Địa chất đới bờ ( ĐH Quốc Gia HN ) - Chương 4 ppsx

Ch¬ng 4
H×nh th¸i ®éng lùc ®íi bê
4.1. GIỚI THIỆU
a. Trong chương này, chúng tôi sẽ trình bày về hình thái động lực 4 môi
trường vùng đới bờ bao gồm: vùng châu thổ delta, vũng vịnh, bờ cát và bờ gắn
kết. Trên thực tế, cách phân chia này chỉ mang tính phân loại đơn giản bởi trên
thực tế 4 môi trường có thể cùng xuất hiện trong một khu vực giới hạn nào đó.
Chẳng hạn như vùng châu thổ sông Misisipi, chúng ta có thể gặp rất nhiều dạng
dịa hình khác nhau trong khu vực này, ví dụ như các bãi bồi, các đầm phá, các
vũng vịnh có cửa lưu thông nước.
b. Nhìn chung các đặc điểm địa hình đới bờ và môi trường vùng ven bờ luôn
bị chi phối bởi yếu tố thời gian. Như đã đề cập ở chương III, vùng cửa sông, châu
thổ delta và bờ biển có cấu trúc cồn cát là những dạng địa hình liên tục của các
thành tạo đới bờ trong thời gian dài. Tuy nhiên kiểu môi trường đới bờ cụ thể
trong mỗi khu vực cụ thể còn phụ thuộc vào tốc độ dâng của mực nước, nguồn cung
cấp trầm tích, cấu tạo đá gốc, khí hậu, lượng mưa, dòng chảy và các hoạt động
sinh học, năng lượng của sóng,thuỷ triều.
c. Dựa trên sự biến đổi liên tục các điều kiện vật lý dọc đới ven bờ, người ta có
thể lập luận rằng không bao giờ có một trạng thái “cân bằng ổn định” cho bất kỳ
vùng đới bờ nào. Điều này có thể nhận thấy dễ dàng thông qua các mặt cắt địa
hình bờ biển và các vùng châu thổ delta, nơi thường xuyên chịu sự chi phối của
các điều kiện sóng và khí tượng. Ngoài ra, là sự can thiệp của con người tới môi
trường vùng đới bờ thông qua các hoạt động làm thay đổi dòng chảy, giảm lượng
cung cấp trầm tích và biến đổi chức năng môi trường. Như chúng ta đã biết, địa
hình đới bờ là kết quả tương tác của vô vàn quá trình tự nhiên, các hoạt động
kiến tạo, hoạt động của sinh vật và của cả con người.
4.2. CÁC DẠNG ĐỊA HÌNH ĐÁY
a. Mở đầu
Khi các dòng trầm tích di chuyển, qúa trình lắng đọng sẽ phân loại các hạt
trầm tích vào những vị trí thích hợp tạo nên các yếu tố địa hình gọi là dạng địa
hình. Xét về hình thái, mỗi dạng địa hình có một dặc điểm về hình dạng và kích

thước riêng. Một số dạng chỉ tồn tại trong một biên độ, cường độ dòng chảy nhất
định. Những dạng địa hình nhỏ (gợn sóng) thường gối chồng lên các dạng địa
hình lớn (cồn cát); điều này cho thấy bình diện dòng chảy bị biến đổi đáng kể theo
thời gian. Các dạng địa hình có thể di chuyển theo hướng dòng chảy cũng hoặc
ngược dòng chảy (đối cồn) hoặc giữ nguyên vị trí ban đầu trừ những trường hợp
đặc biệt. Nghiên cứu hình thái các dạng địa hình và kích thước của chúng có ý
nghĩa lớn trong việc đánh giá định lượng cường độ dòng chảy thông qua các trầm
tích đương đại và cổ đại (Harms 1969; Jopling 1966). Hướng của dạng địa hình
cũng là dấu hiệu chỉ thị cho hướng dòng chảy. Do giới hạn về nội dung, phần này
chúng tôi chỉ trình bày tóm tắt các vấn đề liên quan đến chủ đề này. Để biết thêm
chi tiết, bạn đọc có thể tham khảo một số cuốn sách giáo khoa về trầm tích luận
như của Allen (1968,1984,1985); Komar (1976), Leeder (1982), Lewis (1984),
Middleton (1965), Middleton & Southard (1984) và Reineck & Singh (1980).
b. Các môi trường
Trong thiên nhiên thấy có 3 kiểu môi trường với những đặc trưng rất khác
biệt:
- Sông ngòi: theo một hướng, có dòng chảy, nhiều loại cỡ hạt.
- Vùng vịnh ven bờ chứa cát: dòng chảy bán phân nhánh, không ổn định và
có các bãi triều (thuỷ triều)
- Thềm lục địa: ở độ sâu lớn, không có sự phân dòng và bị khống chế bởi các
dòng chảy địa nhiệt , sóng bão, thuỷ triều, các dòng chảy do sóng tạo ra.
c. Phân loại
Do các nhà khoa học tham gia nghiên cứu trầm tích luận có chuyên môn
khác nhau nên sự phân loại và tên gọi của các dạng địa hình còn nhiều bất đồng
và mâu thuẫn. Cách phân loại dưới đây do Nhóm Nghiên cứu Cấu trúc Phân lớp
và Hình thái thuộc Hội Địa chất Trầm tích (Society for Sedimentary Geology
(SEPM)) đề xuất năm 1987 (Ashley, 1990) là thích hợp đối với tất cả các dạng địa
hình ngầm dưới nước.
d. Các dạng gợn sóng
Đây là đơn vị địa hình cỡ nhỏ có bước giãn cách giữa các sống của gợn sóng

nhỏ hơn 0,6m và độ cao gợn sóng không quá 0,03m. Điều này được thống nhất
chung gọi là dạng gợn sóng, là một tập hợp các gợn sóng đơn lẻ giống nhau về
hình dáng và kích thước. Căn cứ hình dáng của đường sống gợn sóng, Allen
(1968) phân biệt 5 mô hình gợn sóng: thẳng, hình sin, dạng mắt xích, dạng lưỡi và
dạng lưỡi liềm (H.4.1). Các dạng thẳng và hình sin có thể có mặt cắt ngang đối
xứng nếu chúng chịu tác động của chuyển động sóng nguyên thuỷ (sóng) hoặc có
thể bất đối xứng nếu chịu ảnh hưởng của dòng chảy một chiều (sông hoặc dòng
chảy thuỷ triều). Dạng gợn sóng tạo thành một quần thể khác với dạng cồn với
kích thước lớn hơn, mặc dù chúng có dạng hình học tương tự. Sự khác biệt giữa
hai quần thể này là do tương tác giữa hình thái gợn sóng với đáy, và có thể là do
ứng suất cát tuyến. Với ứng suất cát tuyến yếu thì gợn sóng được hình thành. Một
khi ứng suất cát tuyến tăng vựợt qua một ngưỡng nào đó sẽ xuất hiện một “cú
nhảy” trong hành vi để dẫn đến sự xuất hiện dạng cồn có kích cỡ lớn hơn (Allen,
1968).
e. Dạng địa hình cồn cát
Cồn là dạng địa hình có hướng cắt ngang với hướng dòng chảy với bước giãn
cách từ 1m trở lên đến hơn 1000m, được hình thành trên trầm tích đáy bởi dòng
chảy một chiều. Dạng địa hình lớn này rất phổ biến trong môi trường cát, nơi có
độ sâu lớn hơn 1m, độ hạt mịn (> 0,15mm) và tốc độ dòng chảy lớn hơn 0,4m/s.
Trong tự nhiên, những dạng địa hình này tồn tại thành một tập hợp đều đặn và
liên tục không có một sự đứt đoạn hay gom nhóm nào (Ashley, 1990). Vì lí do này
thuật ngữ “cồn cát” đã được sử dụng thay cho các thuật ngữ trước đó như “đại gợn
sóng” (vĩ gợn sóng – megaripple) hay “sóng” (wave), mà đã được xác định trên cơ
sở sự phân bố kích thước mang tính tuỳ ý hay chủ quan. Để dễ mô tả, người ta
phân cồn cát thành 4 loại, loại nhỏ (có bước sóng 0,6 – 5m), vừa (5 – 10m), lớn (10
– 100m) và rất lớn (>100m). Ngoài ra còn những dạng biến thiên khác theo chiều
cắt ngang dòng chảy. Nếu mô hình dòng chảy tương đối ít biến đổi theo hướng
thẳng góc với hướng chung của nó và cũng không có một dòng xoáy hoặc dòng
cuốn nào, dạng địa hình chung cục được hình thành là loại có sống thẳng và có
thể được gọi là loại hai chiều (H.4.2a). Nếu cấu trúc dòng chảy biến đổi đáng kể

