Giáo trình cơ sở kỹ thuật bờ biển - Chương 7 pptx

161
7. Cửa sông vệ cửa vịnh triều
7.1 Sự khác nhau giữa cửa vịnh triều v cửa sông
Estuary l cửa sông, trong khi cửa vịnh triều l điểm nối trực tiếp ra biển, tại đây lu lợng
nớc sông bằng không (Q
s
= 0). Vì vậy, đối với vịnh triều, sẽ không có dòng mật độ do tác
động của lu lợng sông chảy ra. Một cách tổng quát, ngời ta chia ra 2 loại vịnh triều:
vịnh nằm sau các đảo chắn ngoi biển v đầm phá.
Tại các bờ biển có vịnh nằm sau đảo chắn sẽ có một khoảng hở nằm giữa các đảo, theo đó
nớc ra vo trong vịnh, nơi đợc giới hạn giữa bờ v đảo. Thông thờng, vật chất tại cửa
vịnh chủ yếu l cát, mặc dù đáy vịnh phía trong đôi khi rất nhiều bùn. Đối với cửa đầm phá
thì vật chất có thể l cát, nhng cũng có thể l bùn hoặc hỗn hợp vì đầm phá chịu ảnh
hởng mạnh từ đất liền v mang dáng dấp gần với cửa sông hơn l vịnh loại đảo chắn.
Đối với cửa sông, ảnh hởng của dòng chảy từ trong sông l rất lớn, nó l nhân tố tạo nên
hình thái địa mạo của vùng. Vật chất cửa sông chủ yếu l bùn, cũng có khi l cát nhng tỉ
lệ thấp. Chính vì vậy của sông mang lại những nét đặc trng riêng. Cửa sông vùng châu
thổ sông Hồng v Cửu Long l cửa sông hình nan quạt, trong khi các cửa sông miền trong
lại rất đa dạng. Chẳng hạn khu vực trung trung bộ, nơi các dãy núi chạy sát ra biển thì cửa
sông ít thay đổi v chảy trên nền đá gốc , trong khi các cửa sông phần bắc (từ Thanh Hóa
đến Quảng Trị) v ở nam Trung bộ từ Phú Yên đến Bình Thuận cửa sông phát triển trên
nền trầm tích biển hoặc sông biển, cửa bị đóng mở theo chu kỳ mùa lũ - mùa kiệt.
ở những nơi sóng nhỏ (phía sau đảo chắn, hoặc phía trong cửa sông, nhng độ lớn triều từ
trung bình đến lớn thì vịnh triều phát triển tốt với độ dốc đáy không lớn, khoảng 1: 1000
tính từ bờ ra phía ngoi v thờng l các hạt mịn nh phù sa, bùn hay hạt sét. Khái niệm độ
lớn triều đáng kể v độ dốc nhỏ đợc hiểu l sóng không vỡ trong vịnh triều v sự chuyển
động của bùn cát do cơ chế dịch chuyển khối nớc ra vo dới tác dụng của thủy triều
mạnh hơn nhiều tác dụng của sóng.
Cũng phải kể đến một số ngoại lệ khi vịnh triều hình thnh trên vùng bờ hon ton không
bị che chắn, chẳng hạn vùng đầm phá Tam Giang. trong trờng hợp ny, sự phát triển của

vịnh triều l sự kết hợp của các vật chất hạt mịn, phù sa lơ lửng v đáy biển khá thoải. ở
những nơi khác, vịnh triều hình thnh giới hạn sau những vùng đất nhô ra biển (Vịnh Cam
Ranh), sau đảo chắn (Vịnh Hạ Long) hoặc phía trong cửa sông.
7.2 Đặc tính cửa vịnh triều
Tại cửa vịnh triều, thờng có sự tơng tác giữa sự chuyển vận của bùn cát dọc bờ biển v
khả năng đẩy của cửa. Nếu khả năng đẩy của cửa yếu thì dòng cát chuyển vận ven bờ sẽ
lấp cửa. Khi khả năng đó lớn thì sẽ có sự trao đổi bùn cát giữa vịnh triều nằm trong cửa v
đờng bờ biển phía ngoi. Bruun (1978) đã khảo sát tính ổn định của cửa v đã đa ra kết
luận rằng tính ổn định của cửa phụ thuộc vo quan hệ P/M
total
.
Trong quan hệ ny, P l khối nớc triều (m
3
); M
total
l tổng lợng bùn cát chuyển vận ven
bờ từ hai hớng vo cửa. Đây l hệ số không thứ nguyên.

