩnh: Chế độ bán nhật triều không đều. Trong một tháng có
15 ngy có 2 lần nớc cao v 2 lần nớc thấp trong ngy. Độ lớn triều lớn nhất
khoảng 3 m.
Từ H Tĩnh đến Quảng Bình: Chế độ triều thay đổi từ bán nhật triều không đều
(Cửa Ròn) sang bán nhật triều đều (Cửa Tùng). Độ lớn triều giảm dần v đạt cực tiểu
tại Cửa Tùng v Cửa Việt với độ lớn 0.4 - 0.5 m.
Chế độ triều tại miền Trung rất phức tạp.
Từ Cửa Tùng đến bắc tỉnh Quảng Nam: Chế độ triều thay đổi từ bán nhật triều đều
sang bán nhật triều không đều. Độ lớn triều tăng dần từ 0.5 đến 2.0m.
Từ Quảng Nam đến Phan Thiết: Tính nhật triều có xu thế tăng dần. Độ lớn triều

thay đổi từ 1.5 đến 2.0m đến các tỉnh phía nam trung bộ.
Từ tỉnh B Rịa đến C Mau: Chế độ triều l bán nhật triều không đều. Do ảnh
hởng của các cửa sông, chế độ triều thay đổi rất phức tạp. Độ lớn triều cực đại có
thể đạt tới 4 m bằng với độ lớn phần cực bắc.
Từ C Mau đến H Tiên (còn gọi l biển Tây): Chế độ nhật triều hình thnh trở lại
với độ lớn triều khoảng 1 m.
117


H×nh 5-16: Thñy triÒu ë mét sè ®Þa ®iÓm däc theo bê biÓn ViÖt Nam.
118118

119
5.8 Định nghĩa các mực nớc triều
- Triều thiên văn cao nhất (H.A.T) v Triều thiên văn thấp nhất (L.A.T)
Đó l mực nớc cao nhất v thấp nhất xuất hiện trong điều kiện khí tợng bình
thờng tổ hợp với các điều kiện thiên văn. Các mực nớc ny không phải xuất
hiện hng năm v chúng cũng không phải l mực nớc lớn nhất (mực nớc lớn
nhất có thể xảy ra khi gặp bão tạo nớc dâng).
- Mực nớc trung bình đỉnh triều cao (M.H.W.S) l giá trị trung bình của 2 lần
mực nớc cao liên tiếp trong vòng 24 giờ khi độ lớn triều đạt lớn nhất. Nó xảy ra
khoảng 1 lần trong vòng 15 ngy.
- Mực nớc trung bình đỉnh triều thấp (M.L.W.S) l giá trị trung bình của 2 lần
mực nớc đỉnh triều thấp liên tiếp trong vòng 24 giờ khi độ lớn triều đạt lớn nhất.
Nó xảy ra khoảng 1 lần trong vòng 15 ngy.
- Mực nớc trung bình chân triều cao (M.H.W.N) l giá trị trung bình hai chân
triều cao xảy ra trong vòng nửa tháng trong kỳ triều kém.
- Mực nớc trung bình chân triều thấp (M.L.W.N) l giá trị trung bình hai chân
triều thấp xảy ra trong vòng nửa tháng trong kỳ triều kém.
- Mực nớc biển trung bình (M.S.L) l mực nớc trung bình trong một thời

khoảng di (ít nhất l 18.6 năm) hay còn gọi l mực nớc giả thiết l không có
dao động triều.
- Mực nớc trung bình cao nhất (M.H.H.W): l giá trị mực nớc trung bình ngy
của 2 đỉnh triều (bán nhật triều) hoặc lớn nhất (nhật triều) trong khoảng thời
gian rất di (ít nhất l 18.6 năm).
- Mực nớc trung bình của đỉnh triều thấp trong những ngy nớc cao (M.L.H.W):
l giá trị trung bình ngy của đỉnh triều thấp hơn (bán nhật triều) trong những
ngy nớc cao trong khoảng thời gian rất di (ít nhất l 18.6 năm). Khi chỉ có
một đỉnh trong một số ngy thì kí hiệu "" trong bảng M.L.H.W có nghĩa l
những ngy nhật triều.
- Mực nớc trung bình của đỉnh triều cao trong những ngy nớc thấp (M.H.L.W):
l giá trị trung bình ngy của đỉnh triều cao hơn (bán nhật triều) trong những
ngy nớc thấp trong khoảng thời gian rất di (ít nhất l 18.6 năm). Khi chỉ có
một đỉnh trong một số ngy thì kí hiệu "" trong bảng M.L.H.W có nghĩa l
những ngy nhật triều.
- Mực nớc trung bình của đỉnh triều thấp trong những ngy nớc thấp
(M.L.L.W): l giá trị trung bình ngy của đỉnh triều thấp hơn (bán nhật triều)
trong những ngy nớc thấp trong khoảng thời gian rất di (ít nhất l 18.6 năm).
Khi chỉ có một đỉnh trong một số ngy thì đợc lấy nh giá trị mực nớc thấp
nhất.
Ghi chú: Giá trị trung bình của M.H.H.W thay đổi từ năm ny đến năm khác với chu
kỳ xấp xỉ 18.6 năm.

B¶ng 5-5: HÖ sè f t¹i ®iÓm gi÷a n¨m tõ 1970 - 2037
HÖ sè f cña c¸c thμnh phÇn MS, 2SM vμ MSf b»ng hÖ sè f cña M
2
; HÖ sè f of P
1
, R
2

,
S
1
, S
2
, S
4
, S
6
, T
2
, Sa vμ Ssa b»ng 1.0
120

Bảng 5.6: Giá trị (V
o
+ u) (tính bằng độ) tại kinh tuyến gốc (Greenwich) tại thời điểm
bắt đầu các năm dơng lịch bắt đầu từ 1970 đến 2037
121

B¶ng 5.7: Tèc ®é gãc c¸c thμnh phÇn triÒu (Ȧ) (
0
/giê)
Thμnh phÇn K1 O1 P1 M2 S2 N2 K2 M4 MS4
Ȧ (
0
/giê)
15.04107 13.94303 14.95893 28.98410 30.00000 28.43972 30.08214 57.96820 58.98410
x Sooom P. Schureman, Manual of harmonic analysis and prediction of tides
(U.S. Coast and Geodetic Survey, Washington, 1941)

122