theo chiều cắt ngang hướng chủ đạo và các dòng xuáy có khả năng làm xói lở thì
dạng địa hình ba chiều được sinh thành (H.4.2b).
(a) (b) (c)
(d) (e) (f)
(g)
(h)
(i) (j)
Hình 4-1: Các dạng gợn sóng của trầm tích. Dòng chảy có hướng từ đáy lên bề mặt
f. Địa hình đáy (Plane bed)
Đáy là một đơn vị địa hình nằm ngang với những phần lồi và lõm không lớn
hơn bề dày lớn nhất của lớp trầm tích bề mặt. Sức kháng dòng là nhỏ do độ nhám
của hạt gây ra, độ nhám/ráp này là một hàm của cỡ hạt. Các dạng địa hình phẳng
được hình thành trong bối cảnh thuỷ lực:
- Đới chuyển tiếp giữa vùng không có chuyển động và vùng bắt đầu xuất hiện
cồn (H.4.2)
- Đới chuyển tiếp giữa vùng gợn sóng và vùng đối cồn với vận tốc trung bình
của dòng chảy khoảng 1 đến 2 m/s (H.4.2)
a.
H

í
n
g

d
ß
n
g

c

h
¶
y

t
r
u
n
g

b
×
n
h
2- Cån c¸t cã ®Ønh th¼ng
H

í
n
g

d
ß
n
g

c
h
¶
y

t
r
u
n
g

b
×
n
h
b.
3- Cån d¹ng lìi liÒm

Hình 4.2: Hình 2 chiều và 3 chiều mô tả các cồn cát. Các mũi tên thể hiện hướng dòng chảy
và dòng xoáy (chỉnh lý từ hình vẽ của Reineck và Singh, 1980)
g. Dạng địa hình đối cồn (Antidune).
i cn l dng a hỡnh trựng pha vi súng trng lc ca b mt nc.
cao v bc súng ca nhng súng ny ph thuc quy mụ ca h thng v tớnh cht
ca cht lng v vt liu ỏy (Reineck v Singh, 1980). Cỏc dóy i cn dn dn
c hỡnh thnh trờn ỏy phng khi vn tc nc tng. Trong khi kớch thc ca
i cn ln dn thỡ mt nc chuyn dn t dng n nh sang dng súng. Súng cú
th ln dn cho n khi chỳng b bin dng v b phỏ v. Trong khi trm tớch ca
i cn tớch t dn, chỳng cú th xờ dch xuụi hoc ngc dũng chy, hoc cú th
nguyờn ti ch (tờn gi i cn da trờn c s nhng quan sỏt trc õy cho
rng cú s xờ dch ngc dũng).
h. Mi tng quan vn tc - c ht.
H.4.3 ca Ashley (1990) minh ho cỏc i phỏt trin gn súng, cn, lp
phng, v i cn.
Hỡnh v ny túm tt cỏc nghiờn cu trong phũng thớ nghim do nhiu nh

nghiờn cu tin hnh. Nhng thc nghim ny cng c quan nim ph bin rng
cỏc dng a hỡnh ct ngang dũng chy c ln (cn) l mt th khỏc bit hon ton
vi dng gn súng c hỡnh thnh do dũng chy v cú kớch c nh hn. Hỡnh v
ny rt ging vi H.11.4 trong sỏch giỏo khoa thu lc ca Graf (1984) mc dự
Graf s dng cỏc n v trc o khỏc.
Lớp trên
V
ậ
n

t
ố
c

d
ò
n
g

c
h
ả
y

t
r
u
n
g

b
ì
n
h
N
g
ắ
t

q
u
ã
n
g
L
i
ê
n

t
ụ
c
N
g
ắ
t

q
u
ã

n
g
Gợn sóng
Cồn cát
L
ớ
p

d

ớ
i
Không có chuyển động
L
i
ê
n

t
ụ
c
Khoảng độ sâu dao động
của dòng chảy trung bình
theo số liệu thực nghiệm
0,25 - 0,40 m

Hỡnh 4-3: th biu din vn tc trung bỡnh ca dũng chy theo c ht trung bỡnh (da trờn
kt qu nghiờn cu thc nghim). th cho thy cỏc phỏ n nh xut hin cỏc dng a
hỡnh ỏy ngm (chnh lý ca Ashley, 1990). Cỏc d liu gc thu thp t nhiu ngun khỏc nhau
c quy chun theo nhit ca nc l 10

0
C (d liu gc khụng th hin trờn hỡnh v)
4.3. CC QA TRèNH VNG CA SễNG DELTA
Các vùng delta xuất hiện ở khắp nơi trên thế giới, chúng là kết quả của qúa
trình ương tác sông biển (hoặc hồ). Theo Wright (1985), khái niệm vùng delta
theo nghĩa rộng là các dạng địa hình tích tụ ven bờ, bao gồm cả phần ngầm dưới
nước và lộ trên mặt đất, của các trầm tích sông từ vùng cửa sông liền kề hoặc từ
các dòng cung cấp trầm tích, bao gồm cả các trầm tích về sau bị sóng, dòng chảy
hoặc triều khuấy trộn lên một lần nữa. Các quá trình điều khiển sự phát triển của
delta thường diễn ra những thay đổi rất mạnh. Kết quả là sự hình thành một loạt
các dạng địa hình khác nhau như hệ thống các luồng lạch, doi cát cửa sông, các
vũng vịnh nằm giữa luồng lạch, bãi triều, dải gợn triều, bãi biển, bãi biển gợn
sóng, cồn cát, vùng cồn cát và các vùng đầm lầy, vùng đất ngập nước trên vùng
đồng bằng châu thổ. Mặc dù môi trường thành tạo các delta trên các vùng bờ biển
khắp thế giới có sự khác biệt rõ rệt và đa dạng, song với tất cả các vùng delta
đang hình thành mạnh mẽ đều có ít nhất một tính chất chung: qúa trình di
chuyển các trầm tích vụn do sông đưa tới vùng ven bờ và khu vực phía trong
thềm lục địa nhanh hơn nhiều so với các quá trình di chuyển xảy ra trong môi
trường biển. Vậy liệu nguồn trầm tích của các con sông có đủ lớn để có thể cung
cấp đủ vật liệu để giảm sự ảnh hưởng của các quá trình xói mòn của biển hay
không còn phụ thuộc vào các điều kiện khí hậu, địa chất, sự phân bố của lưu vực
sông và quan trọng hơn cả là kích thước tổng thể của lưu vực sông đó. Các phần
sau đây sẽ đề cập sự phân loại các delta, dòng chảy sông, qúa trình lắng đọng
trầm tích và các cấu trúc địa hình liên quan với delta
a. Cách phân loại chung các vùng delta
Coleman và Wright năm 1975 đã xác định 6 loại vùng delta lớn dựa trên các
đặc điểm về năng lượng được thể hiện trên H.4.4, mỗi mô hình tương ứng với một
mức độ quan trọng của quá trình của sông, sóng hoặc thủy triều. Tuy nhiên, theo
Wright (1985) vì mỗi vùng deltat lại có những đặc trưng riêng và độc đáo nên
không có một cách phân loại nào có thể bao quát được toàn bộ các nét đa dạng