162
Bảng 7.1: ổn định của cửa
P/M
total
> 150 Các điều kiện tơng đối thuận lợi, tồn tại vật chắn nhỏ trớc
cửa, khả năng tháo qua cửa tốt
100 < P/M
total
< 150 Các điều kiện không thuận lợi, tồn tại các vật chắn ở ngoi khơi
xa
50 < P/M
total

< 100 Vật chắn trớc cửa vo khá lớn, tuy nhiên vẫn tồn tại lạch sâu
cắt qua vật chắn.
20 < P/M
total
< 50 Tất cả các cửa dạng dòng chảy cắt qua vật chắn. Trong thời kỳ
bão hoặc gió mùa, sóng vỡ ngay trên vật chắn v lý do để các
cửa tồn tại l dòng chảy lũ từ trong sông đẩy bùn cát tạo lạch
sâu. Tuy nhiên cửa loại ny không mấy thuận lợi cho giao
thông thủy.
P/M
total
< 20 L dạng cửa tạm thời chỉ xuất hiện trong các kỳ nớc lớn chứ
không hình thnh cửa thờng xuyên.
Bruun đã nghiên cứu v xác định hệ số ny cho các cửa khác nhau trên thế giới. Kết quả
ghi trong bảng 7.2
Bảng 7.2: Hệ số P/M
total
các cửa sông thế giới
Cửa tại địa điểm Nớc Hệ số ổn định
Vlie
Eyerlandse Gat
Aveiro
Big Pass
Ponce de Leon
Thyboruun inlet
Krishnapatam
H Lan
H Lan
Bồ Đo Nha
Florida (Mỹ)

Florida (Mỹ)
Đan Mạch
Ân Độ
1000
200
60
100
30
120
15
Tuy nhiên, cũng phải nhấn mạnh l khi dòng chảy từ trong sông đủ lớn (dạng cửa sông hơn
l cửa vịnh hay đầm phá) thì khối nớc tính toán P phải đa thêm cả lợng dòng chảy ny.
Đây l vấn đề khá phức tạp trong tính toán.
Với các cửa có dòng chảy mùa lũ đáng kể, nhng mùa cạn thì rất ít hoặc không có thì có
thể xác định hệ số ổn định riêng rẽ cho từng mùa. Kết luận l trong mùa cạn cửa không ổn
định, có khi bị đóng hon ton v về mùa lũ cửa ổn định có điều kiện. Hiện tợng ny xảy
ra ở một số vùng gió mùa nh Ân Độ v Sri-Lanka.
ở các cửa vịnh triều v thông thờng ở các cửa sông, quan hệ giữa mặt cắt ngang v khối
nớc triều rất chặt chẽ. Nếu nh khối nớc triều giảm thì diện tích mặt cắt ngang cũng
giảm (không đúng trong trờng hợp ngợc lại, nghĩa l diện tích mặt cắt ớt giảm thì khối
nớc triều cũng giảm theo).
Khối nớc triều P(m
3
) l tổng lợng nớc chảy qua cửa sông, cửa vịnh triều ứng với triều
cao nhất v triều thấp nhất. Nó tơng đơng với diện tích mặt thoáng vịnh triều nhân với

độ lớn triều. Rất nhiều công thức đợc xây dựng thiết lập tơng quan giữa khối nớc triều
với mặt cắt ớt tơng đơng tại cửa vo, trong đó công thức do OB
RIEN [1931] đợc sử
dụng thờng xuyên nhất:

A = 6.56 x 10
-5
P
0.85
(7.1)
Trong đó:
A = Mặt cắt ớt tơng đơng tại cửa vo (m
2
)
P = Khối nớc triều (m
3
)
Đối với các bi toán kỹ thuật, quan hệ ny khá thích hợp. Đối với trờng hợp cải tạo đất
trong vịnh triều hoặc trong cửa sông, vấn đề l cửa vo sẽ nhỏ đi v kéo theo l cửa bị
nông hơn. Vì vậy, cải tạo đất gây tác động xấu đến luồng tu thuyền đi vo cảng.
Độ sâu mực nớc tơng đơng tại cửa vo h
e
tính bằng:
h
e
= [Q
f
2
/ C
2
b
2
I
b
]

1/3
(7.2)
trong đó:
Q
f
= Lu lợng nớc ngọt (m
3
/s)
C = Hệ số chezy =
k
h
6
18
e
log (m
1/2
/sec)
(k = chiều cao sóng cát đáy sông), or C = k
str
* R
1/6
b = Chiều rộng sông (m)
I
b
= Độ dốc trung bình đáy sông
Thông thờng cũng tồn tại cân bằng giữa lợng nớc trong vịnh triều với lợng bùn cát
vo ra trong vịnh. Chẳng hạn tại vùng vịnh Waddensea phía bắc H Lan Đức, các nh
khoa học tìm thấy mối quan hệ khá chặt chẽ giữa mực nớc trung bình trong vịnh v cao
trình của các dải cát ngầm. Mối quan hệ ny cha đợc giải thích về bản chất vật lý của
hiện tợng, nhng dờng nh có mối quan hệ chặt chẽ giữa chiều cao sóng v độ sâu nớc

