Quá trình Phát tán vật chất trong các cửa sông và vùng nước ven bờ ( ĐH khoa học tự nhiên ) - Chương 10 doc

317



Chơng 10. Nghiên cứu những hệ thống phân tầng một
phần
10.1 Giới thiệu
Trong Chơng 8 những kết quả khảo sát thực nghiệm trong môi trờng biển xáo
trộn mạnh đã đợc thảo luận, những trờng hợp nghiên cứu đặc trng đợc dùng để
minh họa trạng thái phát tán trong những điều kiện nh vậy. Khi cột nớc xáo trộn
mạnh, nói chung do rối mạnh phát sinh bởi ma sát của biên với dòng chảy, mặc dầu việc
khuấy bởi tác động gió và sóng tại mặt nớc cũng hỗ trợ quá trình đồng nhất hoá. Trong
những hoàn cảnh nh vậy, động lợng sẵn sàng vận chuyển qua cột nớc, dẫn đến mức
độ trợt tơng đối thấp. Thuật ngữ 'thấp' phải đợc sử dụng với sự cân nhắc, vì nớc xáo
trộn mạnh liên quan đến những dòng chảy mạnh có thể phát sinh trợt đáng kể; chính
xác hơn cần nói rằng độ trợt trên đơn vị 'dòng chảy trung bình độ sâu' là thấp. Tổng
quát, phát tán trong những điều kiện đồng nhất liên quan đến xáo trộn mạnh và độ trợt
thấp.
Ngợc lại, phát tán trong những dòng chảy phân tầng, nh đã xét trong Chơng 9,
phụ thuộc đáng kể vào xáo trộn và sự trợt qua mặt phân cách mật độ, ngoài ra là rối
phát sinh bởi ma sát biên. Sự trợt mặt phân cách gây ra những bất ổn định phát sinh rối
cờng độ cao, thờng là gián đoạn, trong khu vực lân cận nêm mật độ. Hơn nữa, việc tạo
thành những bất ổn định này đợc trợ giúp bởi sự trợt qua nêm mật độ, mà đến lợt nó
đợc tăng cờng bởi động lợng thẳng đứng, động lợng này bị giảm dới những điều
kiện phân tầng. Nh vậy phát tán trong dòng chảy phân tầng liên quan đến xáo trộn yếu
và trợt mạnh.
Chơng cuối cùng này nhằm mục đích phác hoạ đồng thời những kết quả khảo sát,
cả trong phòng thí nghiệm và hiện trờng, để thấy rằng những quá trình phát tán có vẻ
bị ảnh hởng bởi sự biến đổi ổn định đợc quan trắc trong các cửa sông và nớc ven bờ ra
sao. Để bắt đầu, chúng ta xét một vài điều kiện dòng chảy khác nhau gây ra những điều

kiện đặc biệt của trợt và rối. Mặc dầu một dòng chảy đặc trng có thể từ một mức độ ổn
định, và do xáo trộn trở thành dòng chảy khác trong một chu kỳ thời gian ngắn, sự xuất
hiện ngẫu nhiên của những sự kiện này không đúng với mức độ trật tự vốn có. Khía cạnh
này sẽ đợc thảo luận trong mục 10.3.1 về nguồn muối cửa sông, có thể phát biểu đơn
giản là điều kiện mà độ mặn trung bình trong một chu kỳ dài tại một vị trí đã cho trong
cửa sông không đổi. Nguồn muối sẽ sử dụng để chỉ ra có thể sử dụng phân bố độ mặn nh
một đánh giá ban đầu những đặc trng phát tán của một hệ thống nh thế nào. Trong
nớc ven bờ những khác biệt độ mặn có thể không đủ để xác định những gradient
khuyếch tán một cách chính xác và những nghiên cứu phát tán dựa trên một chất chỉ thị