rộng lớn của môi trường vùng delta và các cấu trúc địa hình của các vùng delta
trên toàn thế giới.
b. Quá trình tạo thành delta
(1) Cân bằng lực
Mỗi vùng delta là kết quả của một qúa trình cân bằng giữa lực tác động lên
vùng nằm liền kề cửa sông. Các vật liệu trầm tích được sông mang đến vùng ven
bờ và lắng đọng ngoài vùng cửa sông. Dưới tác động của sóng và dòng triều các
vật liệu được lắng đọng tiếp tục bị gia công và hình thành một diện mạo cấu trúc
địa hình mới. Sự tiến hoá lâu dài của các vùng đồng bằng delta một tiến trình
hoạt động liên tục của nguồn vật liệu do sông vận chuyển tới và các qúa trình tái
chế, vận chuyển và tái lắng đọng diễn ra trong môi trường biển của trầm tích sông
bị lắng đọng. Trên quy mô lớn, hình thái tổng quát của các vùng delta còn chịu
ảnh hưởng của những đặc điểm hình thái thủy vực tiếp nhận, sự ổn định của kiến
tạo khu vực, tốc độ lún chìm do sự nén ép của các trầm tích vừa mới được lắng kết
và của tốc độ dâng của mực nước biển.
(2) Các vùng delta do sông chiếm ưu thế
a) Vùng delta do sông khống chế thường xuất hiện ở những khu vực mà
nguồn cung cấp vật liệu do sông mang đến khá rồi rào, tốc độ tích tụ luôn vượt
trội tốc độ gia công và tái vận chuyển của các quá trình động lực biển do năng
lượng sóng quá yếu, do vậy với một số khu vực có mức tải trầm tích của sông nhỏ
vẫn có thể hình thành các vùng delta.
b) Khi qúa trình hoạt động của một con sông hoàn toàn chế ngự các qúa trình
động lực biển thì hình dáng các vùng delta có dạng phát triển theo mô hình của
các dòng phân nhánh được kéo dài ra và phân chia thành mạng lưới (giống như
các ngón tay của một bàn tay). Đặc trưng của các vùng delta này là có các vịnh
lưu thông và vùng đầm lầy. Sơ đồ tổng quát của các kiểu delta này (kiểu I theo
phân loại của Coleman và Wright (1975) được thể hiện trên H.4.5. Ví dụ đầu tiên
là sông Misisipi, đây là con sông không chỉ có khả năng tải một lượng trầm tích
cực lớn mà còn di chuyển chúng tới các vùng sóng yếu và thủy triều thấp như ở
khu vực ven vịnh Mêxicô. Nội dung cụ thể về hoạt động của con sông này sẽ được

đề cập chi tiết ở các phần tiếp theo.
(3) Các vùng delta do sóng chiếm ưu thế
(a) Ở các vùng delta do sóng chế ngự, các trầm tích sông sau khi được mang
đến sẽ bị sóng sóng sắp xếp và phân bố lại thành các dạng địa hình ven bờ mới
như bãi cát và doi cát. Địa hình của vùng delta sẽ phản ánh sự cân bằng giữa qúa
trình cung cấp vật liệu trầm tích với các qúa trình tái chế, tái phân bố của sóng.
Theo Wright và Coleman (1972,1973) các delta ở những vùng có năng lượng sóng
gần bờ cao thường có đường bờ thẳng và các bãi biển hoặc các tổ hợp thành phần
bãi biển – gồ đồi thường phát triển mạnh.
b) Trong số 16 vùng delta được Wright và Coleman so sánh (1972,1973) thì
kiểu vùng delta sông Misisipi là loại do sông chế ngự mạnh nhất, trong khi ở
Senegal, Tây Phi, thì điển hình cho kiểu vùng delta do sóng chế ngự mạnh nhất.
Kiểu delta ở Senegal (kiểu VI ở H.4.5) cho thấy các dải gò đồi ven biển phát triển
khá phong phú và được phân bố song song với hướng chủ đạo của đường bờ biển.
Đường bờ ở đây cũng tương đối thẳng và được hình thành do năng lượng sóng
mạnh nên các gò đồi có sự dịch chuyển dọc bờ không theo một hướng nhất định.
c) Dạng delat trung gian là vùng delta sông Rio Sao Francisco del Notre ở
Brazil (kiểu V ở H.4.5). Các trầm tích doi cát của nhánh sông được giới hạn trong
vùng kề cận trực tiếp với cửa sông và bị sóng khuấy mạnh. Năng lượng sóng tác
động liên tục đã phân bố lại trầm tích sông để tạo nên các lớp cát rộng lớn. Phần
lộ ra của vùng đồng bằng delta bao gồm trước hết là các dải gò đồi ven bờ và các
cồn cát phong thành.
(4) Vùng delta thuỷ triều chiếm ưu thế
Cú 3 quỏ trỡnh quan trng c trng cho kiu delta do thy triu ch ng:
(a) cỏc vựng ca sụng s xỏo trn ó lm mt i s phõn tng thng ng
theo trng lc v loi tr tỏc ng ca lc ni.
(b) Mt vi thỏng trong nm cỏc dũng triu cú th tỏc ng lm vn chuyn
trm tớch mnh hn so vi sụng. Do vy s vn chuyn trm tớch trong v gn
ca sụng l qỳa trỡnh hai chiu trong sut chu k thu triu.
(c) V trớ ca ranh gii t - bin v i tng tỏc bin sụng c m rng

ỏng k theo c hai chiu ngang v chiu thng ng. Thớ d v cỏc chõu th chu
nh hng mnh ca triu l cỏc chõu th sụng Ord (Australia), Shatt-al-Arab
(Irc), Amazon (Brazil), Hng H Brahmaputra (Bangladesh) v Dng T
(Trung Quc).
a hỡnh c trng ca cỏc ca sụng trong mụi trng triu mnh l cỏc val
cỏt ngun gc thu triu kộo di, cỏc kờnh tớch t trm tớch dng phu v cỏc
kờnh bi t. Chõn ca cỏc val cú cao chng 10-20m cú th l ra khi triu
xung. Cỏc val ny th ch cho cỏc doi cỏt ca triu m ta quan sỏt c cỏc
chõu th khỏc v chỳng tr thnh dng tớch t trm tớch ph bin. Sau ny khi
cỏc vựng delta c phỏt trin lờn, cỏc val s ln dn cho n khi chỳng hon
ton l khi mt nc to ra cỏc lch triu ln v thng (Kiu II H.4.5). Thớ
d v kiu chõu th ngun gc thu triu ln l chõu th sụng Ord Tõy
Australia.
B. Dòng ma sát chiếm u thế
Sông
Sông chiếm
u thế
A. Dòng quán tính chiếm u thế
C. Dòng chảy mặt
Sóng
chiếm u thế
Triều
chiếm u thế
Cửa triều
PHÂN LOạI CáC CHÂU Thổ
I - V: Các kiểu châu thổI
Sông
Sông
Hằng HàSông
Sông