trong vịnh. Kết quả l nếu mực nớc biển tăng thì đáy của các bãi cát ngầm dờng nh
cũng đợc tăng theo. Dân vùng Waddensea gọi l hiện tợng đói cát của vịnh. Thực tế
hiện tợng ny l lợng cát đi vo vịnh nhiều hơn lợng đi ra v do vậy phía ngoi cửa
vịnh có hiện tợng xói do bùn cát đi vo trong vịnh v bùn cát ven bờ sẽ di chuyển tới thay
thế bùn cát đi vo vịnh. Nh vậy hiện tợng tăng của mực nớc biển sẽ l nguyên nhân gây
ra hiện tợng xói đáng kể đờng bờ v các đảo chắn trớc cửa vịnh.
Ví dụ:
Giả sử cửa vịnh triều có độ rộng 15 km, khoảng cách từ cửa vịnh tới đờng bờ l 10 km thì
diện tích vùng đợc xem l vịnh triều l 150 km
2
. Giả thiết mực nớc biển tăng 10 cm
(theo số liệu thống kê của 50 năm gần đây, trong tơng lai trị số ny có thể lớn hơn) v
đáy biển cũng nâng lên 10 cm thì lợng cát cần thiết lấp đầy thể tích đó l 15.000.000 m
3
.
Lợng bùn cát ny đợc mang đến từ các đoạn bờ cận kề với vịnh. Nh trên giả thiết, độ
rộng vịnh l 15 km, điều đó có nghĩa l mỗi mét chiều ngang cần lợng cát l 1000 m
3
.
Giả thiết chiều dy bãi l 10 m thì cần phải xói 100 m trong 50 năm hay 2 m/năm. Có thể
thấy rằng tốc độ xói nh trên l đáng kể để có thể nâng đáy vịnh lên 10 cm.
163

164
7.3 Chuyển động bùn cát/bồi lắng cửa vịnh triều
Đáy vịnh triều thờng khá phẳng v không có những vùng biến đổi dị thờng v l vùng
cửa sông hoặc giữa các đảo chắn với bờ. Nớc biển đi vo hệ thống các lạch triều v trn
lên mặt bãi. Sau điẻm nớc dừng, triều bắt đầu rút, mặt bãi lại lộ ra nớc đi vo lạch triều
chảy dần ra biển. Quá trình ny cộng với tơng tác giữa dòng triều v sóng l nhân tố quan
trọng mang bùn cát ra vo v bồi đắp lên vịnh triều.

Phân bố đơn giản nhất l bùn v phù sa gần bờ v cát ở phía ngoi biển theo hớng đi từ bờ
ra ngoi. Các vùng thấp trong vịnh thờng xuyên ngập nớc chịu ảnh hởng của dòng triều
mạnh hơn l sóng. Hầu nh chỉ ở thời kỳ dừng nớc (cho cả triều cờng v triều kém) thì
mới thấy có ảnh hởng của sóng. Kết quả l bùn cát tồn tại dới dạng lơ lửng, nguồn lắng
đọng chủ yếu l bùn cát đáy.
Các vùng cao độ trung bình có quá trình ngập chìm v lộ ra tơng tự nh đã trình by ở
trên, nhng vai trò của dòng triều chuyển vận bùn cát mạnh nhất tại thời điểm giữa chu kỳ
triều (nằm giữa điểm chân triều v đỉnh triều v giữa thời gian nớc cờng v nớc kém).
Trong thời kỳ ny bãi đợc bồi chủ yếu do cát đáy đợc mang theo dòng nớc. Tuy nhiên,
trong thời đoạn dừng nớc (khoảng 1-2 giờ), bùn cát lơ lửng có thể chìm xuống đáy phủ
lên các vật chất đã lắng chìm trớc đó hoặc trên các sóng cát đã hình thnh do dòng chảy.
Các vùng cao chỉ ngập nớc khi gặp triều cao thời điểm m tốc độ dòng chảy rất nhỏ hay
xấp xỉ về không. Điều đó có nghĩa l không thể có bồi lắng của bùn cát đáy, tuy nhiên có
thể có một lợng nhỏ bùn cát lơ lửng lắng chìm tại thời kỳ nớc dừng. Khi triều rút khi tốc
độ dòng rút tạo ra lực cắt lớn hơn lực giữ của các hạt bùn cát thì lớp bùn mịn vừa đợc bồi
bị cuốn theo. Tuy nhiên, các vật chất loại ny l loại kết dính nên không dễ bị xói khi dòng
rút không đủ lớn. Các thí nghiệm tại vùng biển Wadden Sea cho thấy nếu v = 0.4-0.5 m/s
thì mới đủ khả năng xói các vật chất đã lắng chìm sau 16 giờ v hiện tợng lắng trở lại
không xảy ra khi lu tốc dòng nớc vẫn còn khoảng từ 0.1 đến 0.2 m/s.
Bồi lắng các hạt mịn ở các vùng cao chỉ xảy ra trong thời khoảng nớc dừng. Khi n
ớc
triều đã phủ kín mặt bãi thì các hạt lơ lửng sẽ bắt đầu lắng chìm khi lu tốc dòng nớc nhỏ
hơn hoặc bằng lu tốc lắng chìm cho phép. Tuy nhiên, hiện tợng lắng chìm không phải l
thẳng đứng tại chỗ m các hạt mịn đợc đẩy vo phía trong bờ m lắng chìm ở đó do lu
tốc d của dòng nớc. Nh vậy, các hạt mịn sẽ nằm lại vị trí phía gần bờ hơn so với điểm
lu tốc lắng chìm đạt giá trị tới hạn. Giả sử lu tốc dòng lên v dòng rút bằng nhau, sau
thời khoảng nớc dừng, triều rút thì bùn cát đã lắng đọng cũng không bị xói để trở lại hình
thức lơ lửng trừ khi lu tốc dòng rút quá lớn. Đặc điểm ny phổ biến đối với bùn cát dính
kết. Kết quả l thời gian bùn cát ở trạng thái lơ lửng khi triều rút ngắn hơn khi triều lên v
nó sẽ đợc mang vo bờ nhiều hơn bị mang ngợc lại biển. Chính vì vậy, vùng cao l vùng

