Quá trình Phát tán vật chất trong các cửa sông và vùng nước ven bờ ( ĐH khoa học tự nhiên ) - Chương 9 doc

274



Chơng 9. Nghiên cứu những hệ thống Phân tầng
9.1 Giới thiệu
Có những khu vực trong các cửa sông và nớc ven bờ có thể xác định là 'phân tầng'
bởi vì ở đó tồn tại chênh lệch mật độ rất rõ ràng giữa nớc nổi trên mặt và lớp nằm bên
dới. Chênh lệch mật độ có thể do nớc mặt có tỉ lệ nớc ngọt lớn hơn nớc tại các độ sâu,
hoặc cách khác, nớc mặt có thể tơng đối ấm. Trong nhiều trạng thái, những biến đổi
mật độ theo độ sâu có thể kiểm soát bởi cả thay đổi độ mặn lẫn nhiệt độ.


Hình 9.1 Biên hình thành bởi dòng chảy ra của nớc nhiễm mặn từ cửa sông Teign, Tây Nam nớc Anh.
(đợc sự đồng ý của Giáo s K.R. Dyer, Viện của Nghiên cứu Biển, Trờng đại học Plymouth)

Trong cửa sông, sự giảm độ mặn của nớc mặt có thể do việc thâm nhập tự nhiên
của nớc ngọt từ sông chính hoặc những sông nhánh của nó. Ngoài ra, độ mặn của lớp
trên nhiễm mặn có thể bị ảnh hởng bởi lu lợng từ những rãnh tiêu đồng ruộng hoặc
nguồn nớc thải. Cửa sông thể hiện sự thay đổi độ mặn rất rõ ràng tại độ sâu nào đó,
đợc coi nh hiện thân của 'nêm mặn'. Tuy nhiên những hệ thống cửa sông đó, nh
những fio, sâu đến nỗi dòng triều chảy rất yếu theo một cách khác với những hệ thống
nêm mặn và đợc phân loại kiểu 'fio'. Khi triều xuống, nớc bị hãm trong cửa sông trong
thời gian triều lên trở nên tự do lan truyền trên lớp nớc mặn hơn của biển hở. Nó tạo ra

275



trờng dòng chảy đặc trng có thể nhìn thấy nh một khu vực mịn của biển có một biên

rõ rệt so với nớc thô hơn của vùng ven bờ (hình 9.1).


Hình 9.2 Vị trí của những front nhiệt (đánh dấu từ A đến E) trong nớc thủy triều của biển Ai len và English
Channel. (Theo Simpson và nnk., 1977, có sự cho phép)

Những chênh lệch nhiệt độ theo độ sâu có thể hình thành bởi việc làm ấm nớc
gần bề mặt do bức xạ mặt trời, dẫn đến sự kìm hãm xáo trộn thẳng đứng. Độ nổi hãm
nớc ấm ở khu vực gần mặt nớc và xáo trộn do gió/sóng có thể tạo ra một lớp nớc tơng
đối đồng nhất có mật độ thấp nằm trên một lớp sâu hơn, lạnh hơn. Trong những biển
nông, không bị ảnh hởng của nớc ngọt nhập vào, những dòng thủy triều đẩy mạnh xáo
trộn và nếu có đủ năng lợng rối, thì phân bố thẳng đứng của nhiệt độ có thể trả lại sự
đồng nhất cho toàn bộ độ sâu cột nớc. Sự khác nhau tơng đối giữa độ nổi do năng lợng
nhiệt từ mặt trời và năng lợng xáo trộn bắt nguồn từ dòng triều xác định nớc có trở nên
phân tầng hay không. Những biến đổi không gian của cờng độ dòng triều xác định
những vị trí mà tại đó nớc xáo trộn mạnh nằm kề bên nớc phân tầng và dọc theo những
biên nh vậy có thể hình thành các front nhiệt (hình 9.2), đợc nhận thấy rõ ràng nh
những lát mỏng tơng đối mịn.

276



Một đặc tính quan trọng của những hệ thống phân tầng là hiệu quả của chúng
trong việc hạn chế vận chuyển lên trên của động năng rối phát sinh bởi ma sát đáy. Dới
những những điều kiện phân tầng, sự phát tán các chất trong nớc mặt trở nên phụ
thuộc vào rối, phát sinh bởi những bất ổn định tại mặt phân cách mật độ hoặc bởi ứng
suất gió và sóng vỡ trên mặt nớc. Hiệu ứng khác của phân tầng mạnh là sự truyền động
lợng xuống dới bị ngăn chặn mãnh liệt, nh vậy làm cho lớp trên sẽ dễ dàng dịch
chuyển hơn bởi ứng suất gió trên mặt nớc. Trạng thái này tơng tự nh khi đổ kem lên

mặt nớc cà phê; sự thổi nhẹ nhàng có thể làm cho đốm loang của kem chuyển động trong
cốc bởi vì có ma sát nhỏ giữa kem và cà phê. Một hệ quả thứ ba của phân tầng là trọng
lực có thể làm cho lớp nớc mặt lan truyền trên lớp dầy đặc hơn ở dới, làm cho lớp đó
mỏng đi cho đến khi đạt đến một điểm mà tại đó lực này trở nên không đáng kể so với các
lực khác, nh sức cản ma sát tại mặt phân cách và do dao động mặt nớc thủy triều. Sự
lan rộng này tơng tự nh sự lan rộng ban đầu của kem rót lên mặt nớc cà phê, hoặc sự
lan rộng của chất lỏng khi tràn ra trên mặt bàn.
Chơng này khảo sát hiệu ứng phân tầng mạnh lên sự phát tán trong những hệ
thống biển. Đầu tiên, những đặc trng của dòng chảy phân tầng đợc xét chi tiết. Sau đó
những quá trình phát tán trong cửa sông nêm mặn lẫn những fio đều đợc khảo sát, có sử
dụng thực nghiệm hiện trờng để minh họa nhiều đặc tính khác nhau. Những khía cạnh
phát tán trong dòng chảy ra của cửa sông đợc tóm lợc và tầm quan trọng của giai đoạn
này trong phát tán cửa sông đợc thể hiện bằng việc đánh giá nồng độ của chất ô nhiễm
tại đáy biển. Sự chuyển động liên tiếp và sự phát tán của nớc nhiễm mặn phát ra từ cửa
sông sẽ đợc thảo luận và cuối cùng là xem xét sự hình thành những front.
9.2 những fio và cửa sông Nêm mặn
9.2.1 Các đặc tính của cửa sông nêm mặn
Khi nớc ngọt chảy vào một cửa sông là lớn và dòng triều là yếu, một sự khác biệt
rõ rệt về độ mặn có thể xuất hiện giữa lớp trên và lớp thấp hơn. Sự khác nhau này xuất
hiện vì năng lợng rối từ dòng triều không đủ để xáo trộn một cách đáng kể nớc mặn với
nớc có nguồn gốc sông. Nếu không có ma sát giữa những lớp cao hơn và thấp hơn, mặt
phân cách phải nằm ngang và trải rộng lên thợng lu cho đến khi nó chạm đáy sông
đang cao dần lên. Trong thực tế, một ít ma sát tại mặt phân cách làm cho nó nghiêng
xuống dới về hớng thợng lu, nh vậy hình thành xâm nhập mặn theo dạng hình nêm
(hình 9.3). Một phân bố vận tốc tiêu biểu trung bình thủy triều trên một mặt phẳng cắt
qua chiều rộng cửa sông minh họa sự đồng nhất của vận tốc mặt nớc đến độ sâu của mặt
phân cách độ mặn, tại đó hớng dòng chảy đảo ngợc. Phân bố của muối xấp xỉ đồng nhất
trong mỗi lớp, những khác nhau tiêu biểu khoảng 20,0 giữa các lớp, nh đợc minh họa
bằng ví dụ cửa sông Duwamish chảy vào Puget Sound tại Seattle (Partch và Smith,
1978). Trong những hệ thống đủ lớn để lực Coriolis trở nên đáng kể và không bị ảnh

hởng bởi những chỗ uốn cong, mặt phân cách mật độ có xu hớng dốc nghiêng xuống
phía bên phải nhìn ra phía biển; độ dốc có góc ngợc lại trong nam bán cầu.