318



đợc trình bày. Bởi vậy, mục tiếp theo khảo sát việc các thực nghiệm chất chỉ thị đã chỉ
ra phạm vi những hệ số phát tán trong những điều kiện khác nhau của dòng chảy và sự
ổn định ra sao. Những phát hiện này sẽ đợc thảo luận dới ánh sáng của hiểu biết hiện
tại về môi trờng biển cục bộ. Tại điểm này sẽ trở nên rõ ràng đối với ngời đọc là sự hiểu
biết thật sự về phát tán, những nguyên nhân và những hiệu ứng của nó, là một quãng
đờng dài phải đi. Bởi vậy, chơng này kết luận bằng một vài nhận xét về những con
đờng có thể nghiên cứu, ít nhất cũng xét đến tiềm năng lớn sử dụng công nghệ mới.
10.2 quá độ
10.2.1 Sự thích ứng của phát tán đối với những mức độ rối khác nhau
Trong những chơng trớc đây đã thể hiện rằng phát tán phụ thuộc vào mức độ
xáo trộn và độ lớn của trợt thẳng đứng và nằm ngang. Trong chơng này sự chú ý tập
trung vào trợt thẳng đứng vì đây thờng là yếu tố thống trị ở xa những biên ngang nh
đờng bờ hoặc những hòn đảo. Hơn nữa, phân tầng mật độ ảnh hởng đến phân bố thẳng
đứng của xáo trộn và trợt, và đặc điểm này có mối quan tâm đặc biệt là nghiên cứu quá
trình phát tán trong những hệ thống phân tầng một phần.
Cũng đã chỉ ra rằng rối sử dụng hiệu ứng phản hồi lên phát tán ở chỗ mức độ tăng

rối, và do đó là xáo trộn, tạo ra sự thay đổi phân bố trợt vận tốc, ảnh hởng lên sự phát
sinh về sau của chuyển động rối. Mức độ rối trong dòng triều phụ thuộc vào sức mạnh của
dòng triều, và bởi vậy mức độ phát tán chất hoà tan phải biến đổi đáng kể trong một chu
kỳ triều. Ngoài ra, sự tăng rối gián đoạn đã đợc quan trắc trong những dòng triều
(Heathershaw, 1974). Những sự kiện 'nổ tung' này bền vững với khoảng từ 5 đến 10 giây
và có độ cách giãn là 100 giây.
Những thực nghiệm trong phòng của Linden và Simpson (1988) mô tả trong mục
9.4.2 đợc sử dụng để suy luận sự phát tán thích ứng với những điều kiện xáo trộn khác
nhau ra sao, chúng đợc tạo ra bằng cách cho những bọt không khí khuấy hai lớp trong
bể chứa. Sự trợt vận tốc có trách nhiệm với phát tán phát sinh bởi sự xâm nhập của
nớc mặn dới một lớp nớc ngọt; điều này tạo nên dòng chảy mật độ (tà áp). Hai khía
cạnh đợc khảo sát - trớc hết, sự thích ứng của phát tán với khoảng thời gian của chu kỳ
xáo trộn , bằng tần số tại đó dòng không khí đợc mở và ngắt xen kẽ, và thứ hai, sự thích
ứng của phát tán đối với sức mạnh của lực điều khiển tà áp. Tham số này cho bằng

'
t
2
xu
Hg
B





(10.1)
trong đó H là độ sâu nớc và u
t
là cờng độ rối rms (root mean square - căn bậc hai trung

bình bình phơng ND) liên quan đến bọt. Hệ số phát tán dọc K(B) xác định cho những
giá trị khác nhau của và B, và chuẩn hóa bằng cách sử dụng những giá trị K(0) là hệ số
phát tán chỉ do bọt. Hình 10.1 cho thấy hình vẽ kết quả.
Những phát hiện chỉ ra rằng đối với một giá trị đã cho của B, tỷ lệ K(B)/K(0) tăng
khi chu kỳ gián đoạn của rối tăng. Điều này đợc quy cho sự trợt tăng cờng giữa hai
lớp khi những bọt đợc ngắt, cho phép dòng chảy mật độ tăng tốc. Tỷ lệ K(B)/K(0) cũng

319



tăng cùng với sự tăng của B với một giá trị cố định của , nh thể do việc cờng hoá hoàn
lu tà áp bởi những gradient mật độ lớn hơn. Mặc dù dòng chảy mật độ chỉ thể hiện một
yếu tố phát sinh trợt thẳng đứng, những thực nghiệm rõ ràng thể hiện tầm quan trọng
của rối biến đổi theo thời gian trong việc điều khiển độ lớn phát tán dọc.