đợc bồi nhanh hơn v khi bãi đủ cao, ít chịu ảnh hởng triều thì thời gian v mức độ ngập
cũng giảm dần trong thời kỳ triều cờng.
Khi thời gian bãi lộ ra đủ di thì hệ sinh vật rừng ngập mặn bắt đầu phát triển. Những cây
đầu tiên phát triển l muống biển, tiếp đến l họ sú vẹt, trang, mắm v.v Rễ thực vật cắm
vo lớp bùn sẽ giảm khả năng xói của bãi. Thân cây có tác dụng lm giảm dòng chảy v
thúc đẩy quá trình chìm lắng của bùn cát. Đối với các vùng bãi cao, khi bùn chiếm u thế
sẽ hình thnh các bãi lầy, các bãi ny phát triển dần ra biển v các vùng bãi cũ hình thnh

165
trớc có tần suất ngập nớc giảm dần. Nếu có hệ thống lạch sông phát triển khá sâu v sau
thời khoảng đủ di vùng bãi lầy sẽ khô dần thnh các vùng đất mới.
ở các vùng nhiệt đới ẩm, hệ thống rừng ngập mặn phát triển khá tốt trên các bãi bùn, hệ rễ
cây ngập mặn sẽ giữ bùn lại rất tốt v hệ sinh thái đất ngập nớc phát triển ở khu vực bãi
cao thay thế cho các bãi lầy.
7.4 Đẩy nhanh quá trình bồi tụ
Nhiều nơi trên thế giới, dân vùng biển mong muốn khai thác các vùng đất bãi cng sớm
cng tốt, chính vì vậy họ rất quan tâm đến việc đẩy nhanh đến quá trình bồi tụ. ở nớc ta,
có rất nhiều vùng đất mới ở các cửa sông đã đợc hình thnh, đặc biệt l 2 tam giác châu
sông Hồng v sông Mekong. Các phơng pháp đơn giản nhất l cho phép dòng nớc mang
theo bùn cát đi vo vùng vịnh dễ dng, nhng kiểm soát quá trình dòng chảy đi ra bằng
cách cho chảy chậm hoặc chảy ổn định. Trong thực tế, các ống tiêu hoặc các đê ngăn nhỏ
đợc xây dựng để chỉ một phần nớc chảy trn qua mặt, phần còn lại sẽ chảy từ từ ra khỏi
vùng đó. Với thời gian kéo di ra đủ để các hạt bùn cát lắng chìm xuống đáy nhiều hơn.
7.5 Cửa sông vùng triều
Từ cửa sông vùng triều bắt nguồn từ gốc Latinh aestus, nghĩa l triều. Phần lớn mọi
ngời trên thế giới cho rằng cửa sông vùng triều l vùng sông gặp biển. Tuy nhiên, để có
một định nghĩa chính xác hơn thì còn tuỳ vo quan niệm do các nh khoa học xây dựng.
Trong phạm vi ny chúng ta không nghiên cứu các định nghĩa đó m chỉ cần hiểu rằng cửa
sông vùng triều l nơi gặp gỡ của nớc ngọt v nớc biển.
Các cửa sông vùng triều không đồng nhất do sự khác nhau về độ lớn triều v lu lợng

chảy ra từ sông tạo nên sự trộn lẫn giữa nớc ngọt v nớc mặn. Về cơ bản, các nh khoa
học chia thnh 3 loại cửa sông vùng triều: cửa sông mặn tiến vo dới dạng nêm; cửa hỗn
hợp một phần v cửa hỗn hợp hon ton.
Cửa dạng nêm khi nớc sông chảy vo biển có thuỷ triều nhỏ, nớc ngọt nằm trên nêm
nớc mặn tiến vo sông với độ dy giảm dần v trong điều kiện hầu nh không có dòng
triều. Trong trờng hợp ny 2 khối nớc chậm chạp trờn lên nhau tạo nên mặt ngăn cách
đợc xem l cứng. Thực tế khi 2 khối nớc trờn lên nhau tạo nên ứng suất cắt trên mặt
tiếp giáp v l nguyên nhân gây ra rối cục bộ v sóng nội bộ tạo thnh khu vực mặt tiếp
giáp.
Vị trí của nêm mặn phụ thuộc vo dòng chảy trong sông. Khi lu lợng chảy ra nhỏ, nêm
mặn tiến sâu vo đất liền hơn khi lu lợng dòng chảy lớn. Khi sông có lu lợng bùn cát
nhỏ sẽ xuất hiện dạng nêm mở, còn trờng hợp lu lợng bùn cát lớn có xu thế hình thnh
dạng delta. Đó l các cửa sông Hồng, Mekong hay Mississippi.
Dạng cửa sông hỗn hợp một phần l cửa hình thnh khi nớc sông chảy ra biển có độ lớn
triều trung bình. Dòng triều l đáng kể v ton bộ khối nớc dịch chuyển lên xuống theo
sự dịch chuyển của thuỷ triều. Cho nên, thêm vo dòng chảy sinh ra tại mặt ngăn cách, ma
sát tại đáy sông tạo nên lực cắt tại đó v tạo ra hiện tợng rối - l nguyên nhân gây ra sự