277



Một đặc tính của hệ thống nêm mặn là gradient mật độ lớn tại mặt phân cách
ngăn chặn rất mạnh rối thẳng đứng, nh vậy làm giảm xáo trộn qua mặt phân cách
xuống một mức rất thấp. Tuy nhiên, nếu vận tốc tơng đối của lớp mặt nớc so với lớp
thấp hơn vợt quá một giới hạn nhất định, bất ổn định có thể xuất hiện tại mặt phân
cách, tạo ra sự dịch chuyển hớng lên trên của muối từ nêm mặn.


Hình 9.3 Hình dạng đặc trng của xâm nhập mặn trong một cửa sông nêm mặn

Sự dịch chuyển này của muối là quá trình một chiều, trong đó không có chuyển
động xuống dới tơng ứng của nớc ngọt, và đợc phân loại nh sự cuốn theo. Trong các
cửa sông sâu, chuyển động trong lớp thấp hơn sẽ có vẻ đặc biệt chậm bởi vì diện tích mặt
cắt lớn và vận tốc tơng đối sau đó chủ yếu do sức mạnh của dòng chảy sông. Dới những
điều kiện dòng chảy nớc ngọt lớn, các cửa sông nh vậy có thể lệ thuộc vào sự cuốn theo
đáng kể của muối từ lớp thấp hơn vào trong dòng chảy mặt đang chuyển động về phía
biển. Những quan trắc chỉ ra rằng độ mặn tại mặt nớc tăng về phía biển trong khi độ
mặn của lớp thấp hơn lại khó biến đổi. Hơn nữa, quá trình cuốn theo tạo ra sự tăng thể
tích về phía biển và điều này đạt đợc do vận tốc dòng chảy tăng lên chứ không phải lớp
mặt xuống sâu hơn. Để duy trì sự cân bằng thể tích của hệ thống, tổn thất nớc từ lớp
thấp hơn bởi sự cuốn theo đợc đền bù bằng một chuyển động chậm về phía đất của nớc
từ biển. Quá trình cuốn theo này đợc minh họa trong hình 9.4. Cơ chế minh họa thể hiện
điều kiện trung bình thủy triều, và nó chồng lên chuyển động lên xuống của thủy triều.
Những quan trắc đã để lộ ra rằng, một vài cửa sông chỉ cho thấy những đặc trng nêm

mặn thực sự khi triều lên và thể hiện nh các hệ thống xáo trộn khi triều xuống. Bởi vậy,
những khía cạnh này đợc xét riêng rẽ trong những mục sau.

278



9.2.2 Chuyển động khi triều lên trong cửa sông nêm mặn
Những khảo sát trong phòng thí nghiệm đã chỉ ra một nêm mặn có thể hình thành
và dịch chuyển dới một lớp nổi hơn ra sao. Để minh họa những hiệu ứng xuất hiện, có
thể thử nghiệm bằng một thực nghiệm đơn giản là đặt một thùng hình chữ nhật với một
vách chắn thẳng đứng ngăn nớc ngọt với dung dịch muối, độ sâu của chất lỏng là nh
nhau ở hai phía của vách ngăn (hình 9.5). Khi rút nhẹ vách ngăn, cột nớc có áp suất lớn
hơn tại phía mặn của thùng đẩy dung dịch muối xuống dới nớc ngọt, và để duy trì tính
liên tục thể tích, một dòng chảy bù mang nớc ngọt chảy trên dòng xâm nhập mặn.


Hình 9.4 Hoàn lu cuốn theo trong một hệ thống nêm mặn. (Theo Bowden, 1967)

Bởi vì một trạng thái tơng tự xuất hiện khi mở cửa cống cho phép xáo trộn nớc
có mật độ khác nhau, những khảo sát đợc nói đến nh vậy gọi là thực nghiệm thông
thuỷ (Turner, 1973: tr. 70). Mặc dầu sự trao đổi nớc muối và nớc ngọt chỉ kéo dài một
vài giây, thực nghiệm này cho thấy rằng những sóng hình thành trên mặt phân cách mật
độ và phản xạ lại mép thùng khi chúng trở nên bị phát tán bởi ma sát ra sao.
Nhiều thực nghiệm thông thuỷ đợc kiểm soát đã đợc thiết lập trong phòng thí
nghiệm (Simpson, 1997: tr. 140 -55). Hiệu ứng của ma sát biên lên dạng xâm nhập mặn
đợc thể hiện bởi một thực nghiệm thiết kế đặc biệt. Trong thực nghiệm này, nớc đợc
bơm vào một thùng kính có thành đứng song song ở một mức ổn định. Một phần của đáy
thùng có một vành đai băng tải linh hoạt có thể chuyển động với cùng vận tốc nh nớc đi
vào, nh vậy loại trừ sức cản ma sát lên dòng chảy (hình 9.6). Một dung dịch muối đợc

liên tục đa vào tại điểm hạ lu của thùng tại đáy, nh vậy cho phép nớc thừa vợt qua
đỉnh. Vận tốc dòng chảy và sàn đợc điều chỉnh cho đến khi ranh giới chủ đạo của xâm
nhập mặn đạt đợc và dừng ngay lập tức tại hạ lu của sàn chuyển động. Thực nghiệm
này tạo ra nêm mặn nh đợc minh họa trong hình 9.6 (a), cho thấy sự hình thành của
những sóng cuộn lên mặt phân cách mật độ. Nếu sàn đợc cố định theo toàn bộ độ dài của
thùng để ma sát ảnh hởng lên chuyển động của dung dịch muối, thì sự hình thành sóng

279



cuộn bị chặn lại và nêm mặn cho thấy dấu hiệu nhỏ của bất ổn định (hình 9.6 (b)). Sự
khác nhau giữa hai trạng thái thực nghiệm đợc minh họa bởi phân bố vận tốc trong
dòng chảy đang tiếp cận ranh giới chủ đạo của xâm nhập mặn. Với một sàn chuyển động,
vận tốc hầu nh đồng nhất theo độ sâu và sự trợt phát sinh bởi nớc dâng lên trên vùng
xâm nhập mặn tạo ra sự hình thành những sóng cuộn đặc trng. Trong môi trờng biển
điều này tơng đơng với sự chuyển động của dòng chảy mật độ trong nớc tơng đối ứ
đọng, trong đó ma sát biên không đáng kể. Một ví dụ là sự lan rộng của nớc ngọt trên
mặt nớc biển, nh xuất hiện tại những cửa sông nhánh hoặc tại nơi dòng chảy ra biển
hở.


Hình 9.5 Thực nghiệm đơn giản để trình bày hiện tợng 'thông thuỷ'

Khi sàn cố định, vận tốc dòng chảy trên vùng xâm nhập bị giảm đáng kể, nh vậy
làm cho độ trợt quá nhỏ để phát sinh cấu trúc sóng cuộn. Trong môi trờng biển, trạng
thái này xuất hiện sớm lúc triều lên, khi chuyển động tiếp tục về phía biển của nớc mặt
ngợc với dòng xâm nhập mặn. Trạng thái này cũng xảy ra tại lúc cuối triều lên, khi
chuyển động lên thợng lu của nêm mặn bị 'giữ lại' bởi dòng chảy về phía biển của nớc
ngọt. Một ví dụ của nó là mặt phân cách mật độ rõ rệt có thể hình thành trong cửa sông

Fraser khi chuyển động triều lên ngừng lại (hình 9.7).
Cấu trúc bên trong của xâm nhập mặn
Những kết quả thực nghiệm trong phòng cho thấy mũi nớc mặn tiến triển dọc
theo đáy thùng, phát sinh chuyển động hớng lên tại mép đầu và hình thành những sóng
cuộn điển hình trong trạng thái sàn chuyển động (hình 9.8). Nớc muối không xáo trộn
với chất lỏng bao quanh đợc mang về phía đuôi xâm nhập. Trong cửa sông Fraser quá
trình này không xuất hiện trong thời gian triều lên vì ma sát đáy làm chậm lại chuyển
động của lớp thấp hơn và phân tầng làm giảm sức cản mặt phân cách lên lớp trên, làm
cho nớc ở trên nêm mật độ tràn qua lớp thấp hơn (Geyer và Farmer, 1989). Về phía đầu
của vùng xâm nhập mặn trong cửa sông Fraser cơ chế này dẫn đến sự vận chuyển đi
xuống, thay vì đi lên của nớc. Nh vậy có hai ô hoàn lu, một ô tại đầu quay lên và ô kia
quay xuống, không nh một ô đơn giả thiết trong hình 9.8. Sức mạnh tơng đối của hai ô

280



này phụ thuộc vào độ lớn sức cản đáy lên xâm nhập mặn. Những xuất hiện theo ba chiều
của đầu xâm nhập có thể thấy trong thực nghiệm trong phòng gồm các sóng cuộn, mấu và
khe (hình 9.9).