Hình 10.1 Hệ số phát tán dọc K(B) đợc chuẩn hóa bởi K(0), giá trị chỉ do những bọt, vẽ theo tham số B tà
áp. Những chữ thập tơng ứng với dòng chảy trong đó rối không thay đổi theo thời gian; những điểm
khác tơng ứng với dòng chảy rối tuần hoàn với ba chu kỳ dao động khác nhau. (Theo Linden và Simpson,
1988, với sự cho phép thân thiện của Elsevier Science Ltd, The Boulevard, Kidlington 0X1 1GB, Vơng
quốc anh)

Những quan trắc trong các cửa sông phân tầng một phần đã chỉ ra rằng cấu trúc
vận tốc và mật độ có thể trải qua những biến đổi đáng kể trong thời gian một chu kỳ thủy
triều, dẫn đến những thay đổi rõ rệt hệ số khuyếch tán dọc hiệu quả K
xe
(West và
Mangat, 1986; West và Shiono, 1988). Đã thấy trong những mục 9.2.2 và 9.2.3 rằng,
những thay đổi đáng kể và đôi khi nhanh của cấu trúc mật độ và vận tốc có thể xuất hiện

trong các cửa sông nêm mặn. Chúng đợc gọi là những chu kỳ xáo trộn mạnh (IMP), đợc
quan trắc trong những hệ thống phân tầng một phần. Ví dụ, những quan trắc tại Blue
House Point trong cửa sông Tees, phía Đông Bắc nớc Anh, chỉ ra rằng một IMP bắt đầu
xuất hiện vào khoảng 11,00 giờ, ứng với 1,5 giờ sau nớc lớn (hình 10.2) (New và nnk.,
1986 ). Tại vị trí này sự chuyển động mạnh về phía biển của nớc mặt đợc dự kiến gây
ra sự phân tầng tăng cờng trong thời gian triều xuống, khi nớc nhiễm mặn đợc mang
về phía biển trên lớp có độ mặn thấp hơn.


320





Hình 10.2 Biến đổi độ mặn trong cửa sông Tees khi triều xuống, cho thấy sự xáo trộn hớng lên của muối
mặt nớc s
0
, muối tại đáy s
b
. (Theo New và nnk., 1986, đợc sự đồng ý của Academic Press)

Tuy nhiên, nh thấy trong hình vẽ, việc bắt đầu xáo trộn mãnh liệt làm cho nêm
mặn sẽ bị mòn xuống dới, mang muối nhiều hơn lên nớc gần mặt. Sự xáo trộn mạnh
này tiếp tục cho đến khoảng 5 giờ sau nớc lớn, bằng thời gian đó cột nớc gần nh đồng
nhất và bất kỳ sự xáo trộn tiếp theo nào cũng có hiệu ứng không đáng kể lên phân bố độ
mặn nớc mặt.
Nh đã thấy, sự phát triển của rối mạnh có thể làm cho cửa sông phân tầng một
phần, ít nhất cũng là cục bộ, để thay đổi trạng thái xáo trộn mạnh. Sự thâm nhập của
muối khi triều lên, kèm theo sự xáo trộn ít rõ rệt hơn, sau đó có thể trả lại hệ thống về