trộn lẫn giữa hai khối nớc hơn l sóng sinh ra tại mặt ngăn cách. Không chỉ có nớc mặn
chuyển động đi lên m nớc ngọt cũng xâm nhập xuống.
Tại điểm cng ra gần cửa, dòng chảy tổng cộng (dòng d) hớng vo đất liền giảm dần,
nhng dòng chảy có hớng ra biển khi cng đi lên mặt lại tăng lên. Điểm không có dòng
d thay đổi tuỳ thuộc vo địa hình đáy. Tại điểm ny, không có dòng d hớng vo đất
liền v đợc xem l điểm 0 của cửa sông.
Điểm 0 thay đổi lên xuống theo trục sông, phụ thuộc vo sự thay đổi của độ lớn triều
trong nửa chu kỳ triều (12.5 đến 14 ngy). Cũng có sự thay đổi mùa phụ thuộc vo lu
lợng sông.
Tại các cửa sông rộng, nông nhng có độ lớn triều lớn, dòng triều khá đáng kể so với dòng
chảy trong sông thì hiện tợng trộn lẫn hon ton xảy ra. Trong các cửa sông loại ny,
nồng độ muối thay đổi rất ít theo chiều sâu, nhng lại thay đổi rất nhiều theo mặt cắt

ngang. Cửa sông loại ny thờng l loại cửa hình phễu, nông, rộng ở cửa v thu nhanh khi
đi vo trong đất liền.
Chỉ số trộn lẫn biểu thị mức độ trộn lẫn. Trộn lẫn hon ton v hình thnh lớp song song
không trộn lẫn l 2 biên của quá trình trộn lẫn.
P
T*
Q
=
f
D
(7.3)
Q
f
= Lu lợng nớc ngọt (m
3
/sec)
T = Chu kỳ triều (sec)
P = Khối nớc triều (m
3
)
0.0 < < 0.1 trộn lẫn hon ton,
0.1 < < 1.0 trộn lẫn từng phần,
= 1.0 Hình thnh dòng chảy tầng.
H
ARLEMAN AND ABRAHAM [1966] đã phát triển công thức tính mức độ trộn lẫn có tên l
hệ số cửa E
m
.
T*
Q

F
* P
=
E
f
2
o
m
(7.4)
trong đó:
Q
f
= Lu lợng nớc ngọt (m
3
/sec)
T = Chu kỳ triều (sec)
P = Khối nớc triều (m
3
)
F
o
= số Froude =
gh
v
o
m
v
m
= lu tốc dòng triều lớn nhất (m/sec)
h

o
= Độ sâu trung bình tại cửa sông (m)
Nếu E
m
gần với trạng thái chảy tầng, khi E
m
tăng lên thì mức độ trộn lẫn cũng tăng lên.
166

Có một loại cửa sông thờng thấy ở các vùng khô hạn nơi có độ mặn khá cao. Cng đi ra
phía cửa độ mặn v nồng độ muối cng tăng do quá trình bốc hơi rất lớn. Do nồng độ muối
cao nên xuất hiện quá trình chìm xuống v chảy ra biển ở lớp dới v xuất hiện dòng mặt
chảy vo sông.
Bảng phần dới do S
AVENIJE [1992] tổng hợp cho biết các loại cửa sông khác nhau trên thế
giới. Hình dạng của phần lớn các cửa sông thế giới có dạng hình phễu, đợc biểu diễn
bằng 2 công thức sau đây:
)
b
x
(-
B
= B(x)
0
exp
(7.5)
)
a
x
(-