Hình 9.6 Thực nghiệm thiết lập để khảo sát xâm nhập mặn. (Theo Simpson, 1987, đợc sự đồng ý của
Cambridge University Press)


Hình 9.7 Mặt phân cách mật độ trong cửa sông Fraser vào lúc cuối triều lên. (Theo Geyer và Fanner, 1989,
đợc sự đồng ý của Hội Khí tợng Mỹ)

Những quan trắc khi triều lên giả thiết rằng sự hình thành sóng cuộn là do những
bất ổn định trợt Kelvin - Helmholtz, xuất hiện khi số Richardson gradient nhỏ hơn giá
trị phân giới là 0,25 (mục 3.6.3). Trong cửa sông Fraser thấy rằng Ri gần đến 0,25 cả
trong nớc bị trợt mạnh trên nêm mật độ, lẫn trong lớp xáo trộn phía dới, dù sự phân
tầng đáng kể trong khu vực trớc và không đáng kể trong khu vực sau. Điều này nói lên

281



rằng những gradient vận tốc và độ mặn đợc duy trì bằng những bất ổn định K H, phát
triển khi Ri < 0,25. Sự phân tầng mạnh nh vậy làm tăng cờng độ trợt, tạo ra rối làm
cho Ri nhỏ hơn 0,25; sự phân tầng yếu liên hệ với độ trợt tơng đối khiêm tốn, bảo đảm
rằng Ri không bao giờ trở nên nhỏ hơn 0,25.


Hình 9.8 Hoàn lu tại mép đầu của xâm nhập mặn



Hình 9.9 Khu vực front của nêm mặn tiến dọc theo sàn của một thùng nớc ngọt. (Đợc sự đồng ý của J.E.
Simpson, Khoa Toán ứng dụng và Vật lý Lý thuyết, Đại học Tổng hợp Cambridge)

Dựa trên những phân bố trong cửa sông Fraser theo những thời gian khác nhau
trong chu kỳ thủy triều, hiển nhiên tần số xuất hiện những giá trị Ri dới 0,25 là lớn hơn
trong thời kỳ giữa và cuối lúc triều xuống chứ không phải vào thời kỳ nào khác (Geyer và
Smith, 1987). Bởi vậy sự duy trì những gradient vận tốc và độ mặn đợc thấy một cách
khái niệm, là do những bất ổn định trợt gián đoạn, mà thờng xuyên hơn ở trên và ở
dới nêm mật độ. Cần thấy rằng giá trị cao nhất của Ri đã cho trong phân bố (hình 9.10)
là hơi tuỳ tiện vì nó phụ thuộc vào quy trình lấy trung bình đợc sử dụng để giữ cho Ri

hữu hạn ở vận tốc lớn nhất. Điều này nảy sinh bởi vì có điểm yếu trong định nghĩa Ri. Tại

282



độ sâu mà du/dz = 0, nh thờng có thể xuất hiện trong những dòng chảy tự nhiên, Ri có
xu hớng tiến đến vô hạn; xu hớng cực trị này thờng đợc kiểm soát bằng việc lấy một
giá trị tuỳ chọn nhỏ nhất cho phép đối với sự trợt thẳng đứng khi tính toán Ri.
9.2.3 Chuyển động khi triều xuống trong cửa sông nêm mặn
Những điều kiện xáo trộn trong cửa sông nêm mặn khi triều xuống rất khác so với
những gì xuất hiện khi triều lên. Khi bắt đầu triều xuống, nêm mặn, đợc giữ lại vào cuối
lúc triều lên, là gần nh ổn định và có xu hớng có mặt phân cách rõ rệt với nớc phía
trên của nó. Mức độ phân tầng này cho phép dòng chảy sông chảy trên vùng xâm nhập
mặn, phát sinh sự trợt rõ rệt qua mặt phân cách. Tuy nhiên, mức độ ổn định thờng lớn
đến mức trong một hệ thống nêm mặn thì xáo trộn ít xuất hiện, nh trờng hợp chuyển
động triều xuống sớm trong cửa sông Fraser (Geyer và Farmer, 1989). Sự chảy tràn của
nớc sông trên nớc nhiễm mặn của cửa sông cũng có thể quan trắc trong các nhánh phía
trên của một vài cửa sông, có thể phân loại nh 'phân tầng một phần'. Một ví dụ là cửa
sông Tamar phía Tây Nam nớc Anh, trong đó xu hớng phân tầng tăng lên trong thời
gian triều xuống do xáo trộn rối bị hạn chế gần giới hạn xâm nhập mặn (West và nnk.,
1990). Xa hơn về phía biển, xáo trộn thủy triều trong của sông Tamar làm vỡ cấu trúc
nêm mặn khi triều xuống, tạo ra một phân bố muối tiêu biểu cho hệ thống phân tầng một
phần.
Một khi độ cao thủy triều hạ thấp tại biên phía biển của cửa sông nêm mặn,
gradient mặt nớc sẽ dốc và áp suất kết quả trở nên đủ mạnh để đẩy nêm mặn về phía
biển. Sức cản ma sát tại đáy cản trở chuyển động này của muối và sự trợt đáng kể có thể
thiết lập qua mặt phân cách mật độ. Sự trợt này có thể gây ra những bất ổn định K-H,
làm cho nêm mật độ dày lên đáng kể vì nớc ngọt xáo trộn với nớc mặn tại mặt trên của
nêm mặn. Tại giai đoạn này lúc giữa kỳ triều xuống, một vài cửa sông dờng nh trải qua

sự xáo trộn nhanh, làm thay đổi cấu trúc mật độ thẳng đứng từ hai lớp trở thành liên tục
phân tầng, hoặc xáo trộn hoàn toàn trong một vài thời điểm. Giai đoạn xáo trộn nhanh
này đợc nói đến nh chu kỳ tăng cờng xáo trộn (IMP) và vẫn còn các tranh luận đối với
nguyên nhân của nó.
Vào lúc cuối triều xuống, nêm mặn có thể khó xác định rõ khi nó bị vỡ thành các
đốm loang do xáo trộn không đều và bởi địa hình đáy. Nếu dòng triều chảy xuống và lu
lợng sông đủ mạnh, nớc mặn có thể bị ép ra khỏi cửa sông, để lại một gradient mật độ
rõ ràng giữa nớc ven bờ và cửa sông lúc nớc thực tế. Nói cách khác, xâm nhập mặn có
thể còn lại trong các cửa sông vào thời gian cuối triều xuống, cho phép nó lần nữa bắt đầu
thâm nhập về hớng đất khi gradient mặt nớc trở nên nhỏ vì thời gian nớc thực tế
đang đến.
Một đặc tính chung của cửa sông nêm mặn khi triều xuống là ở chỗ khi nêm mật
độ dày lên, nó cũng sâu hơn khi độ mặn mặt nớc và đáy trở nên tơng đối không đổi.
Đặc tính này đợc minh họa bằng ví dụ cửa sông Fraser (hình 9.11 (a)) trong đó sự khác
biệt độ mặn tại mặt nớc và đáy quan trắc đợc là 26,0 trong thời gian giữa lúc triều
xuống (Geyer và Farmer, 1989). Những bản ghi hồi âm cho thấy những sóng cuộn K - H
hiện hữu trong nêm mật độ trong thời gian này, hỗ trợ giả thuyết rằng những bất ổn định

283



trợt về cơ bản có trách nhiệm với xáo trộn. Trong nêm mặn và với phạm vi độ mặn từ 5,0
đến 25,0, những số Richardson gradient nhỏ hơn 0,25 với một tỉ lệ đáng kể; những tính
toán này xem xét sự trợt vận tốc bổ sung bởi sóng nội. Phát hiện này lần nữa giả thiết
rằng bất ổn định trợt K - H là cơ chế trội. Phân bố vận tốc trong Fraser phù hợp với
những phân bố độ mặn (hình9.11 (b)), cũng tơng đối tuyến tính qua nêm mật độ và có
gradient tơng tự tại mỗi thời gian phân bố. Sự duy trì mối tơng tự này trong chu kỳ xáo
trộn đợc xét đến nói lên rằng xáo trộn động lợng và độ mặn đợc thực hiện với những
mức độ tơng tự, dẫn đến tỷ lệ K

z
/N
z
= 1.0 (xem mục 3.5.1).