Sông
Sông
Sông

Hỡnh 4-4: So sỏnh cỏc c ch tớch t delta theo vai trũ tng i ca cỏc hot ng sụng, súng
v thy triu (theo Wright, 1985)
(5) Các dạng trung gian.
(a) Như đã nói ở trên, hình thái của phần lớn các vùng delta là kết quả tổng
hợp các lực của sông, sóng và thuỷ triều. Một ví dụ về dạng chuyển tiếp là châu
thổ Burdekin ở Australia (kiểu II, H.4.5)
Những đợt sóng cao đã phân bố lại cát dọc theo đường bờ và tái hình thành
các val ngầm và các dạng địa hình barie. Trong phạm vi cửa sông, các dòng triều
tạo ra các kênh trầm tích đi vào vùng cửa sông và khe triều (tidial creeks). Kiểu
vùng delta này có nhiều đặc trưng khác nhau tuỳ thuộc vào mức độ tương quan
giữa sóng và thuỷ triều. Ngoài ra, các đặc trưng địa hình có thể thay đổi theo
mùa nếu chế độ sóng và qúa trình xói mòn thay đổi. Ví dụ như các vùng delta
Irrawaddy (Miến Điện), Mêkông và Hồng Hà (Việt Nam) (Wright, 1985).
(b) Sơ đồ mô hình hình thành vùng delta kiểu 4 được đặc trưng bởi các barie
nằm cửa vịnh ngoài khơi, chúng che chắn các vùng đầm phá, vịnh hoặc cửa sông
hình phễu nơi các delta có thể phát triển trong điều kiện môi trường năng lượng
thấp (kiểu IV, H.4.5). Thí dụ là các châu thổ sông Apalachicola (Florida
Panhandle), Sagaranirktok (Alaska) và Shoalhaven (Đông Nam Australia)
(Wright, 1985). Trái ngược với các dạng địa hình do sông chiếm ưu thế, những dạng
địa hình tích tụ chính của trầm tích hạt mịn tiền châu thổ thường xuất hiện theo
hướng ăn sâu vào thân của các bar cát (bar chắn) và ở cùng độ cao đó trong phạm
vi miền vịnh khuất. Mặc dù các trầm tích mịn lơ lửng có thể trôi dạt đến tận biển
khơi, nhưng do sóng tác động chúng không thể tạo thành những tích tụ lớn, rõ
nét ở miền ngoài thềm lục địa đại dương.
I. N¨ng lîng sãng yÕu;
ho¹t ®éng dßng ven bê yÕu;

Lîng t¶i trÇm tÝch lu lîng cao
II. N¨ng lîng sãng yÕu;
TriÒu cao;
ho¹t ®éng dßng ven bê yÕu
IV. N¨ng lîng sãng trung b×nh;
TriÒu thÊp
III. N¨ng lîng sãng trung b×nh;
TriÒu cao;
Ho¹t ®éng dßng ven bê yÕu
V. N¨ng lîng sãng lín;
Ho¹t ®éng dßng ven bê yÕu;
Sên bê dèc
VI. N¨ng lîng sãng lín;
Ho¹t ®éng dßng ven bê m¹nh;
Sên bê dèc

Hình 4-5: Sơ đồ các đường đồng đẳng bề dày của 6 kiểu châu thổ (nguồn Coleman và Wright,
1973). Vị trí phân bố của mỗi kiểu theo yếu tố năng lượng được thể hiện trong hình 4-1.
c. Dòng chảy và sự lắng đọng trầm tích ở cửa sông
(1) Hình thái vùng cửa sông và các bar cát một mặt bị các quá trình động lực
tác động, mặt khác lại tác động trở lại các quá trình đó. Vấn đề này cần được xem
xét chi tiết vì những nguyên lý hoạt động này có liên quan đến cả các cửa sông và
các lạch triều. Sự phân chia của các dòng chảy trong sông và tiếp theo là sự phát
tán trầm tích phụ thuộc vào cường độ tương đối của ba yếu tố chính:
Lực quán tính của nước và sự khuếch tán rối.
Lực ma sát giữa dòng chảy sông và đáy biển trong khu vực cửa sông ven biển.
Lực nổi phát sinh do sự chênh lệch mật độ giữa nước sông và nước biển.
Dựa vào những lực này người ta phân biệt ba lớp thứ cấp của trầm tích châu
thổ đối với các châu thổ do sông chi phối (H.4.4) Hai trong số này được minh hoạ
rõ qua những đặc điểm trầm tích quan sát được ở châu thổ Misisipi.

(2) Mô hình trầm tích kiểu A – Dòng chảy sông do quán tính khống chế
(a) Khi tốc độ dòng chảy ra cao, độ sâu cửa ven biển có xu hướng tăng lên, độ
chênh lệch mật độ giữa nước sông và nước biển thấp và lực quán tính sẽ là chủ
đạo. Kết quả là dòng chảy sông sẽ mở rộng và khuếch tán ra như một tia rối
(turbulent jet) (H.4.6a). Khi tia toả rộng ra, động lượng của nó giảm đi và gây ra
sự giảm khả năng vận chuyển trầm tích. Các trầm tích được lắng đọng kiểu tròn,
trong đó trầm tích thô hơn sẽ lắng tụ ngay sau điểm dòng chảy bắt đầu toả ra. Kết
quả là tạo thành các tập địa hình cắm nghiêng về phía bồn trầm tích.
(b) Mô hình lí tưởng này có thể là không bền vững trong phần lớn các điều
kiện tự nhiên. Khi dòng sông liên tục đưa trầm tích vào bồn tiếp nhận, trầm tích
sẽ lấp đầy ngay ngoài cửa sông (H.4.6b). Vì lí do này, trong điều kiện tự nhiên
tiêu biểu, độ sâu của bồn nước ở đới tia khuếch tán là lớn hơn nhiều so với độ sâu
ở cửa ra. Sự mở rộng và khuếch tán dòng trở nên bị thu hẹp lại theo chiều ngang
thành một dòng tựa như dòng phun phẳng (plane jet). Điều quan trọng hơn thế
là lực ma sát đã trở thành yếu tố chính làm cho dòng phun tia chậm hẳn lại. Mô
hình A thực sự là đã biến đổi thành mô hình B lấy lực ma sát làm chủ đạo.
(3) Mô hình trầm tích kiểu B - Các dòng chảy do ma sát chế ngự
(a) Khi một dòng chảy chảy ra có tính đồng tỷ trọng và do ma sát khống chế
được đổ vào một bồn nước nông, một mẫu hình doi cát (bar) và đê bồi (levee)
ngầm dưới nước rất khác biệt được hình thành (H.4.7). Lúc đầu sự toả rộng của
dòng phun tia tạo ra một doi cát dạng cánh cung rộng. Sự lắng đọng trầm tích
tiếp theo dẫn đến sự hình thành các đê bồi tự nhiên ngầm dưới nước ở vị trí bên
dưới các đường biên dọc của dòng phun tia đang toả rộng ra, tức là ở nơi vận tốc
giảm đi nhanh chóng. Những đê bồi này hạn chế sự tiếp tục mở rộng dòng phun
tia. Đến khi phần giữa của các doi đất lớn cao lên thì các kênh sẽ tạo thành các đê
bồi ngầm dọc theo các dòng chảy rối mạnh nhất mà các kênh này chảy theo. Kết
quả là tạo thành một dòng chảy kênh đang bị phân đôi. Kênh này có một bãi cạn
hình tam giác nằm giữa hai nhánh của kênh. Dòng chảy có xu hướng tập trung
vào các kênh đã được phân nhánh và trong điều kiện bình thường trở nên bình
lặng hơn ở trên vùng bãi cạn giữa.

(b) Mô hình doi đất kiểu này là rất phổ biến ở những nơi dòng chảy ra không
phân tầng (nonstratified outflow) đổ vào một bồn nước nông. Thí dụ về mô hình
này (thường gọi là các doi cát khe nứt (crevasse splays) hoặc các doi cát khe nứt
ngoài bờ (overbank splays) thấy ở các khe nứt dọc theo các đê bồi ở sông Misisipi.
Những kênh bậc hai này (khe nứt) chảy thẳng góc với các dòng Misisipi chính
làm cho nước đổ vào các vịnh nông và rộng nằm giữa các chi lưu. Quá trình này
tạo ra vùng đất lộ thiên lớn (vùng bãi lầy) của châu thổ hạ lưu sông Misisipi
(Coleman, 1988).
(4) Mô hình trầm tích kiểu C – Dòng chảy nổi.
(a) Sự phân tầng thưòng xảy ra khi nước ngọt chảy vào bồn nước mặn. Khi cái
nêm muối đã hoàn toàn hình thành thì dòng chảy hoàn toàn tách ly khỏi ảnh
hưởng ma sát của đáy. Lực nổi không để cho hai tầng nước pha trộn và dòng chảy
trải rộng ra trên một khu vực rộng lớn bị vát mỏng dần dần từ cửa sông trở ra
(H.4.8a). Tốc độ của dòng bị giảm đi, đó là do nước biển chảy cuốn theo có xu
hướng chảy ngược lên cắt ngang qua gian diện tỷ trọng.
(b) Gian diện tỷ trọng giữa dòng nước ngọt và đệm nước mặn thường không
đều đặn do có các sóng nội thuỷ (H.4.8a). Phạm vi dòng chảy thể hiện như một
dòng chảy chảy rối hay dòng chảy phun nổi phụ thuộc nhiều vào số Froude F’:


1
2
'
gh
U
F


( 4.1)

Khi U – lưu tốc trung bình của dòng chảy ra (trong trường hợp dòng phân
tầng)
g – gia tốc trọng lực
h’ - độ sâu của gian diện tỷ trọng


)/(1
s


(4.2)

với

= tỷ trọng nước ngọt,

s

= tỷ trọng nước mặn.