trạng thái phân tầng một phần của nó; quá trình này tơng đơng với thực nghiệm xâm
nhập mặn của Linden và Simpson (1988). Phải nhớ rằng xáo trộn mãnh liệt xuất hiện
đáng chú ý nhất khi triều xuống trong các nhánh giữa của những hệ thống nh vậy,
nhng nh đợc ghi chú trong mục 9.2.3, trong các nhánh cao hơn của một vài cửa sông,
có xu hớng đồng nhất khi triều lên và phân tầng khi triều xuống (ví dụ sông Tamar tại
phía Tây Nam nớc Anh (West và nnk., 1990)).
Một chuỗi những bất ổn định trong dòng chảy phân tầng có thể có nguyên nhân
khác, và nh đợc đề cập bởi Thorpe (1987), những bất ổn định với nguyên nhân khác
nhau thậm chí có thể xuất hiện tại cùng một chỗ và cùng một thời gian. Phân bố chi tiết
trong một nhánh sông phân tầng một phần của cửa sông Tees cho thấy một số hiện tợng
xáo trộn, có lẽ do các nguyên nhân khác nhau (hình 10.3) (Lewis, 1996). Khoảng một nửa
chặng triều xuống (tức là 12,30 giờ), cấu trúc độ mặn trải qua một thay đổi đáng kể; sự
phân kỳ của đờng đẳng mặn tại khoảng 2,0 m độ sâu giả thiết rằng nó xuất hiện từ sự
bất ổn định mặt phân cách. Dựa vào những số Richardson gradient và tổng hợp đã quan
trắc, có vẻ sự kiện xáo trộn đợc thúc đẩy bởi những bất ổn định Kelvin - Helmholtz phát
triển tại đáy của nêm mật độ khi số Richardson gradient trở nên nhỏ hơn 0,25. Những

321



bất ổn định mặt phân cách có thể đợc trợ giúp bởi sự trợt dòng chảy phát sinh bởi
những sóng nội hình thành trong cửa sông Tees. Sau đó cột nớc trở nên đồng nhất và
đợc quy cho rối phát sinh tại đáy, có khả năng xáo trộn muối và nớc ngọt trên toàn bộ
độ sâu, khi những bất ổn định mặt phân cách đã phá vỡ rào chắn hình thành bởi nêm
mặn.


Hình 10.3 Sự biến đổi theo thời gian trong phân bố độ mặn tại một vị trí trong cửa sông Tees. (Theo Lewis
và Lewis trong Hiệu ứng nổi trong Động lực học Ven bờ, 1997, bản quyền của Hiệp hội Địa vật lý Mỹ)

Sự đồng nhất bởi những bất ổn định chỉ do những sóng cuộn K - H có vẻ không
chắc bởi vì năng lợng trong những đặc tính nh vậy là không đầy đủ. Mặc dầu hình 10.3
chỉ thể hiện sự thay đổi theo thời gian trong cấu trúc tại một điểm xác định, những quan
trắc bằng hồi âm chỉ ra rằng những thay đổi lớn hơn trong phân bố độ mặn đã xuất hiện
tại những thời điểm tơng tự dọc theo toàn bộ nhánh sông 2 km, nói lên rằng bình lu
đơn giản của nớc xáo trộn đi qua điểm đo không phải là lý do cơ bản của những biến đổi
trong cấu trúc độ mặn quan trắc đợc.
Khi triều lên, những sóng cuộn K - H xuất hiện để phát triển trên mặt phía trên
của nêm mặn đang đến (hình 10.3). Tại xấp xỉ một nửa pha triều lên một vài bất ổn định
rất lớn phát triển, làm tăng nhanh độ mặn mặt nớc; nguyên nhân của những đặc điểm
chính này, đã đợc quan trắc trong những trờng hợp khác, vẫn cha đợc biết nhng có
thể tơng tự nh những sóng cuộn lớn đợc quan trắc để hình thành tại mặt trên của
vùng xâm nhập mặn trong thực nghiệm ở phòng thí nghiệm (Simpson, 1997).
Một số nghiên cứu sớm nhất về sự bất ổn định nội trong biển là những thực
nghiệm đợc thực hiện trong Địa Trung Hải bởi Woods (1968). Trong các nghiên cứu này,
một chất chỉ thị màu phát quang đợc sử dụng để bám theo một khu vực mỏng của nêm
nhiệt, và những thay đổi kế tiếp đối với lớp màu đợc xác định bằng cách sử dụng chụp
ảnh dới nớc. Những thực nghiệm chỉ ra rằng những sóng nội lan truyền dọc theo nêm
nhiệt thỉnh thoảng tạo ra những bất ổn định trợt, đục thành các lỗ trong lớp đó một cách
hiệu quả. Những đo đạc kỹ lỡng nhiệt độ và dòng chảy chỉ ra rằng những bất ổn định