A
= A(x)
0
exp (7.6)
trong đó:
A
0
Diện tích mặt cắt ớt tại cửa sông (m
2
)
A(x) Diện tích mặt cắt ớt tại toạ độ x từ cửa sông (m
2
)
B
0
Độ rộng tại mặt cắt cửa sông (m)
B(x) Độ rộng tại toạ độ x từ cửa sông (m)
x Khoảng cách tính từ cửa sông (m)
a,b Các hệ số xác định từ ti liệu đo đạc.
Có một số cửa sông không thể xác định đợc các hệ số a,b chung cho ton đoạn cửa vì
chúng không có dạng hình phễu, chẳng hạn núi đá ăn sát ra bờ sông tại điểm sát cửa. Do
hiện tợng ny m chiều rộng bị co hẹp, thay vo đó, độ sâu nớc tăng lên. Tuy nhiên, với
những cửa sông có địa chất tốt thì hiện tợng bù trừ ny cũng không đợc đáp ứng vì tính
chất rắn chắc của vật chất đáy sông.
Trong bảng 7.1, cột cuối cùng l loại trộn lẫn (một trong 4 loại đã trình by ở trên)
Tên cửa sông A
0
h a b H T E P
t
Q

b
type
Đơn vị m
2
m km km m hr km Mm
3
m
3
/s
Mae Klong
Solo
Lalang
Limpopo
Tha Chin
Chao Phya
Incomati
Pungue
Maputo
Thames
Eems
Corantijn
Gambia
Schelde
Delaware
Tejo
1400
2070
2550
2600
300

4300
8100
28000
40000
58500
61000
69000
84400
150000
255000
60000
5.2
9.2
10.6
7.0
5.3
7.2
3.0
4.3
3.6
7.1
3.9
6.5
8.7
10.0
6.6
7.0
102
226
217

50
87
109
42
20
16
23
19
64
121
26
41
11
155
226
96
50
87
109
42
20
16
23
19
48
121
28
42
11
2.0

0.5
2.6
1.1
2.0
2.2
1.4
4.6
2.8
4.3
3.6
2.2
1.2
3.7
1.8
3.4
24
24
24
12
24
24
12
12
12
12
12
12
12
12
12

12
15
6
27
8
15
22
7
18
12
14
15
12
9
12
9
10
21
12
74
21
45
95
57
504
480
878
1220
828
675

1200
2168
570
2000
1500
2500
1100
600
3620
500
930
280
304
300
4090
2000
500
2000
1500
2
1
1
1
2
1
2
3
2
3
3

2
3
3
3
3
167

A
0
Diện tích mặt cắt ớt tại cửa
h Độ sâu trung bình mặt cắt cửa
a Hệ số hội tụ chiều di
b Hệ số hội tụ ngang
H Độ lớn triều
T Chu kỳ triều
E Độ lệch khỏi trục
P
t
Khối nớc triều
Q
b
Lu lợng ứng với mực nớc ngang bờ (Có thể l k/n Q
tl
)
Loại 1 có độ dốc nồng độ mặn lớn tại cửa sông, thờng thấy ở các cửa sông hẹp, thẳng.
Loại 3 ngợc với loại 1 nghĩa l độ dốc nồng độ muối nhỏ tại cửa v thờng xảy ra với cửa
sông dạng hình phễu, độ rộng lớn.
Loại 2 không phải l dạng chuyển tiếp của 1 v 3, nhng l dạng hỗn hợp giữa 2 loại trên.
Đoạn đầu có dạng đờng cong 3, nhng đến khoảng giữa lại đổi chiều sang dạng 1. ứng
với loại ny, cửa sông hẹp ở đoạn thợng lu v hình phễu điển hình ở đoạn gần cửa.

Loại 4 ứng với trờng hợp cửa sông có độ mặn rất cao
Hình 7.1: Các loại cửa sông khác nhau
7.6 Chuyển động của dòng bùn
Phần lớn bùn cát đợc mang đến từ trong sông bị giữ lại cửa sông dới dạng bùn. Tuy
nhiên, đờng kính hạt bùn chìm lắng l rất nhỏ (khoảng 2 Pm). Rõ rng đã tồn tại liên kết
một số quá trình khác tạo điều kiện cho các hạt mịn chìm lắng tại cửa sông. Đó l quá
trình tích tụ của các hạt nhỏ li ti thnh các hạt lớn hơn v chìm nhanh xuống đáy. Có 2
168

169
con đờng để quá trình ny xảy ra, đó l các quá trình sinh học v quá trình kết bông.
Tích tụ sinh học l quá trình ăn các hạt sét của các tổ chức sinh học v thải ra dới dạng
các viên có đờng kính tới 5 mm tạo ra tốc độ chìm lắng tính bằng cm/s chứ không phải
bằng mm/giờ. Đây l nguyên nhân lm cho quá trình bồi tụ trọng vịnh nhanh hơn.
Kết bông xảy ra nh kết quả của lực hút phân tử. Thông thờng lực ny không lớn, cờng
độ của nó tỉ lệ nghịch với bình phơng khoảng cách giữa 2 hạt sét v điều ny trở nên rất
quan trọng khi khoảng cách của 2 hạt cng gần nhau.
Trong nớc ngọt, hiện tợng kết bông cũng xảy ra nhng liên kết yếu. Trong nớc biển, sự
tơng tác với các điện tích dơng tự do l nguyên nhân tạo nên hiện tợng trung ho, lm
giảm các điện tích âm v cho phép lực hút phân tử tăng lên v nếu các hạt sét mang điện
tích trái dấu chuyển động đến gần nhau thì sẽ xảy ra hiện tợng tích tụ hay còn gọi l hiện
tợng kết bông.
Hiện tợng kết bông l một quá trình quan trọng ở những phần vịnh nơi quá trình trộn lẫn
giữa nớc ngọt v nớc mặn xảy ra. Có 3 cách để các hạt sét tích tụ với nhau. Đó l:
- Quá trình rối trong cột nớc do tác dụng của gió hoặc lực tạo ra do dòng biên
- Chuyển động Brown: các hạt lơ lửng nhỏ li ti chuyển động ngẫu nhiên do chuyển động
của các phân tử nớc.
- Quá trình chiếm giữ của các hạt lớn khi lắng đọng va vo các hạt khác
Các vật chất hữu cơ hấp thụ bởi các hạt sét hình thnh dạng lơ lửng v các phim chất nhờn
do các hoạt động của vi khuẩn gây ra tạo ra điện tích dơng v thúc đẩy quá trình bông