Khi F’ tăng cao, lực quán tính khống chế và đi kèm theo là sự khuếch tán
dòng chảy rối tăng cao. Khi F’ giảm, tính chảy rối cũng giảm và lực nổi trở nên
quan trọng. Tính chảy rối triệt tiêu khi F’ < 1.0 và thường tăng cao lên khi F’
tăng cao hơn 1.0 (Wright, 1985).
(c) Các mô hình trầm tích tiêu biểu liên quan dòng chảy nổi được thấy rõ ở
các cửa sông Misisipi (Wright và Coleman, 1975). Sự hội lưu yếu ở gần đáy của
dòng chảy gây ra sự tán phát cát và dẫn đến tích tụ các doi cát hẹp lớn dần về
phía biển được gọi là “doi cát hình ngón tay”, bị giới hạn dọc theo đường biên
(laterally restricted “bar-finger sauds”) (H.4.8b). Dường như cũng chính các quá
trình này không để các đê bồi ngầm phân nhánh để tạo ra các dòng chảy kênh chi

lu hp v sõu. Do cỏc kờnh hot ng mnh, xúi mũn vo doi cỏt ca chi lu nm
di khi cỏc doi ny phỏt trin, cho nờn cỏc tớch t cỏt kờnh thng rt hn ch.
Khi cỏc kờnh khụng hot ng na thỡ chỳng thng b lp y bi bựn v sột.
Ngi ta cho rng cỏc doi phớa sau (back bar) v cỏc sng doi c to thnh
phn ln do cú s vn ti trm tớch trong thi k l lt. Tuy nhiờn cỏc ờ bi
ngm li dng nh c ln lờn quanh nm vỡ cú s hi lu gn ỏy xy ra trong
cỏc thi k mc nc cn v mc nc thng ca sụng.
Cửa sông
Vùng trung tâm lòng sông
Vùng nớc bao quanh (thủy vực)
Dòng chảy rối
Bờ kênh
Đới hình thành dòng chảy
Đới dòng chảy
Mặt phẳng mô tả các dòng rối
Kênh thoát
Bar dạng lỡi liềm
Mặt phẳng mô tả quá trình trầm tích vùng cửa sông
Mô hình trầm tích cửa sông
(dòng quán tính chiếm u thế)
Chú giải
Cát thô
Cát mịn

Hỡnh 4-6: Mt phng mụ t qua trỡnh tớch t trm tớch kiu A do hot ng ca cỏc dũng chy
quỏn tớnh (Chnh lý ca Wright, 1985)

Cửa sông
Dòng chảy rối
Mặt cắt dọc cửa các dòng

thoát theo trục thẳng đứng
(Vùng nớc sâu khi thoát ra khỏi cửa sông)
Cửa sông
Vùng nớc bao quanh
Sờn sau thoải
Dòng chảy rối
Đỉnh Bar ngầm
S

ờ
n

t
r

ớ
c

d
ố
c
Vùng nớc bao quanh
Tầng trầm tích sát đáy
Cát hạt thô
Cát hạt mịn
Vận tốc dòng
Mặt cắt dọc của các dòng
thoát theo trục nằm ngang
(vùng nớc nông khi thoát ra khỏi cửa sông)
Mô hình trầm tích vùng cửa sông

dòng quán tính chiếm u thê
Chú giải
Các tầng
trầm tích trên

Hỡnh 4-6 : tip theo

Bar ngÇm trung t©m

Hình 4-7: Mặt phẳng mô tả qua trình tích tụ trầm tích kiểu B do hoạt động của các dòng ma sát
(chỉnh lý của Wright, 1985)
Thuỷ vực lòng sôngThuỷ vực lòng sông
Mô hình lắng đọng
trầm tích
Mô hình trầm tích cửa sông
Dòng chảy mặt


Hỡnh 4-8: c im cỏc bar cỏt ngm vựng ca sụng, mụ hỡnh trm tớch kiu C do hot ng
ca dũng chy mt (chnh lý ca Wright, 1985

Hình 4-8: tip theo
d. Các trm tích và thành phn ca châu th
(1) Nhìn chung, tất cả các châu thổ cấu thành từ 4 đới địa văn
(physyographic zone): thung lũng bồi tích, đồng bằng châu thổ thượng lưu , đồng
bằng châu thổ hạ lưu và đồng bằng châu thổ ngập nước (H.4.9). Sự lắng đọng xảy
ra ở kề cận hoặc giữa các kênh chi lưu là nguyên nhân tạo thành phần lớn các
châu thổ lộ thiên (subaerial delta). Trường hợp châu thổ Misisipi, phần lớn cát
được tích tụ ở vùng giữa các chi lưu khi xảy ra sự phá vỡ các đê bồi để nước sông
có thể chảy tạm thời ra khỏi dòng chính. Những tích tụ này gọi là những “doi cát

khe nứt”.
(2) Đồng bằng ngập nước là nền móng trên đó đồng bằng đương thời phát
triển (chừng nào sông vẫn giữ nguyên hướng dòng chảy và vẫn tiếp tục cung cấp
đủ vật liệu trầm tích). Đồng bằng ngập nước đặc trưng bởi trầm tích mịn dần về
phía biển, trong dó cát lặng đọng ở gần cửa sông còn sét thì lắng đọng xa hơn ở
ngoài khơi. Phần xa nhất ngoài biển gọi là tiền châu thổ (prodelta). Nó nằm
chồng lên các trầm tích thuộc thềm nội lục địa (inner continental shelf) và cấu
thành từ một lớp sét lắng đọng từ trạng thái huyền phù. Tiền châu thổ sông
Misisipi có chiều dày từ 20-50m và phát triển về phía biển tới độ sâu 70m dưới
nước. Tiền châu thổ sông Misisipi chứa các thấu kính cát mỏng thuộc doi cửa chi
lưu, các thấu kính này có cấu trúc phân lớp xiên và cấu trúc dòng chảy và chứa
các hoá thạch động vật nước nông. Những thấu kính này có thể là các khối trượt
lở do lở đất ngầm dưới biển đưa đến đây (Prrior và Coleman, 1979). Sự trượt lở và
dòng nước mang bùn đất là cơ chế vận tải một khối lượng lớn vật liệu trầm tích
xuống miền rìa sườn lục địa và có thể còn xa hơn. Sự di chuyển vật liệu lớn này là
một hiểm hoạ đối với các dàn khoan và khai thác dầu khí. Những khối vòm bùn,
sự phát triển các đứt gãy, những dòng chảy khí (bùn), những sống núi áp suất
(pressure ridge) và những dòng chảy bùn là những bằng chứng khác về sự bất ổn
định trầm tích của châu thổ Misisipi (H.4.10). Những chi tiết bổ sung cho chủ đề
này có thể tìm thấy ở Coleman (1988), Coleman và Garrison (1977), Henkel
(1970) và Prior và Coleman (1980).
(3) Phía trên miền tiền duyên của châu thổ là một tập hợp các kiểu trầm tích
rất đa dạng. Một tổ hợp của các quá trình biển nông, các ảnh hưởng của sông và
hoạt động của các sinh vật nước lợ làm cho các trầm tích ở các vũng vịnh giữa các
chi lưu có một tập hợp rộng rãi các loại hình kiến trúc và thành phần. Ở các châu
thổ trong các vùng có triều cường các trầm tích vịnh giữa các chi lưu được thay
thế bằng các thân trầm tích thuỷ triều và gian triều phẳng. Về phía tây châu thổ
Misisipi là một đồng bằng mênh mông của các chenier. Chenier là một tập hợp
kéo dài của các dải đồi gò ở bờ nằm bên trên các lớp bùn phẳng (mudflat).