322



này thuộc kiểu Kelvin - Helmholtz. Tuy nhiên, để dự đoán chính xác ở đâu và khi nào sự
đảo ngợc xuất hiện trong toàn bộ lớp mỏng đòi hỏi phải có chi tiết hiện tợng của cấu
trúc mật độ và trờng sóng nội.
Các nguyên nhân có thể có của những chu kỳ xáo trộn mạnh đã đợc thảo luận

trong mục 9.2.3. Mặc dầu vẫn còn phải xác lập những lý do có thể khác nhau từ trạng
thái biển này sang trạng thái biển khác (New và nnk., 1986), hiệu ứng của một IMP lên
phát tán có tầm quan trọng hàng đầu. Khoảng thời gian của một IMP có thể biến đổi từ
một vài phút đến vài giờ, nh thấy trong cửa sông Tees. Hiển nhiên rằng trong những
khu vực đó của cửa sông hoặc nớc ven bờ thích hợp với xáo trộn mạnh nh đã thấy tại
những chỗ co hẹp trong cửa sông Fraser, một IMP có thể là một phần đáng kể của chu kỳ
thủy triều. Tuy nhiên, trong những khu vực thích hợp với những điều kiện phân tầng,
khoảng thời gian của bất kỳ IMP nào có thể tơng đối ngắn. Nh vậy điều quan trọng là
nhận đợc sự hiểu biết có thể đúng nào đó và khoảng thời gian của những sự kiện xáo
trộn mạnh nh vậy nếu định lợng đợc hiệu ứng toàn bộ lên phát tán.
10.2.2 Hiện tợng quá độ và sự phát triển của rối
Một vài thay đổi về trợt và cấu trúc mật độ liên quan đến những trạng thái đợc
tạo ra bởi một ảnh hởng bên ngoài lên dòng chảy - tức là về nguyên tắc chúng liên quan
đến trạng thái nào đó của thủy triều hoặc địa hình cửa sông, mà có nghĩa là một viễn
cảnh nào đó có thể đoán trớc. Tuy nhiên, những thay đổi khác của trợt và cấu trúc mật
độ xuất hiện từ những bất ổn định mặt phân cách. Tại một vị trí đặc trng dọc theo độ
dài cửa sông, mức độ trợt có thể bị ảnh hởng bởi sự có mặt hoặc vắng mặt của những
sóng nội. Những sóng này có thể phát sinh tại vị trí từ xa nào đó và sự đi đến của chúng
tại điểm quan tâm phụ thuộc vào một tập hợp những yếu tố không đoán trớc đợc nh
mức độ tiêu tán của sóng, sự phá vỡ tại những vị trí khác và liệu có phải những điều kiện
là đúng để cho chúng phát triển tại chỗ ban đầu! Điều này làm cho 'những bất ổn định
phát sinh nội tại không thể dự đoán đợc một cách hiệu quả. Một tổng quan tuyệt vời về
sự phức tạp của vấn đề đã đợc viết bởi Thorpe (1987).
Mặc dầu việc tạo thành một trạng thái không ổn định có thể do một hoặc vài hiện
tợng, kết quả có thể không phải một trạng thái phát triển hoàn toàn của rối. Thuật ngữ
'quá độ' đợc sử dụng để thay đổi từ trạng thái dòng chảy tầng thành một cái gì đó khác
rất khó xác định, nhng kéo theo mức độ lớn hơn đáng kể của chuyển động không đều
'tơng tự rối' (Thorpe, 1987). Trong biển hở, sự phát triển của một trạng thái hỗn độn là
hiếm có, mặc dầu sự quá độ từ tầng đến dòng chảy rối có thể thờng xuyên xuất hiện.
Thorpe giả thiết rằng những thay đổi cấu trúc mật độ mịn có thể không phải do rối mạnh,