Hình 9.10 Sự biến đổi của vận tốc, độ mặn và số Richardson gradient với độ sâu trong cửa sông Fraser.
(Theo Geyer và Smith, 1987, đợc sự đồng ý của Hội Khí tợng Mỹ)

Xáo trộn không xuất hiện đồng đều khắp cửa sông mà có vẻ đợc thúc đẩy bởi hình
dạng của địa hình. Thậm chí một sự co hẹp tơng đối nhẹ thờng đủ để thay đổi dòng
chảy nội từ dới phân giới đến trên phân giới. Khi điều này xảy ra, một khu vực xáo trộn
mở rộng đợc hình thành ở hạ lu chỗ co hẹp. Một khi năng lợng đợc lấy từ dòng chảy
trung bình để duy trì quá trình xáo trộn, dòng chảy trở lại dới phân giới tại khoảng cách
nào đó kể từ mặt cắt thúc đẩy sự bất ổn định. Bốn khu vực mở rộng phân biệt rõ rệt đã
đợc quan trắc bằng máy hồi âm trong thời gian triều xuống tại cửa sông Fraser (hình
9.12). Vào lúc cuối triều xuống những vệt loang này tiếp tục đợc phát hiện nhng cấu
trúc của nêm mật độ bị phá vỡ mãnh liệt bởi giai đoạn đó của thủy triều.


284





Hình 9.11 Những phân bố trong các cửa sông Fraser khi triều xuống đối với (a) độ mặn và (b) vận tốc.
(Theo Geyer và Smith, 1987, đợc sự đồng ý của Hội Khí tợng Mỹ)

285



Đã lập luận rằng sự khởi đầu của dòng chảy trên phân giới có ảnh hởng lên bất
ổn định trợt qua mặt phân cách mật độ thông qua những thay đổi đối với sức cản đáy
(Geyer và Farmer, 1989). Nếu số Richardson tổng hợp nhỏ hơn 1,0 (ứng với số Froude tại
mặt phân cách lớn hơn 1,0) thì hớng chuyển động của lớp thấp hơn có xu hớng về phía
biển, làm cho sức cản tăng lên đối với dòng triều xuống. Khi dòng triều xuống tăng đến
cực đại của nó, sức cản đáy tăng lên và làm tăng sự trợt qua mặt phân cách mật độ. Cần
thấy rằng sự trợt này chỉ bị hạn chế bởi sức mạnh của dòng triều xuống. Trạng thái này
trái ngợc với điều kiện dòng chảy dới phân giới trong đó sự trợt qua mặt phân cách bị
hạn chế bởi gradient tà áp; độ trợt này có giá trị cực đại khi Ri
B
= 1,0 và sẽ có vẻ nhỏ hơn
đáng kể so với độ trợt xuất hiện từ ma sát đáy dới dòng chảy trên phân giới.
Có thể còn một nguyên nhân khác của xáo trộn mạnh quan trắc trong cửa sông
nêm mặn khi triều xuống là sự tạo thành nớc nhảy thuỷ lực nội (mục 3.3.3). Cơ chế này
đợc đề xớng để giải thích xáo trộn đã quan trắc trong cửa sông Duwamish (Partch và
Smith, 1978). Những thay đổi tiêu biểu trong cấu trúc trớc đây, trong và sau IMP đợc
cho thấy trong hình 9.13. Thoạt tiên, nêm mật độ nằm trên một lớp sâu đồng nhất (hình
9.13 (a)) và trong thời gian xáo trộn nêm mật độ sâu hơn và một lớp xáo trộn không đồng
nhất hình thành gần mặt nớc (hình 9.13 (b)). Vào khoảng cuối chu kỳ xáo trộn, lớp nớc
mặt xáo trộn bị chìm sâu hơn đáng kể, và có hai trờng hợp khi dòng chảy triều xuống
mạnh, gradient mật độ đợc thấy gần đáy (hình 9.13 (c)). Có thể thấy rằng những phân
bố điển hình này mang đến một sự tơng tự với những gì quan trắc đợc trong cửa sông
Fraser (hình 9.11). Tuy nhiên, giải thích IMP đề xớng bởi Partch và Smith rõ ràng khác
với cơ chế đợc giả thiết cho sông Fraser.
Partch và Smith nhận thấy rằng xáo trộn khi triều xuống trong Duwamish bắt
đầu khi Fr khoảng 0,3 ứng với giá trị thực nghiệm và lý thuyết là 1/ cho dòng chảy liên

tục phân tầng (Long, 1955); điều này tơng đơng với giá trị 10 đối với số Richardson
tổng hợp. Sự xáo trộn này xuất hiện khi cấu trúc thẳng đứng giống nh cấu trúc minh
họa trong hình 9.13 (a) và đợc lấy để nói lên rằng xáo trộn là do độ dốc và sự phá vỡ các
sóng nội với hình thức thấp nhất (tức là bớc sóng dài nhất). Sự hình thành tiếp theo của
lớp xáo trộn phía trên nh trong hình 9.13 (b) có nghĩa là dòng chảy gần giống một hệ
thống hai lớp, trong đó những bớc sóng dài nhất có thể lan truyền nhanh hơn, do đó có
nhiều động năng tiềm tàng sẵn sàng hơn để biến đổi thành rối. Những giá trị của Ri
B
gần
đến 1 khi cấu trúc hai lớp trải qua sự biến đổi nhanh do sự phát triển của xáo trộn mạnh.
Partch và Smith quy hiện tợng này cho nớc nhảy thủy lực nội bởi vì IMP bắt đầu trong
một dòng chảy thực chất là hai lớp. Vì những điều kiện dòng chảy phân giới đòi hỏi để
thúc đẩy xáo trộn mạnh lại phụ thuộc vào sự thay đổi diện tích mặt cắt ngang dọc theo
cửa sông, Partch và Smith đánh giá rằng ít hơn một nửa độ dài toàn bộ của nêm mặn
trong Duwamish bị ảnh hởng bởi xáo trộn mạnh, và khoảng một phần t dòng muối
thẳng đứng phải do một nớc nhảy thuỷ lực.
Nhiều cửa sông có dạng hình phễu nên diện tích mặt cắt ngang tăng lên và vận tốc
trung bình giảm về phía biển. Nh vậy, vì dòng chảy tăng khi triều xuống, dòng chảy
chảy nhanh hơn và do đó những điều kiện phân giới có vẻ xuất hiện sớm hơn tại biên
thợng lu và việc bắt đầu xáo trộn mạnh đợc thấy liên tục sau đó tại những mặt cắt hạ

286



lu. Trạng thái này đợc quan trắc trong cửa sông Tees, một hệ thống phân tầng một
phần (Lewis, 1985). Mặc dù hiện tợng cũng có thể xuất hiện do bình lu của nớc xáo
trộn xuống hạ lu, sự trợt vận tốc mạnh trong Tees phải có xu hớng làm phân tầng một
đốm loang xáo trộn và bình lu đơn giản có vẻ không phải là một giải thích (New và nnk.,
1986).