§ång b»ng Delta thîng lu
§ång b»ng Delta h¹ lu
§ång b»ng Delta ngËp níc
TiÒn Delta
trÇm tÝch bïn sÐt
V
ï
n
g

D
e
l
t
a
d
Þ
c
h

c
h
u
y
Ó
n

Hình 4-9: Các dạng địa hình cơ bản vùng cửa sông delta (nguồn Wright, 1985)

Hình 4-10: Cấu trúc và các dạng tích tụ trầm tích bất ổn định ở vùng cửa sông delta

(nguồn Coleman, 1988)
e. Châu thổ Misisipi - Lịch sử thời Holocene, những biến đổi động lực.
(1) Khái quát
Sông Misisipi có lưu vực rộng chiếm tới 41% diện tích phần lục địa nước Mỹ
(3.344.000 km
2
) đã tạo ra một tích tụ trầm tích bở rời to lớn ở vịnh Mêxicô. Sông
này trở nên mạnh mẽ ít nhất từ thời Jura muộn và ảnh hưởng sâu sắc tới sự trầm
tích ở phần bắc vịnh Mêxicô. Vùng châu thổ cung cấp cho ta phần lớn kiến thức về
cấu trúc và quá trình trầm tích của châu thổ. Những nghiên cứu đang tiến hành
là do sông này có ý nghĩa tối quan trọng đối với hoạt động thương mại và khai
thác dầu mỏ mạnh mẽ và cho cả nền sản xuất ở phía bắc vịnh Mêxicô trong 50
năm gần đây.
(2) Thời gian trầm tích
Châu thổ Misisipi cấu thành từ các mảng hợp phần chồng gối lên nhau. Mỗi
mảng trải rộng trên một diện tích chừng 30.000km
2
và có bề dày trung bình 35m.
Mỗi mảng đặc trưng cho một miền trầm tích chính của sông. Quá trình chuyển
dịch từ một mảng hiện hữu sang một cửa sông mới mất khoảng 1500 năm
(Coleman,1988). Trong phạm vi mỗi mảng đơn lẻ, sự lắng đọng trầm tích trong
vịnh xảy ra do các dòng chảy ngoài bờ, các tích tụ doi cát khe nứt và các sản phẩm
sinh học. Trầm tích lấp đầy vịnh phủ một diện tích chừng 250km
2
và có bề dày chỉ
15m được tích đọng trong thời gian chỉ chừng 150 năm. Những doi cát ngoài bờ
(overbank splays) rộng 2km, dày 3m, được hình thành trong những đợt ngập lụt
lớn khi những đê bồi tự nhiên bị xuyên thủng. Các cửa của sông Misisipi tiến về
phía biển với vận tốc đáng kể. Các kênh chi lưu có thể tạo thành các thân cát dài
17km, rộng 8km và dày trên 80m chỉ trong vòng 200 năm (Coleman,1988).

(3) Lịch sử thời Holocene
Trong thời kỳ có mực nước biển thấp gần đây nhất, tức 18.000 năm trước,
sông Misisipi đào khoét vào thung lũng của nó, hàng loạt các kênh xói rửa xuyên
cắt thềm lục địa và châu thổ được hình thành ở gần mép của thềm này (Suter và
Berryhill, 1985). Khi mực nước biển dâng cao, miền trầm tích dịch chuyển ngược
dòng lên thung lũng bồi tích (aluvial valley). Vào khoảng 9.000 năm trước đây
sông bắt đầu tạo thành châu thổ ngày nay của nó. Vào thời gian gần đây nữa, sự
chuyển dịch các châu thổ của sông Misisipi đã tạo thành một đồng bằng châu thổ
bao phủ tổng diện tích 28.500 km
2
. Sự chuyển dịch châu thổ diễn ra với tần suất
cao kết hợp với sự lún chìm nhanh của lưu vực sông đã dẫn đến sự hình thành
một tập trầm tích chồng lên nhau và có tính chu kỳ. Vì có sự lắng đọng và chuyển
dịch nhanh, trong một thời gian ngắn đã hình thành một tập chồng gối có chu kỳ
trầm tích châu thổ với bề dày đạt tới hàng ngàn mét và phủ rộng lên 150.000km
2

(Coleman, 1988). H.4.11 biểu thị 6 mảng chính trong thời gian 7.500 năm gần
đây.
(4) Châu thổ ngày nay
Các châu thổ ngày nay – châu thổ Balize hay Birdfoot, bắt đầu di chuyển từ
chừng 800 – 1000 năm về trước. Tốc độ xê dịch ngày nay đã yếu đi nhiều và sông
đang tìm một miền trầm tích mới. Trong vòng 100 năm gần đây một chi lưu mới
– Atchafalaya – đã bắt đầu tách dòng với một lưu lượng nước ngày một tăng. Nếu
không có những công trình chế ngự sông thì dòng mới này ngày nay đã có thể
thôn tính toàn bộ dòng chảy của sông Misisipi để dẫn đến sự xói mòn nhanh
chóng châu thổ Balize (Hiển nhiên rằng ở đây có thể đã xảy ra một sự tàn phá
tương xứng đối với nên kinh tế của New Orleans nếu nó mất đi con sông của nó).
Ngay cả khi có các công trình chế ngự sông, chi lưu mới Atchafalaya đang bồi đắp

mạnh mẽ một châu thổ mới ở vịnh Atchafalaya (mảng 6 ở H.4.11)
f. Sự dâng cao mức nước biển và các châu thổ.
(1) Các châu thổ đang bị nước biển tràn ngập cục bộ và nhanh chóng vì trầm
tích châu thổ đang ép nén chặt dần để khử nước và kết cứng. Các châu thổ rất dễ
bị tác động bởi sóng bão vì mặt lộ thiên bằng phẳng và chỉ ở cao hơn mực nước
biển trung bình một chút. Chỉ cần mực nước biển dâng cao lên một chút cũng đủ
để sóng cồn tiến vào đất liền. Như đã nói trước đây, sự tiến hoá của châu thổ là
một sự cân bằng giữa sự tích tụ trầm tích sông được mang đến và sự gia công lại,
sự xói mòn và vận tải trầm tích châu thổ do các quá trình biển (Wright, 1985).
Ngay cả với con sông như Misisipi có lượng tải trầm tích rất lớn và đổ vào một
bồn nước có sức sóng yếu, cũng chỉ tiến dịch được ở vùng kề cận các dòng chi lưu
hiện tại, ở vùng được gọi là châu thổ hoạt động (H.4.9).
(2) Châu thổ rất màu mỡ cho cây trồng vì chúng luôn được cung cấp thổ
nhưỡng giàu dinh dưỡng. Do vậy những vùng có mật độ dân số cao nhất trên thế
giới – trên 200 người/km
2
- đều nằm trên các châu thổ (Tập Bản đồ thế giới 1980):
châu thổ sông Nile ở Ai Cập, châu thổ sông Trường Giang (Dương Tử) ở Trung
Quốc, Mê Kông ở Việt Nam, Hằng Hà ở Bangladesh.
Những quần thể cư dân này rất dễ bị tổn thương vì diện tích châu thổ có thể
bị co hẹp lại do nước biển dâng cao và do biến đổi nguồn cung cấp trầm tích xảy ra
do sự đổi dòng tự nhiên hoặc do các dự án chế ngự nước ở vùng cao do con người
xây dựng nên.
(3) Cư dân vùng châu thổ cũng chịu nguy hiểm do những biến đổi ngắn hạn
mực nước biển do bão gây ra. Những cơn bão nhiệt đới có thể có sức tàn phá lớn:
Cơn bão xoáy ở vịnh Bangal ngày 12 – 11 – 1970 đã nhấn chìm 200.000 người ở
địa phận Bangladesh ngày nay (Carter, 1988). May thay, sự giáo dục cộng đồng
phổ cập hơn, thông tin được cải thiện hơn, đường giao thông tốt hơn và có hệ
thống cảnh báo sớm sẽ có khả năng ngăn ngừa các thảm hoạ khác ở quy mô như
vậy. Sự quản lý ven bờ ở Tây Âu, Hoa Kỳ và Nhật Bản nhằm vào việc sơ tán có

trật tự dân chúng ở vùng đất trũng và đã giảm đang kể tử vong do bão gây ra.
Ngược với thảm hoạ ở vịnh Bangal, thảm hoạ Hurricare Camille (17 – 20/8/1969)
chỉ gây 236 tử vong ở Louisiana, Misisipi, Alabama và Florida.