nhng vẫn còn hơn là do sự phân rã cha đầy đủ của một cấu trúc bị biến đổi, bởi năng
lợng lấy từ bất ổn định trớc khi đạt đợc một trạng thái rối phát triển hoàn toàn.
Không may là việc hiểu biết cái gì xảy ra đối với sự thay đổi năng lợng và dòng khối
lợng trong thời gian quá độ thậm chí còn ít hơn đối với những trạng thái trong đó sự quá
độ là hoàn toàn. Vấn đề định lợng những thay đổi xuất hiện trong dòng chảy phân tầng
đợc hợp nhất bằng việc cùng một loại bất ổn định có thể đi qua một số giai đoạn quá độ,
mỗi trong số đó có thể tơng ứng với những hiệu quả khác nhau của chuyển đổi năng

323



lợng. Đối với việc giải quyết một vấn đề thực tiễn về vận chuyển thẳng đứng và phân bố
lại chất hoà tan trong dòng chảy phân tầng, những xem xét nh vậy đòi hỏi giá trị đo đạc
rối rất chi tiết theo không gian và thời gian. Hình 10.4 là một sơ đồ khái niệm quy mô
minh họa vai trò của những bất ổn định Kelvin - Helmholtz theo những số Reynolds và
Froude khác nhau, dựa vào thực nghiệm trong phòng và hiện trờng.


Hình 10.4 Phác họa sự thích ứng của hiện tợng quá độ liên quan đến bất ổn định K - H đối với những biến
đổi của số Reynolds và Froude mặt phân cách. (Theo Thorpe, Tạp chí Nghiên cứu Địa vật lý, 92(C5), 5231-
5248, 1987, bản quyền của Hiệp hội Địa vật lý Mỹ)

Những kết quả khảo sát trong phòng thí nghiệm chứng tỏ rất hữu ích trong việc
cho thấy những loại hiện tợng có thể xuất hiện trong các cửa sông hoặc những vùng ven
bờ (Simpson, 1997). Tuy nhiên, sử dụng những kết quả từ những nghiên cứu nh vậy để
suy luận sự xáo trộn xuất hiện trong thế giới thực tế nhiều đến đâu, cần thấy rằng, ngoài
việc biết độ lớn của hiệu ứng phát sinh, phải biết tần số xuất hiện của hiện tợng. Điều
khác thờng nhất ở đây là bất kỳ đánh giá thực tế nào về tần số xuất hiện của một kiểu
sự kiện xáo trộn đặc trng, đặc biệt do việc hình thành những điều kiện thúc đẩy sự bất

ổn định, phụ thuộc vào lịch sử đã qua của những sự kiện xáo trộn trong dòng chảy. Nh
vậy, việc sử dụng trực tiếp những nghiên cứu trong phòng thí nghiệm và lý thuyết những
quá trình rối để định lợng hiện tợng tơng đơng trong những trạng thái biển là đặc
biệt khó, bởi vì tần số xuất hiện của hiện tợng đó nói chung là không biết, đặc biệt khi
những sự kiện xáo trộn đó có thể hiếm.