Hình 9.12 Bản ghi hồi âm của những khu vực xáo trộn trong cửa sông Fraser. Những bất ổn định dờng
nh tăng lên từ chỗ co hẹp ngang tại 11,5, 14, 16 (và) 18 km. (Theo Smith và Greyer, 1987, đợc sự đồng ý
của Hội Khí tợng Mỹ)


Hình 9.13 Những thay đổi cấu trúc liên quan đến chu kỳ xáo trộn mãnh liệt trong cửa sông Duwamish.
(Theo Partch và Smith, 1978, đợc sự đồng ý của Academic Press )

Xáo trộn mãnh liệt khi triều xuống trong các cửa sông Fraser và Duwamish tạo ra
thay đổi cấu trúc tơng tự, liên quan đến dòng chảy đạt đến điều kiện phân giới, trong đó
Ri
B
= Fi = 1,0. Trong cửa sông Fraser, cơ chế đề xớng là dòng chảy trên phân giới làm
tăng sức cản đáy và tạo ra bất ổn định trợt K - H. Trong cửa sông Duwamish, đề xuất
rằng dòng chảy trên phân giới chặn năng lợng sóng nội lại nhiều hơn, nên chúng phát
sinh một nớc nhảy thuỷ lực với rối liên quan đến nó. Một yếu điểm trong lý luận này là
những sóng nội phải có mặt để một IMP xuất hiện, và mặc dù điều này giống nh những
điều kiện phân tầng của cửa sông nêm mặn, điều ngạc nhiên là thấy những sóng hiện
hữu dới những điều kiện dòng chảy khác nhau, theo đó những IMP đã đợc quan trắc.
Một yếu điểm thứ hai trong lý luận nớc nhảy thuỷ lực là sự tăng thế năng phát sinh bởi
xáo trộn mạnh là quá lớn để quy hoàn toàn cho sóng nội. Ví dụ, đã đánh giá rằng khoảng
65 % năng lợng sóng trên đơn vị độ dài cần có để xét những thay đổi thế năng do xáo
trộn trong cửa sông Tees (thừa nhận hệ thống phân tầng một phần), trong khi năng lợng
xáo trộn cực đại sẵn có từ sóng vỡ chỉ khoảng 15-20 % (Dyer và New, 1988). Chắc là sai

287

lầm khi kết luận rằng nớc nhảy thuỷ lực không đóng góp cho quá trình xáo trộn hoặc
thậm chí chúng không xuất hiện. Kết quả đo hồi âm trong Thủy đạo Rotterdam đã để lộ
ra những đặc tính nh vậy (Pietzrak và nnk., 1991) và hoàn toàn có thể rằng, những nớc
nhảy nh vậy dẫn đến sự vỡ ban đầu của mặt phân cách mật độ, nh vậy cho phép rối
phát sinh từ đáy để hoàn tất quá trình xáo trộn.
Sự có mặt của những sóng nội trong cửa sông phân tầng đã đợc coi nh một bằng
chứng về sự hình thành dòng chảy hai lớp (hình 9.13 (b)), đợc trợ giúp bởi việc thải năng
lợng từ sóng, do vậy trợ giúp sự đổ nhào bởi những sóng cuộn K-H. Sự giảm phân tầng
kế tiếp sẽ tạo một cơ hội cho động năng rối bởi ứng suất đáy thâm nhập vào nêm mật độ
và có lẽ tạo nên sự đồng nhất hoàn toàn. Tuy nhiên, sự phát triển của phân bố mật độ dốc
gần đáy, nh trong hình 9.13 (c), không phải biểu thị của rối đáy mạnh. Nếu giai đoạn
này xuất hiện, thì sự xáo trộn kế tiếp sẽ có vẻ phần nhiều là do cơ chế bất ổn định trợt,
theo đề xuất của Geyer và Farmer, hơn là cơ chế nớc nhảy thuỷ lực nội, theo đề xuất của
Partch và Smith.
Những biến đổi mức độ xáo trộn trong các cửa sông nêm mặn đã đợc quan trắc để
lập tơng quan với những thay đổi độ lớn thủy triều (ví dụ sông James, York và
Rappahannock (Haas, 1977); sông Columbia (Jay và Smith, 1990); Puget Sound (Geyer
và Cannon, 1982); sông Duwamish (Partch và Smith, 1978)). Điều này quy cho sự phụ
thuộc của dòng chảy trên phân giới vào vận tốc thủy triều đối với một độ lớn thủy triều
đặc trng.
9.2.4 Các đặc trng của fio
Những fio giống với cửa sông nêm mặn ở chỗ nớc từ các sông chảy vào không trở
nên xáo trộn mật thiết với lớp có muối nằm bên dới. Tuy nhiên, những fio có xu hớng là
những đặc tính ở rất sâu và do đó dòng triều yếu hơn nhiều so với những hệ thống nêm
mặn có độ lớn thủy triều tơng đơng. Những fio thờng thấy ở những vĩ độ cao trong đó
tác động bào mòn của băng hà đã tạo ra sự hình thành của một hoặc nhiều thuỷ vực sâu,
đợc ngăn cách ra bởi các ngỡng tơng đối nông. Pritchard (1952) định nghĩa fio là 'một
đờng bờ biển răng ca kéo dài, chứa một thuỷ vực tơng đối sâu với một ngỡng nông
hơn tại miệng'. Sự có mặt của ngỡng tại biên phía biển của fio nh vậy phân biệt nó với

cửa sông và đặc tính này là đặc biệt quan trọng vì độ sâu của nớc trên ngỡng điều
khiển sự trao đổi nớc của fio với biển hở. Trong những fio ở Na Uy độ sâu ngỡng có thể
xếp loại từ một vài mét đến 200 m, trong khi độ sâu của thuỷ vực từ khoảng 600 m đến
1300 m, giá trị này đợc thấy trong Sognefjord.
Nớc ngọt chảy ra từ fio hình thành một lớp tơng đối mỏng tại mặt nớc. Với cửa
sông nêm mặn, nớc mặn bị cuốn vào lớp trên, làm cho dòng chảy tăng về phía biển và độ
mặn tăng thêm. Một dòng chảy bù về phía đất mang nớc qua ngỡng và vào trong fio,
nói chung chỉ ngay dới lớp mặt, mặc dù dòng chảy về phía đất này thờng yếu đến nỗi
độ sâu dòng chảy của nó khó xác định. Mặc dầu một mặt phân cách mật độ rõ nét có thể
phát triển, trong đó sự trao đổi giữa lớp mặt và lớp thấp hơn về cơ bản là quá trình cuốn
theo, sự có mặt của bất kỳ xáo trộn khuếch tán nào cũng hình thành một nêm mặn giữa
các lớp. Nh vậy những phân bố tiêu biểu giống với những gì đợc thấy trong hình 9.14.

288



Trong một tổng quan những lý thuyết về động lực học fio, Pedersen (1978) lý luận rằng
xáo trộn khuếch tán nào đó phải xuất hiện để bảo đảm đạt đợc sự cân bằng giữa ứng
suất trợt mặt phân cách và gradient áp suất trong dòng chảy ngợc ở lớp thấp hơn. Điều
này có nghĩa là trong trờng hợp trạng thái ổn định, mặt phân cách mật độ phải dốc
ngợc về phía biển, mặc dù với một góc rất nhỏ, và mặt nớc tự do dốc xuống dới theo
hớng đó. Bởi vậy, động lực học rất quen thuộc với những gì đợc thảo luận trong mục
3.2.4 đối với một hệ thống xáo trộn hoàn toàn. Nếu chiều rộng fio không đổi và vận tốc
không tăng thêm, sự mỏng ra của lớp mặt nớc nh đợc minh họa trong hình 9.14, chỉ có
thể đạt đợc bởi sự vận chuyển thực tế của nớc nhiễm mặn xuống lớp thấp hơn, trong đó
nó đợc mang về phía đất bởi dòng chảy. Nh vậy tác động khuếch tán có thể tạo nên sự
bẫy vật chất trong fio, mà rõ ràng có những hậu quả đối với những chất ô nhiễm thải
xuống lớp mặt.