kết.
Chuyển động của bùn về cơ bản khác chuyển động của cát. Trong phần ny, chuyển động
của bùn chỉ đợc thảo luận một cách định tính. Các nghiên cứu định lợng sẽ trình by
trong môn học về chuyển động của bùn cát.
Trong chuyển động của cát, chuyển động tức thời đợc tính toán nh l hm số của lu tốc
dòng chảy v tác dụng của sóng tại thời điểm đó. Khi dòng hoặc sóng tăng lên, chuyển
động cũng tăng v ngợc lại khi dòng v sóng yếu, chuyển động cũng giảm v hiện tợng
bồi xảy ra.
Trong trờng hợp đáy bùn, hiện tợng ny không xảy ra. Bùn không bao gồm các hạt rời
rạc m giữa chúng có mối liên kết với nhau. Khi chúng ta lấy một mẫu bùn từ đáy biển, có
thể thấy chúng tơng đối đồng nhất, giống nh một cái bánh pudding. Khi nớc chảy qua
chiếc bánh, lúc đầu các hạt trong bánh pudding không chuyển sang dạng lơ lửng. Chỉ khi
lu tốc dòng chảy đủ lớn v sau một khoảng thời gian đủ di, chiếc bánh bắt đầu bị cắt rời
ra. Một phần chuyển sang dạng lơ lửng, v bùn ho lẫn vo khối n
ớc. Nh vậy điểm quan
trọng nhất vận tốc khởi động cao cần có trớc khi bùn đáy bắt đầu bị xói. Điểm khởi động
ny l hm của độ lớn v thời gian.
Khi bùn chuyển sang dạng lơ lửng, thì nó phân bố gần nh đều trên ton cột nớc. Điều đó
có nghĩa l nồng độ trên mặt v gần đáy gần giống nhau. Trong quá trình lơ lửng hoá,
gradient thẳng đứng của nồng độ gần nh bằng không.

Chuyển động bùn cát lơ lửng khá đơn giản. Tốc độ của nó bằng với tốc độ dòng chảy. Khi
nồng độ c, vận tốc v v độ sâu d biết, thì tổng lợng bùn cát sẽ l S = c*v*d (m
3
/m/s). Quá
trình lắng chìm của bùn khá phức tạp. Khi nớc tơng đối tĩnh (nghĩa l ít rối) thì các hạt
bùn bắt đầu lắng chìm. Nhng quá trình ny rất chậm chạp do kích thớc hạt quá nhỏ. Vì
quá trình xảy ra trong thời gian di, nên địa điểm nó đến đáy có thể hon ton khác địa
điểm m ta dự tính tại thời điểm bắt đầu lắng chìm.
Vì hiện tợng trễ trong quá trình lắng chìm v tái lơ lửng, nên rất khó khăn trong việc mô