324



10.2.3 Chất chỉ thị nh một biện pháp lấy trung bình
Việc sử dụng chất chỉ thị đã chứng tỏ là con đờng hữu ích để đạt đợc sự thấu
hiểu nào đó về hiệu ứng toàn bộ của hiện tợng quá độ lên quá trình phát tán một chất
hoà tan. Mặc dầu kỹ thuật đợc thảo luận trong Chơng 7 và đợc minh họa bởi một vài
kết quả trong Chơng 8 không chỉ ra những chi tiết về tần số và độ lớn của những bất ổn
định, nó cung cấp một phơng tiện lấy trung bình ảnh hởng kết hợp của trợt vận tốc và
xáo trộn rối. Trạng thái của chất chỉ thị và cách tiếp cận thực nghiệm có thể có hiệu quả
đáng kể về thông tin phát sinh. Ví dụ, nếu những khác biệt độ mặn đợc sử dụng để đánh
giá mức độ phát tán, thì phân bố muối sẽ là kết quả của những quá trình phát tán qua
một số chu kỳ thủy triều một cách bình thờng. Những sự kiện xáo trộn đặc trng nh
vậy, ví nh sự xuất hiện của phát tán đặc biệt thấp vào một ngày đặc trng, có thể không
hiển nhiên khi phân bố toàn bộ của muối đợc đo một vài ngày về sau. Tuy nhiên, nếu
một sự kiện quan trọng xuất hiện trong chu kỳ đo đạc, thì cấu trúc đang thay đổi của
phân bố độ mặn trở nên hiển nhiên và có thể sử dụng để biết một ít về quá trình xáo trộn,
nh đợc minh họa bởi hình 10.3. Kết luận này phụ thuộc vào những quy mô thời gian và
không gian đợc chi tiết hoá một cánh đầy đủ để cho phép hiệu ứng của sự kiện sẽ đợc
phát hiện và định lợng. Ví dụ, những đo đạc phân bố độ mặn tại những khoảng một giờ
trong một chu kỳ thủy triều không thích hợp cho việc suy xét hiện tợng xáo trộn phát
triển và hoàn tất trong 15 phút.
Những hiệu ứng trung bình của các quá trình lên quy mô thời gian và không gian

nhỏ hơn thờng xác định rõ ràng hơn bằng cách sử dụng một chất chỉ thị, nh chất chỉ thị
màu phát quang. Quy mô ban đầu của phân bố màu thẳng đứng có thể nhỏ hơn 1,0 m đủ
để xác định những thay đổi do xáo trộn tại nêm mật độ, nh thể hiện bởi Woods (1968)
trong nêm nhiệt Địa Trung Hải. Khó khăn đối với những thực nghiệm trên quy mô nhỏ là
rối có vẻ có mặt ở những quy mô lớn hơn quy mô thực nghiệm, và các xoáy liên quan làm
cho chất chỉ thị bị dịch chuyển hoặc thậm chí phá huỷ trong một trạng thái không thể
đoán trớc. Điều này hầu nh chắc chắn là một trong những lý do biến động trong những
kết quả nhận đợc từ thực nghiệm màu. Một quá trình đặc trng làm biến dạng những
đốm loang hoặc vệt loang chất chỉ thị là tác động của trợt dòng chảy và những phơng
pháp để loại bỏ hiệu ứng này khỏi dữ liệu thực nghiệm đợc thảo luận trong Chơng 8.
Thậm chí với 'việc làm sạch' bản ghi dữ liệu này, thờng có sự phân tán rõ rệt của mức độ
xáo trộn đã đánh giá, nói chung đợc biểu thị bằng những hệ số khuyếch tán hoặc những
vận tốc khuyếch tán.
Dù có thừa những điều không chắc chắn liên quan đến những thực nghiệm chất
chỉ thị, một vài bức tranh tổng quát nổi bật có giá trị trong việc định lợng độ lớn phát
tán trong nớc biển. Trớc hết, những đo đạc độ mặn cho thấy một vài cửa sông có thể có
nguồn muối có thể chứng tỏ đợc và phát hiện này có thể sử dụng để đánh giá những hệ
số phát tán trung bình thủy triều. Thứ hai, khi lấy trên nhiều khu vực thuỷ văn khác
nhau, có vẻ xuất hiện sự bền vững nhất định về độ lớn của hệ số phát tán hớng ngang,
khi chỉ xét những giá trị nhỏ nhất để giảm ảnh hởng không đều của trợt ngang do gió.
Hai mục sau lần lợt khảo sát kết quả từ những thực nghiệm độ mặn và chất chỉ thị
màu.