Hình 9.14 Phân bố mật độ trong một fio. (Theo Pedersen, 1978)

Có sự thay đổi rõ rệt theo mùa trong phân tầng xuất hiện ở những fio, vì vào mùa
đông ở những vĩ độ cao giáng thuỷ thờng là tuyết rơi, và nh vậy nớc ngọt nhập vào hệ
thống nhỏ cho đến khi tuyết tan xuất hiện trong mùa xuân hoặc mùa hè đến sau đó. Tại
biên phía biển của Hardangerfjord, ví dụ, gradient độ mặn thẳng đứng trong lớp 50 m là
khoảng 0,01 trên m trong tháng Hai, nhng nó tăng đến 0,07 trên m trong tháng Tám; độ
mặn của nớc sâu xấp xỉ 35,0 suốt năm (Saelen, 1967). Những cấu trúc nhiệt độ thẳng
đứng phức tạp có thể thấy trong những fio, trong đó mật độ nớc do băng tan chảy vào
làm cho nó chìm xuống dới mặt nớc khi lúc đầu đi vào fio.
9.2.5 Dòng chảy vào và dòng chảy ra từ những fio
Sự phát tán chất trong fio phụ thuộc vào liệu có phải sự cuốn theo hoặc xáo trộn
khuếch tán đang thống trị việc vận chuyển qua mặt phân cách mật độ. Nếu cuốn theo là
quá trình thống trị, nh trờng hợp trong điều kiện tuyết tan mùa hè, thì lợng chất
khuếch tán vào trong lớp thấp hơn có thể tơng đối nhỏ và mối quan tâm tập trung vào
sự pha loãng và ngập tràn trong nớc mặt. Mức độ cuốn theo phụ thuộc vào sự khác biệt
vận tốc và mật độ giữa các lớp. Theo cách đó khi độ mặn mặt nớc tăng lên về phía biên

289



biển của fio, những chất trong lớp trên có thể giảm nồng độ bởi sự cuốn theo của nớc từ
dới. Nh vậy sự tăng liên tiếp độ mặn mặt nớc có thể sử dụng nh một số đo mức độ
cuốn theo.
Khi tuyết tan ban đầu đã kết thúc, có thể đạt đến một trạng thái xấp xỉ ổn định
trong đó lu lợng thể tích chảy ra của những tầng nớc mặt Q
vu
, cùng với lu lợng sông

R, cân bằng với lu lợng chảy vào Q
vl
. Tại một mặt cắt đã cho, lu lợng chảy vào và
chảy ra có thể biểu thị dới dạng độ mặn trong những lớp thấp hơn và cao hơn. Cách tiếp
cận này biết nh Định lý Thủy văn Knudsen (Dyer, 1973: tr. 70) và tạo ra những phơng
trình
ul
l
vu
ss
s
RQ


(9.1)
ul
u
vl
ss
s
RQ


(9.2)
trong đó s
u
, s
l
là độ mặn trong những lớp thấp hơn và cao hơn, tơng ứng.
Giả thiết rằng không có nguồn vào của sông cho lớp thấp hơn tại đầu của fio. Nh

vậy thể tích chảy trong phần thấp hơn của mặt cắt chọn phải cân bằng với thể tích cuốn
theo qua mặt phân cách mật độ giữa mặt cắt và đầu fio. Nếu diện tích nằm ngang của
mặt phân cách này là A
h
, vận tốc cuốn theo trung bình w lấy từ phơng trình (9.2) bằng

ul
u
h
ss
s
A
R
w


(9.3)
trong đó gạch ngang trên biểu thị những giá trị trung bình giữa đầu fio và mặt cắt đợc
chọn.
Ví dụ
Trong Hardangerfjord vào tháng Tám độ mặn trung bình mặt nớc là khoảng 18,0
và độ mặn trung bình tại nớc sâu là khoảng 35,0. Dòng chảy sông xấp xỉ 1,15 x 10
3
ms
-1

và diện tích của toàn bộ fio là 7,15 x 10
8
m
2

. Sử dụng phơng trình (9.3) giả thiết rằng
vận tốc cuốn theo trung bình là 1,70 x 10
-6
ms
-1
. Điều này thể hiện sự tăng thẳng đứng vào
khoảng 0,15 m một ngày.
Cần chú ý rằng Định lý Knudsen không áp dụng đối với dòng khuếch tán qua mặt
phân cách mật độ, nhng nó có giá trị trong việc đánh giá xấp xỉ lu lợng dòng chảy ra
biển và mức độ trao đổi thẳng đứng bởi cơ chế cuốn theo.
Bởi vì những fio nói chung là sâu và thờng tơng đối tách biệt với biển hở bởi
ngỡng, sự ngập tràn của nớc đáy có thể rất hiếm khi xảy ra và phát sinh những điều
kiện kỵ khí. Dòng chảy vào của nớc thay thế trên ngỡng phía biển có lẽ xuất hiện khi
lu lợng sông cao nhất, ứng với trạng thái mùa xuân hoặc mùa hè đến sau trong những
vĩ độ cao. Tuy nhiên, khu vực ngỡng có xu hớng phụ thuộc vào những dòng mạnh hơn
và bởi vậy xáo trộn rối lớn hơn phần còn lại của fio; yếu tố này có thể dẫn đến tính biến
động đáng kể trong việc xuất hiện những sự kiện dòng chảy vào. Ví dụ, những đo đạc
trong khu vực lân cận ngỡng, nằm giữa cửa ra Lòng dẫn Bắc ở biển Ai len và Thuỷ vực

290



Arran, giả thiết rằng tần số trao đổi nớc trong Firth of Clyde phụ thuộc một phần vào
tần số của những cơn bão mà đủ mạnh để làm cho những thể tích lớn của nớc đi qua
ngỡng (Dooley, 1979).


Hình 9.15 Phân bố thẳng đứng của màu và nhiệt độ quan trắc trong các cửa sông phân tầng mạnh. (Theo
Kullenburg, 1972, đợc sự đồng ý của Hội đồng Quốc tế về Thám hiểm Biển)

9.2.6 Nghiên cứu phát tán trong các fio và cửa sông phân tầng
Một số nghiên cứu chất chỉ thị đã thực hiện bằng cách sử dụng màu phát quang
trong những fio và cửa sông phân tầng và có mức độ trợt rõ rệt (Kullenberg, 1972, 1974).
Màu đợc phun trong chu kỳ 2 - 3 phút tại những độ sâu ở dới mặt nớc, giới hạn từ 2 m
đến 50 m. Đã thấy rằng khi màu đợc thải ngay dới nêm mật độ, sự lan truyền thẳng
đứng bị hạn chế đáng kể, và ví dụ trong Sognefjord bề dày của lớp màu chỉ là 0,08 m
khoảng 12,5 giờ sau khi phun màu. Những lớp mỏng nhất của màu, mà tiêu biểu là dày
0,1 đến 0,4 m, đợc thấy ngay dới những gradient cục bộ sắc nét trong phân bố nhiệt độ
(hình 9.15), trong đó hệ số khuyếch tán có bậc 10
-6
m
2
s
-1
. Dựa vào những khảo sát trong
một số fio và những vùng ven bờ, Kullenberg (1972) tính toán những giá trị đối với K
z
giới
hạn từ 0,05 x 10
-4
đến 1,5 x 10
-4
m
2
s
-1
với giá trị trung bình là 0,13 x 10
-4
m

2
s
-1
.
Dới những điều kiện khuấy do gió, thấy rằng màu đợc thải gần mặt nớc có thể
xáo trộn qua nêm mật độ. Mặc dù rối phát sinh từ năng lợng gió, những giá trị K
z
liên
quan đến vận chuyển qua nêm mật độ vẫn còn nhỏ; những hệ số này có vẻ tỷ lệ nghịch với

291



số Richardson gradient (hình 9.16). Kullenberg kết luận từ những phát hiện thực nghiệm
của ông là trong những fio và cửa sông có nêm mật độ mạnh xuất hiện, những chất hoà
tan và vật chất lơ lửng, nh chất thải, có thể bền vững ở những nồng độ cao do sự bẫy bên
dới những lớp mật độ.