phỏng chúng thnh các chơng trình tính để tính xói cũng nh bồi lắng. Đó l vấn đề rất
có ý nghĩa trong nghiên cứu vùng vịnh.
Nói tóm lại, có thể nói rằng đáy bùn có xu thế bị xói sạch ở lớp đáy. Điều ny cói thể mô
tả nh sau:
Trong vịnh, quá trình xói trong một cơn bão l hm số của lu tốc gần đáy. Trong các
vùng nông, chuyển động theo quĩ đạo của sóng lớn hơn ở các vùng nớc sâu, cho nên
trong cơn bão, vùng nông xói nhiều hơn vùng nớc sâu. Tất cả bùn bị xói chuyển sang
dạng lơ lửng. Vì độ đục trong vịnh giống nhau ở mọi nơi, nên có thể nói nồng độ nh nhau
tại mọi điểm.
Sau bão, bùn cát bắt đầu lắng chìm trở lại v vì nồng độ bùn cát tại mọi điểm nh nhau,
nên tổng lợng bùn cát lắng đọng ở phần nớc sâu lớn hơn vùng nớc nông. Nh vậy hiệu
ứng của trận bão l vùng nớc nông bị xói v vùng sâu hơn đợc bồi. Do vậy ít thấy sự
thay đổi cao trình đáy biển.
Tất nhiên, tình hình ny chỉ xảy ra trong các trận bão, nơi chiều cao sóng gần nh bằng
nhau tại mọi nơi; dòng chảy trong vịnh coi nh không có, chỉ có dòng chảy trong mạng
lới sông. Nh vậy, tác động tổng hợp của sóng v dòng chảy l khác nhau. Trong các
kênh triều lên v triều rút, không có bùn lắng đọng, vì vận tốc dòng triều cao rất lớn. Bùn
chỉ có thể lắng đọng ở ở vùng giữa, nơi lu tốc dòng chảy nhỏ v nh vậy đáy vịnh khu
vực ny đợc nâng lên. Khi cây cỏ có thể bắt đầu phát triển đợc trên vùng ny thì quá
trình nâng cao mặt bãi xảy ra còn nhanh hơn, do lu tốc dòng chảy nhỏ v bộ rễ cây giữ
bùn cát lại.
7.7 Lạch triều lên v triều rút
Vì sự khác nhau của các pha triều lên v triều xuống, tại cửa sông dòng triều lên v triều
xuống hon ton khác nhạu. Dòng triều lên bắt đầu từ hai bên, nhng dòng triều xuống bắt
đầu từ trung tâm. Kiểu phân bố ny còn thấy ở những đoạn sông uốn khúc. Cho nên, trong
vịnh triều có một số lạch dòng chảy vo l chủ yếu (lạch triều lên), trong khi một số khác
chỉ l kênh triều rút. Hiện tợng ny thấy rất rõ ở vịnh Western Scheldt, phía nam H Lan.
Thêm vo đó l ảnh hởng của lực Coriolis. Lực ny có xu thế lệch phải khi dòng triều lên
hoặc dòng nớc sông chảy vo vịnh ở bắc bán cầu. Điều đó có nghĩa l ở bắc bán cầu,
dòng chảy vo vịnh lệch về phía bên trái, trong khi dòng chảy từ sông ra lệch bên phải. Có

một số pha trộn xảy ra do vậy dòng chảy vòng d xuất hiện trên mặt ngang mạnh hơn trên
170

thuỷ trực.
Cũng nh sông trong lục địa, lạch triều cũng uốn khúc. Điều đó có nghĩa l xu thế bồi xảy
ra ở bờ lồi v xói xảy ra ở bờ lõm v độ sâu phía bờ lõm luôn lớn hơn ở bờ lồi. Các đoạn
cong thay đổi liên tục dẫn tới lạch sâu cũng không ổn định v l khó khăn cho vận tải thuỷ.
Những đoạn ny thờng phải nạo vét định kỳ để đảm bảo luồng tu ra vo cửa sông.
Giáo trình luồng tu sẽ thảo luận kỹ về lĩnh vực ny.
Một số đoạn cong khi có bán kính rất nhỏ, gây chênh lệch mực nớc khá lớn ở phía trớc
v phía sau đoạn cong l nguyên nhân gây ra hiện tợng cắt cong. Hiện tợng ny khá điển
hình trong động lực sông ngòi, nhng xảy ra với tần suất cao hơn ở vùng cửa sông do tính
biến động cao khi hai quá trình triều lên v triều rút xảy ra liên tục.
7.8 Các cửa sông siêu mặn
Ơ một số cửa sông trên thế giới, nơi lu lợng nớc sông không lớn, bốc hơi đáng kể
thì độ mặn của vùng cửa sông rất lớn, thậm chí lớn hơn độ mặn của nớc biển. Các cửa
sông ở Senegal v Gambia (Saloum, Casamanche) v một số cửa sông ở vùng nhiệt đới
ở bắc Uc l những ví dụ điển hình. Độ mặn lớn nhất ở những cửa sông ny có thể đạt
tới độ bão ho (363 kg/m
3
ở nhiệt độ 20
0
C).
Hình 7.2: Phân bố độ mặn thực đo v tính toán dọc theo vùng cửa sông Saloum
Saloum v Casamance đợc biết nh những cửa sông siêu mặn. Những cửa sông ny trở
nên siêu mặn bắt đầu từ những năm 70 của thế kỷ 20, khi vùng sa mạc Sahara trở nên rất
khô hạn. Trong khu vực ny nớc ngọt trở nên mặn. Độ mặn đạt tới 100 kg/m
3
, lm cho
cây cối không thể sống đợc thậm chí những loại có thể sống đợc trong điều kiện nớc

mặn. Cửa sông Casamance bắt đầu thay đổi từ một cửa sông bình thờng sang cửa sông
siêu mặn. Mặn lấn sâu đến 180 km từ cửa sông.
171

Figure 7.3: Computed and measured longitudinal distribution of the salinity
along the Casamance estuary
Hình 7.2 v 7.3 biểu diễn độ mặn tính toán v đo đạc. Kết quả tính toán dựa vo mô hình
của Savenije (1992). Mô hình truyền mặn sẽ đợc trình by trong những môn học khác.
172