Hình 4-11: Vị trí dịch chuyển của các trầm tích delta vùng cửa sông Misissippi
(nguồn Coleman, 1988)


4.4. CÁC QÚA TRÌNH ĐỘNG LỰC Ở LẠCH TRIỀU
a. Mở đầu.
(1) Các lạch triều (inlet) ven bờ giữ vai trò quan trọng đối với các quá trình
gần bờ ở khắp nơi trên thế giới. Lạch triều là những cửa mở ở các doi chắn ven bờ
(coastal barrier) qua đó nước, trầm tích các chất dinh dưỡng, động vật phù du, các
chất gây ô nhiễm được trao đổi giữa miền biển mở với vùng vịnh được bảo vệ ở
phía sau các doi chắn. Các lạch triều không chỉ giới hạn trong khuôn khổ các doi
chắn hoặc bờ biển có thuỷ triều; ở miền Bờ Tây và ở Great Lake có rất nhiều cửa
sông được coi là các lạch triều và ở vịnh Mêxico có các lạch triều rộng, lớn giữa
các doi chắn, dân địa phương gọi là các dòng chảy (pass) cũng là các lạch triều
(inlet). Các lạch triều có thể cắt qua các bãi cạn (shoal) chưa được cố kết, qua các
bãi chắn ngầm, cũng như qua các dải núi ngầm (reef) cấu thành từ sét, đá hoặc
sinh vật (Prince, 1968). Không có một định nghĩa đơn giản và có giới hạn về lạch
triều, dựa theo văn liệu địa chất và thuật ngữ khu vực. Hầu hết mọi lạch triều ở
bờ biển rộng từ vài mét đến vài km đều có thể coi là một cửa mở. Lạch triều là rất
quan trọng về mặt kinh tế đối với nhiều nước ở ven biển vì các cảng biển thường
được xây dựng ở các vịnh khuất (back bay) đòi hỏi phải được duy trì vì mục đích
hàng hải thương mại. Ở nhiều lạch triều chi phí duy trì lớn nhất là do phải nạo vét
dòng chảy tàu biển. Vì tính rất phúc tạp về thuỷ động lực học của các lạch triều,
các dự báo về sự nâng lên và lắng đọng trầm tích thường là không được thoả mãn.
Một sự hiểu biết tốt hơn về mô hình lắng đọng trầm tích ở lạch triều và về mối
tương quan giữa chúng với thủy triều, với các quá trình thuỷ lực khác có thể hy

vọng đóng góp tốt hơn cho việc quản lí và thiết kế các công trình.
(2). Các lạch triều tương tự như các cửa sông ở chỗ mô hình vận tải và lắng
đọng trầm tích trong cả hai trường hợp đều phản ánh tương tác của lực quán tính
dòng chảy ra và dòng chảy rối đi kèm, lực ma sát đáy, lực gây nổi do sự phân tầng
tỷ trọng và chế độ năng lượng của khối nước tiếp nhận vào (Wright và Sonu,
1975). Tuy nhiên, có hai điểm khác biệt cơ bản thường phân biệt giữa lạch triều
hồ nước mặn (lagoonal inlet) với cửa sông (Oertel, 1982).
- Lạch triều hồ nước mặn chịu ảnh hưởng của các dòng chảy nhật triều hay
bán nhật triều.
- Lạch triều hồ nước mặn có hai cửa đối diện nhau, một là hướng ra biển, cửa
kia hướng vào bồn nước mặn. Các cấu tạo trầm tích tạo thành ở cả hai cửa này là
khác nhau vì sự khác nhau về năng lượng, tỷ trọng nước và các yếu tố hình học.
(3) Phần này điểm lại dòng triều chảy vào lạch triều và liên hệ nó với các cấu
trúc trầm tích thấy ở các dòng chảy chảy và gần các cửa. Một vài mô hình khái
niệm được xem xét và đối sánh với các quá trình đã quan sát đựoc ở các vùng bờ
đại Tây Dương và bờ vịnh ở Hoa Kỳ.
(4) Chuyên từ hồ nước mặn (lagoon) để gọi tên hồ (pond) hoặc vịnh
(embayment) mà được nối tiếp với biển cả qua các lạch triều. Họng (throat) của
lạch triều là đới có thiết diện nhỏ nhất, dòng chảy ra từ đó có vận tốc cao nhất.
Hẻm (gorge) là phần sâu nhất của lạch triều và có thể kéo dài về phía biển cũng
như vào đất liền (Oertel, 1988). Bãi cạn và châu thổ thường được dùng thay thế
cho nhau, để mô tả một thực thể cát do triều thoái tạo ra và nằm ở cửa hướng ra
biển của lạch triều.
b. Văn liệu kỹ thuật
Những nghiên cứu khởi đầu về tính bền vững của lạch triều được Francis
Escoffier thực hiện (1940,1977). O’Brien (1931,1976) đã rút ra mối liên hệ thực
nghiệm tổng quát giữa kích thước của lạch triều và thấu kính nước triều (tidal
prism). Keulegem (1967) đã xây dựng một thuật toán để liên hệ thấu kính nước
triều với thiết diện ngang của lạch triều. Bruun (1966) cũng nghiên cứu lạch triều
và sự xê dịch của chúng dọc theo bờ, và Bruun và Gerritsen (1959,1961) cũng đã

đề cập vấn đề phân dòng (bypassing) và tính ổn định của lạch triều. Hubbard,
Oertel và Nummendal (1979) đã mô tả ảnh hưởng của sóng và dòng triều đối với
các lạch triều ở Carolinas và Georgia. Hàng trăm công trình khác cũng đã được
tham khảo trong các báo cáo “Điều tra tổng quát về lạch triều” (GITI) của USACE
(Barwis,1976) trong các tập chuyên đề như “Thuỷ động lực và động lực trầm tích
của các lạch triều (Aubrey và Weishar, 1988), trong sách giáo khoa về môi trường
ven bờ (Carer,1988; Cronin,1975; Komar,1976), và trong các bài báo tổng quan
(Boothroyd, 1985); Fitz Gerald, 1988). Những bài viết sớm hơn về mặt kỹ thuật
công trình đối với lạch triều cũng được trích dẫn trong tác phẩm của
Castaner,1971. Còn có vô vàn văn liệu nước ngoài về lạch triều: Carter (1988)
trích dẫn một loạt tài liệu tham khảo của nước Anh; Sha (1990) ở Hà Lan;
Nummedal và Penland (1981) và Fitz Gerald, Penland, và Nummendal (1984) ở
Đức; và Hume và Herdendorrf (1988,1992) ở New Zealand.
c. Phân loại lạch triều và sự phân bố địa lý
(1) Các lạch triều (Tidal inlets) thấy có ở khắp nơi trên thế giới có kích thước
và hình dáng rất khác nhau với hàng loạt các đặc trưng địa hình. Vì tính đa dạng
của chúng nên khó có được một phân loại thích hợp cho chúng. Có một cách tiếp
cận là sử dụng tiêu chí năng lượng trong đó các lạch triều được tổ hợp theo năng
lượng sóng (wave energy) và biên độ triều (tidal range) của môi trường trong đó
có các lạch triều.
(2) Cấu tạo địa chất khu vực cũng có thể là yếu tố hạn chế doi chắn và từ đó là
giới hạn sự phát triển của lạch triều. Địa hình cao, đường bờ có thành dốc có ít
không gian để lắng đọng trầm tích hoặc trên hoặc dưới mực nước biển. Các trầm
tích có xu hướng tập trung lại trong các túi giữa các mũi đất, một số ít đầm hồ
nước mặn được hình thành và các lạch triều thường giới hạn ở các cửa sông. Một
thí dụ là bờ biển Thái Bình Dương ở Bắc Mỹ, ở đây ngoài độ dốc lớn nó còn chịu
tác động của sóng cao.
(3) Cấu tạo địa chất bên dưới cũng có thể khống chế sự phân bố và sự ổn định
của các lạch triều. Prince và Parke (1979) đã phát hiện rằng một vài khu vực ở bờ
biển Texas luôn luôn đặc trưng bởi sự hiện diện của các lạch triều mặc dù các