Hình 9.16 Sự thích ứng của hệ số xáo trộn thẳng đứng với số Richardson gradient. (Theo Kullenburg, 1972,
đợc sự đồng ý của Hội đồng Quốc tế Thám hiểm Biển)

9.3 dòng chảy ra từ Cửa sông
9.3.1 Đặc trng của những dòng chảy ra
Sự thật nói chung là nớc nhiễm mặn trên mặt đợc giữ lại trong cửa sông khi triều
lên. Đây là hệ quả của sức cản ma sát tại mặt phân cách mật độ do nớc chảy vào ngợc
với xu hớng của trờng nớc ngọt lớp mặt dịch chuyển về phía biển. Vì dòng chảy khi
triều lên yếu đi, sức cản này giảm và trờng nhiễm mặn bắt đầu dịch chuyển vào vùng
ven bờ. Với sự đảo hớng dòng triều, toàn bộ khối nớc của cửa sông bắt đầu tiến về phía

biển. Khi ra bên ngoài giới hạn cửa sông, nớc mặt trải rộng theo hớng ngang trên nớc
ven bờ có độ mặn nhiều hơn dới tác động của trọng lực, hình thành một vệt loang đặc
trng ven bờ (hình 9.1). Hớng của vệt loang này thay đổi khi dòng chảy mật độ yếu đi và
nó có xu hớng liên kết với dòng chảy dọc bờ. Trờng mật độ thấp này thờng lộ ra bởi
những biến đổi nhanh của độ mặn theo hớng đứng và ngang lên mép biển, và những
điều kiện xáo trộn tơng đối về phía đất của nó. Trờng lan rộng thờng đợc nói đến
nh một vệt loang chảy ra.
Khi triều lên bắt đầu mang nớc vào trong cửa sông, vệt loang chảy ra có thể bị
cắt đứt khỏi miệng cửa sông để hình thành một đốm loang phân biệt của nớc nhiễm
mặn. Nếu nớc ven bờ tại miệng cửa sông là một phần của một vịnh, thì lu lợng của

292



nớc có độ mặn thấp mỗi khi triều xuống có thể hình thành một trờng hình thấu kính
(hình 9.17). Đốm loang này dần dần đợc vận chuyển ra khỏi miệng cửa sông bởi dòng d
và phát tán bởi xáo trộn thẳng đứng và ngang. Đối với cửa sông trong đó dòng chảy sông
lớn và mức độ xáo trộn do thủy triều nhỏ, vệt loang không bị cắt đứt có thể quan trắc và
trờng nớc nhiễm mặn có thể thấy lan truyền liên tục từ miệng cửa sông, nh đợc
minh họa bằng ví dụ bởi vệt loang sông Connecticut (hình 9.18). Tuy nhiên, hớng của
vệt loang có thể thay đổi đáng kể tại những giai đoạn khác nhau của thủy triều.


Hình 9.17 Trờng có hình thấu kính từ những dòng chảy ra liên tiếp của nớc nhiễm mặn từ cửa sông
Tees, tây bắc Nớc Anh. (In lại từ Lewis, 1984, với sự cho phép thân thiện của Elsevier Science Ltd, The
Boulevard, Langford Lane, Kidlington 0X5 1 GB, Vơng quốc Anh)

Khu vực nhiễm mặn ven bờ hình thành bởi nớc của dòng chảy ra từ một cửa sông
qua những chu kỳ thủy triều liên tiếp đợc gọi là khu vực ảnh hởng của nớc ngọt

(ROFI). Một ROFI đặc biệt quan trọng đối với phát tán bởi một số lý do. Trớc hết chất ô
nhiễm đổ xuống một cửa sông có xu hớng liên quan đến trờng mặt nớc nhiễm mặn, và
mức độ pha loãng của trờng này thông báo liệu có phải những chất nh vậy có một tác
động ngợc lên cuộc sống biển. Thứ hai, sông là một nguồn dinh dỡng đáng kể, và sự
chuyển động và phát tán của trờng độ mặn thấp có thể sử dụng để suy luận những chất
dinh dỡng này thoạt tiên phân bố trong nớc ven bờ ra sao, với hiệu ứng tiềm tàng của
chúng lên những quần thể phù du. Thứ ba, những front liên quan đến dòng chảy ra khỏi
cửa sông thờng là những khu vực hội tụ bề mặt mạnh, trong đó tích tụ vật liệu nổi; sự có
mặt của chúng đợc thể hiện rõ ràng bởi những lát mỏng mịn trên bề mặt. Những mục
sau xem xét những quá trình liên quan đến xáo trộn vệt loang do dòng chảy ra, sự phát
tán dài hạn hơn trong nớc ven bờ, và sự hình thành những front vệt loang.


293






Hình 9.18 Sự đung đa của vệt loang sông Connecticut đợc chỉ ra bởi đờng đẳng mặn tại (a) nớc dừng
khi triều xuống, (b) nớc dừng khi triều lên. (Theo Garvine, J. Geophys. Res., 79, 831-846, 1974, bản
quyền của Liên hiệp Địa vật lý Mỹ)
9.3.2 Xáo trộn vệt loang chảy ra
Xáo trộn xuống dới trong một vệt loang
Những quan trắc cho thấy rằng nồng độ lớn nhất của chất ô nhiễm khi đi ra khỏi
cửa sông liên quan đến nớc có độ mặn nhỏ nhất (Lewis, 1990) và bởi vậy số phận của lớp
nớc mặt này là mối quan tâm đáng kể. Cần thấy rằng sự liên kết giữa nồng độ chất ô
nhiễm và độ mặn chỉ có vẻ thật sự đối với chất đã đợc đa vào cửa sông với thể tích nớc

294



ngọt lớn và đã trở thành một phần của nớc mật độ thấp bao quanh sau một vài chu kỳ
thủy triều. Những chất thải di chuyển qua miệng cửa sông ngay lúc đó nh những vệt
loang hoặc đốm loang có vẻ ít hội nhập rõ rệt với nớc có độ mặn thấp.
Đối với một phần tử đặc trng của nớc độ mặn thấp phát ra từ miệng cửa sông
khi triều xuống, vận tốc chuyển động của nó ra khỏi miệng phụ thuộc vào sức mạnh của
dòng chảy ra điều khiển bởi trọng lực và trợ giúp của dòng triều. Mức độ xáo trộn thẳng
đứng đợc kiểm soát bởi rối tự nhiên và những khác biệt mật độ giữa phần tử và biển bao
quanh. Tại một khoảng cách ở xa miệng cửa sông, phần tử trở nên xáo trộn hoàn toàn
theo hớng đứng đối với bất kỳ chất ô nhiễm nào mà nó chứa do vậy ảnh hởng đến nồng
độ đáy biển (hình 9.19). Sự xáo trộn thẳng đứng liên tục của phần tử nhanh chóng làm
tăng nồng độ đáy biển, nhng do sự lan rộng ngang đang diễn ra của vệt loang, đạt đến
một giai đoạn tại đó nồng độ đáy bắt đầu giảm. Hiệu ứng của quá trình này là tạo ra
những khu vực trong đó nồng độ đáy biển do chất ô nhiễm thải qua miệng cửa sông đạt
cực đại. Những khu vực nồng độ cực đại tại đáy biển tơng tự nh những khu vực có nồng
độ nền cực đại đo đợc tại những khoảng cách từ một vệt loang ống khói theo chiều gió.


Hình 9.19 Sự hình thành khu vực có nồng độ đáy biển cực đại của chất đợc thải với dòng chảy ra khỏi
cửa sông

Có thể đánh giá khu vực có nồng độ đáy cực đại sẽ xuất hiện ở những nơi nào,
bằng cách sử dụng mô hình vệt loang mô tả trong mục 6.2. Đòi hỏi đầu tiên đối với mô
hình này là phải biết biến thiên lu lợng thể tích đi qua miệng cửa sông. Có thể tính
đợc nó từ lu lợng thể tích toàn bộ tại bất kỳ thời điểm nào và độ mặn tơng ứng của
nó so với nớc biển hoàn toàn. Ví dụ, hình 9.20 cho thấy lu lợng thể tích của nớc có độ
mặn thấp vẽ theo thời gian cho dòng chảy ra qua miệng cửa sông Tees khi triều xuống và

lên. Tính toán này kèm theo một đánh giá nồng độ mặn phân số của nớc, trong đó 1 chỉ
ra rằng nớc có cùng độ mặn nh biển hở và 0 ứng với sự đi qua của nớc có độ mặn thấp

295



nhất. Thuật ngữ 'độ mặn thấp' chỉ là tơng đối vì độ mặn thấp nhất quan trắc là 33,04 so
với độ mặn của nớc ven bờ là 34,00. Hình 9.20 chỉ ra rằng dòng chảy ra của nớc độ mặn
thấp khi triều xuống, lớn hơn nhiều dòng chảy trở lại khi triều lên, và đó là quá trình
'ngập tràn' mà chi phối việc loại trừ chất ô nhiễm ra khỏi cửa sông. Có thể thấy rằng lu
lợng cực đại của dòng chảy ra của nớc độ mặn thấp ra khỏi Tees xuất hiện vào khoảng
giữa pha triều xuống. Sự biến đổi theo thời gian của lu lợng thể tích có thể xét trong
mô hình dòng chảy, hoặc là một giá trị trung bình, hoặc là quá trình lu lợng trong đó
lu lợng đợc chỉ rõ tại mỗi bớc thời gian.


Hình 9.20 Dao động thủy triều trong dòng nớc nhiễm mặn tuôn ra từ cửa sông Tees. (Theo Lewis, 1990,
Hydrobiologia, 195, 1 11, với sự cho phép thân thiện của Kluwer Academic Publishers)

Mô hình của trờng trải rộng từ cửa sông Tees phù hợp với những quan trắc độ
mặn (hình 9.21) khi hệ số khuyếch tán ngang đợc lấy là 60 m
2
s
-l
. Tuy nhiên, những tính
toán dựa vào thực nghiệm dòng chảy trọng lực (Simpson và Britter, 1979) chỉ ra rằng hệ
số lớn là do sự lan truyền trọng lực của trờng bổ sung vào khuyếch tán rối. Sự lan rộng
trọng lực không bổ sung cho pha loãng vệt loang và một hệ số nhỏ hơn sẽ thích hợp cho
mô hình pha loãng chất thải trong dòng chảy ra ở Tees.

Những hệ số phát tán ngang sẵn có dựa trên sự lan rộng những đốm loang màu
đợc thải bên trong và bên ngoài trờng dòng chảy khi triều xuống, nhng quy mô của
những đốm loang này nhỏ hơn nhiều kích thớc trờng dòng chảy ra ở Tees. Những hệ số
phát tán hớng ngang đợc đánh giá khoảng 0,1 m
2
s
-l
trong vệt loang dòng chảy. Để điều
chỉnh giá trị phát tán đốm loang này đến giá trị đối với trờng đầy đủ, 'định luật hàm mũ
bốn phần ba' của Richardson để xác định quy mô đã đợc áp dụng (mục 4.3.3). Nói chung,

296



quy mô chiều rộng đối với dòng chảy ra ở Tees là khoảng 2 km do vậy định luật bốn phần
ba nói lên rằng hệ số khuyếch tán hớng ngang cần phải khoảng 14 m
2
s
-l
.
Hệ số khuyếch tán thẳng đứng nhỏ nhất đợc xác định từ thực nghiệm màu trong
dòng chảy ra ở Tees là 0,0005 m
2
s
-l
và giá trị này đợc sử dụng trong mô hình pha loãng
của vệt loang dòng chảy ra. Vì nó khoảng một phần ba đến một phần sáu những giá trị đo
đợc bên ngoài vệt loang, có vẻ xáo trộn đợc ngăn chặn một cách đáng kể bởi chênh lệch
mật độ giữa trờng mặt nớc nhiễm mặn và nớc biển nằm bên dới.

Hình 9.21 So sánh phân bố đờng đẳng mặn với dự đoán bằng mô hình đối với dòng chảy ra ở Tees tại
nớc thực tế. (In lại theo Lewis, 1984, với sự cho phép thân thiện của Elsevier Science Ltd, The Boulevard,
Langford Lane, Kidlington 0X5 1GB, Vơng quốc Anh)
Hiệu ứng lên nồng độ chất ô nhiễm tại đáy biển
Những hình 9.22 (a) và 9.22 (b) cho thấy những khu vực pha loãng tối thiểu (tơng
đơng với nồng độ đáy biển cực đại) nh dự đoán bởi mô hình của trờng chảy ra ở Tees
cho thủy triều có độ lớn cờng và yếu, tơng ứng. Những nồng độ đợc biểu thị bằng nồng
độ phân số trong những tầng nớc mặt dịch chuyển qua miệng cửa sông, do đó trong hình
9.22 (a), ví dụ, đờng đồng mức pha loãng mời lần sẽ là biên cho những nồng độ dự đoán
tại đáy biển, là một phần mời giá trị bắt đầu tại mặt nớc. Mô hình Tees chỉ ra rằng nếu
những chất ô nhiễm trong dòng chảy ra có hiệu ứng nghịch lên hệ động vật đáy, thì nó sẽ
có vẻ trở nên hiển nhiên hơn bên trong vịnh Tees hơn so với nớc ven bờ. Thông tin nh
vậy có thể sử dụng để hớng dẫn nhà sinh vật học thiết lập một chơng trình kiểm soát
cho những khu vực dễ bị tổn thơng nhất (Shillabeer và Tapp, 1990). Cần thấy rằng xáo
trộn đến đáy biển có thể không luôn luôn xuất hiện trong giai đoạn loang của lu lợng
cửa sông; ví dụ, đánh giá cho các sông Tyne và Wear giả thiết rằng những vệt loang trở

297



nên bị cắt khỏi miệng cửa sông do sự đảo ngợc của thủy triều trớc khi vật chất có thể
xáo trộn đến đáy (Lewis, 1990).


Hình 9.22 Khu vực nồng độ đáy biển cực đại khi (a) triều yếu và (b) triều cờng. (Theo Lewis, 1990,
Hydrobioiogia, 195, 1-11, với sự cho phép thân thiện của Kluwer Academic Publishers)

298



9.3.3 Phát tán dài hạn trong nớc ven bờ
Những thềm lục địa
Vệt loang chảy ra là kết quả trào ra của nớc nhiễm mặn từ một cửa sông khi
triều xuống. Tuy nhiên, sự trào ra này xuất hiện trên mỗi con triều liên tiếp và nh vậy
có sự tích luỹ nớc có độ mặn thấp trong khu vực lân cận miệng cửa sông. Trờng nớc
nhiễm mặn này, có thể thấy đợc bởi vì độ mặn thấp hơn độ mặn trong biển hở và vì nêm
mặn nói chung xuất hiện tại một độ sâu trung gian, có thể trải rộng vài kilômet từ bờ
biển nh đợc minh họa trong hình 9.23. Những miền phân tầng đợc thấy trong những
biển lục địa đã đợc mô tả bởi Simpson và nnk. (1993) và đợc minh họa theo sơ đồ trong
hình 9.24.


Hình 9.23 Lan truyền về phía biển của vệt loang dòng chảy ra. (In lại theo Lewis, 1984, với sự cho phép
thân thiện của Elsevier Science Ltd, The Boulevard, Langford Lane, Kidlington 0X5 1GB)

Trong nớc sâu hơn, thờng ở xa bờ biển, mức độ ổn định đợc kiểm soát bởi sự
cạnh tranh giữa việc nóng lên (hoặc mát) qua mặt nớc và sự khuấy gây ra bởi ma sát
thủy triều. Một mô hình đơn giản để xác định mức độ ổn định phát sinh bởi những quá
trình này đợc mô tả trong mục 3.2.1. Trong nớc nông hơn, hoặc trong nớc lệ thuộc bởi
những dòng triều đặc biệt mạnh, xáo trộn phát sinh bởi dòng chảy luôn luôn đủ mạnh để
chiến thắng bất kỳ xu hớng nào để ổn định cột nớc; nó đợc coi một khu vực xáo trộn.
Những vùng nớc tạo ra khu vực ảnh hởng của nớc ngọt hình thành miền tiếp theo và
giả thiết mở rộng đến miệng cửa sông, cửa sông có trách nhiệm để lu lợng nớc ngọt đổ
ra vùng ven bờ. Những vệt loang nhiễm mặn tạo nên mỗi khi triều xuống có thể coi nh
sự chồng lên ROFI. Miền thứ t là trờng đợc giữ trong giới hạn của bản thân cửa sông.
Hình 9.24 chỉ ra vị trí các front hình thành nên những biên giữa một khu vực phân tầng

nhiệt hoặc một ROFI và khu vực xáo trộn; việc xem xét những đặc tính này đợc đa ra
trong mục về những front (mục 9.4) sau này.