đường dòng chảy (pass) có xu hướng xê dịch tiến – lui trong một phạm vi giới hạn
của bờ biển. Vị trí của các lạch triều cố định này được khống chế bởi các yếu tố
kiến tạo, song các cửa mở (opening) lại được duy trì bởi sự hài hoà đều đặn của
thuỷ triều và chế độ thuỷ lực của thuỷ triều. Nếu các lạch triều của sóng bão cắt
qua doi chắn mà không nằm ở các khu vực có đường dòng chảy bền vững, thì các
lạch triều này thường sẽ mau chóng bị khép kín. Một số lạch triều ở New
England còn có các vết lộ của đá gốc.
d. Các quá trình thuỷ động lực học ở các lạch triều
(1) Mô hình tổng quát của dòng lạch triều (inlet flow)
Mối tương tác của một dòng phun tia (a jet) được phát ra từ một lạch triều
hay một cửa sông có khối nước chảy xuôi là một hiện tượng phức tạp. Người ta xác
định được ba kiểu lớn của các dòng (flow) (Wright, 1985):
Dòng chảy ra với tỷ trọng cao thuộc tầng đáy (hypopycnal outflow) trong đó
nêm nước ngọt tỷ trọng thấp hơn chảy ở bên trên lớp nước biển có tỷ trọng cao
hơn nằm ở phía ngoài cửa sông.
Dòng chảy ra siêu tỷ trọng (hyperpycnal outflow) trong đó nước chảy vào có
tỷ trọng cao hơn và luồn xuống dưới lớp nước ở trong bồn.
Dòng chảy ra đồng tỷ trọng (homopycnal outflow) trong đó dòng phun tia và
nước hạ lưu có cùng tỷ trọng hoặc được pha trộn theo chiều thẳng đứng.
a) Dòng chảy với tỷ trọng cao thuộc tầng sâu. Dòng chảy kiểu tỷ trọng cao
thuộc tầng sâu được phân tầng nằm ngang thường diễn ra với các cửa sông và chi
lưu (Carter,1988; Wright,1985). Thí dụ là dòng nước ngọt sông Amazon phun ra
là rất lớn khi nó toả rộng ra trên mặt biển; các nhà thám hiểm thế giới mới trước
đây đã lấy nước ngọt này từ khi họ còn ở rất xa bờ (Morrison,1974).
b) Dòng chảy siêu tỷ trọng. Điều này xảy ra khi có dòng chảy ra từ hồ nước
siêu mặn hoặc từ sông có nước chứa nhiều trầm tích tới mức tỷ trọng của nước
này cao hơn tỷ trọng nước mà nó đổ vào. Sông Hoàng Hà ở Trung Quốc được coi
là một thí dụ, song còn ít được ấn hành bằng tiếng Anh về hiện tượng khác
thường này (Wright,1985). Hiện vẫn còn chưa biết liệu có một hoàn cảnh nào
thuộc kiểu siêu tỷ trọng này thấy có ở các lạch triều trong phạm vi toàn nước Mỹ

hay không.
(c) Dòng chảy đồng tỷ trọng. Ở phần lớn các lạch triều có các dòng phun tia
mạnh – các dòng chảy một hướng ổn định - được sinh ra khi triều lên và xuống
dọc theo đường bờ mở và mực nước ở trong hồ dâng lên và hạ xuống một cách
tương ứng. Joshi và Taylor (1983) đã mô tả ba thành phần của một dòng phun tia
phát triển đầy đủ như sau:
(1) Khu vực nguồn ở thượng nguồn nơi nước dã hội lưu trước khi đổ vào
đường dòng chảy (lạch triều).
(2) Một dòng mạnh, hạn hẹp trong họng (dòng phun).
(3) Dòng lobe downstream toả tia hướng tâm, chảy xoáy là chính ở phía dưới
cửa lạch triều (H.4.12)
(d) Carter (1988) thông báo rằng phần lớn các dòng phun tia ở lạch triều là
thuộc kiểu đồng tỷ trọng, đặc biệt ở các lạch triều hẹp qua đó nước ở hồ lớn được
đổ ra mà không có một cửa mở ra biển nào khác. Giả sử rằng phát biểu trên đây
áp dụng cho hồ thuỷ triều nơi mà chỉ có một số ít dòng nước ngọt chảy vào. Ở nơi
có lượng lớn nước sông đổ vào, nước trong hồ mặn trở thành nước lợ, và lúc này
hình thành một chế độ dòng chảy phức tạp hơn nhiều. Thí dụ: Ở lạch triều East
Pass ở Florida, bắc vịnh Mexico, dòng chảy trong chính lạch triều bị khống chế
bởi hoặc là triều hạ hoặc là triều cường, nhưng sự phân tầng lại xảy ra ở vịnh
Choctawhatchee trên bãi cạn lúc triều cường, còn ở vịnh Mexico thì nó lại xảy ra
ở bãi cạn lúc triều xuống.
(2) Các dòng phun tia và dòng nguồn hội lưu ở miệng lạch triều
Ở các lạch triều có bờ vững chắc (đặc biệt là các lạch triều có đê chắn sóng)
dòng chảy rối đi qua lỗ cửa vào một hồ lớn vô hạn có thể được coi là một dòng
phun tia tự do (free jet) (Oertel, 1988). Phụ thuộc vào chênh lệch tỷ trọng giữa
nước ở dòng chảy ra và của nước ở nơi đổ vào mà sẽ sinh ra hoặc là dòng phun có
trục hoặc là dòng phun phẳng.
(a) Dòng phun có trục (axial jet). Dòng đồng tỷ trọng chảy qua lỗ cửa sẽ tạo
thành một dòng phun có trục. Trong một hệ lý tưởng không có ma sát hoặc sóng
đánh, miền gần (near field) (đới hình thành dòng) có kích thước chừng 4D hướng

ra biển tính từ miệng của lạch triều, D là đường kính của lỗ cửa (H.4.13a). Ngoài
phạm vi 4D, tại miền xa (far field) dòng phun toả rộng ra và vận tốc triệt tiêu.
Vận tốc ở vùng kề cận được xem là có cùng đại lượng với vận tốc ở bên trong họng.
Dựa trên mô hình này Oertel (1988) cho rằng một dòng chảy hoàn chỉnh sẽ được
hình thành trong phạm vi 4D tính từ họng của lạch triều. Đối với miền xa,
Unluata và Ozsoy (1977) đã tính toán được rằng độ mở rộng của dòng phun tăng
theo hàm số mũ và độ triệt tiêu vận tốc ở đường tâm cũng giảm theo hàm số mũ.
Lạch triều Fort Pierce ở bờ Đại Tây Dương ở Florida là một thí dụ về nơi hình
thành dòng phun có tia rõ nét trong hoàn cảnh triều xuống (Joshi và Taylor,
1983).