325



10.3 thực nghiệm Nguồn muối
10.3.1 Nguồn muối
Nguyên lý tổng quát của nguồn muối là, khi lấy trung bình qua nhiều chu kỳ thủy

triều, những biến đổi trong dòng chảy sông có thể bỏ qua, độ mặn tại bất kỳ vị trí đặc
trng nào dọc theo cửa sông còn lại là hằng số. Điều hợp lý là dòng chảy nớc ngọt qua
cửa sông liên tục vận chuyển muối về phía biển và bởi vậy, có thể nghĩ rằng cửa sông trở
nên ngọt hơn và ngọt hơn. Sự thực điều này không xảy ra, cho thấy rằng muối phải đợc
mang về phía đất bởi một cơ chế nào đó, và tiêu chuẩn độ mặn không đổi có nghĩa là mức
độ mà điều này xảy ra phải phù hợp chính xác với mức độ vận chuyển ra biển bởi dòng
chảy sông. Bởi vì chỉ có chuyển động bình lu qua hệ thống là do sông, cơ chế mang muối
về phía đất phải không liên quan đến bất kỳ chuyển động thực tế nào của nớc, tức là nó
phải đợc khuếch tán.
Để khảo sát những cơ chế cộng tác với dòng muối hớng vào phía đất, nhiều
nghiên cứu đã đánh giá độ lớn của những thành phần vận chuyển do sự tơng quan của
vận tốc, độ mặn và độ sâu tại những vị trí đặc trng. Mức vận chuyển, hoặc dòng muối do
dòng chảy u bằng tích số <us>, trong đó những dấu móc biểu thị lấy trung bình trong một
khoảng thời gian (mục 4.2.1) và s là độ mặn đo cùng thời gian và cùng vị trí nh với dòng
chảy. Toàn bộ dòng muối trên chiều rộng đơn vị qua một mặt cắt thẳng đứng có thể lấy
trung bình trong một chu kỳ thủy triều để cho ta dòng thực tế F
T
bằng cách sử dụng biểu
thức



T h
T
usdzdt
T
F
0 0
1
. (10.2)

Bằng việc biểu thị u và s dới dạng những giá trị trung bình và độ lệch từ giá trị
trung bình đó, có thể tính toán độ lớn của F
T
từ những quan trắc chi tiết của độ mặn và
dòng chảy trong một chu kỳ thủy triều. Các công trình trớc đây xét sự vận chuyển của
muối do những biến đổi thẳng đứng trong trung bình thủy triều và những dao động thủy
triều chu kỳ ngắn (khoảng nửa giờ), cùng với biến đổi thủy triều trung bình độ sâu
(Bowden, 1963). Những nghiên cứu sau này cho phép những biến đổi thủy triều theo độ
sâu, hoặc diện tích mặt cắt ngang (Dyer, 1973), và những ngời khác xét sự đóng góp đối
với dòng muối từ những biến đổi ngang của dòng chảy và độ mặn (Fischer, 1972). Rõ ràng
cửa sông khác biệt về thủy động lực của chúng và do đó về ý nghĩa của những quá trình
đặc trng tham gia vào cơ chế khuếch tán về phía bờ. Phụ thuộc vào chất lợng của dữ
liệu quan trắc, những nghiên cứu này không phải luôn luôn tạo ra một nguồn muối có thể
chứng tỏ đợc; giá trị của chúng thờng đợc dự phòng những độ lớn tơng đối cho một
vài số hạng.
Một nghiên cứu có tập hợp dữ liệu tơng đối lớn cho cửa sông Tees (hình 10.5) chỉ
ra rằng nguồn muối đã đạt đợc và cho thấy rằng, trong hệ thống hẹp này, có những số
hạng nhất định thống trị cơ chế cân bằng (Lewis và Lewis, 1983). Những kết quả khảo
sát này đợc cho trong hình 10.6. Trong sơ đồ, hớng dơng đợc lấy về phía biển để
những giá trị âm trên hình vẽ thể hiện những thành phần của dòng hớng về phía đất.

326



Tại mỗi trong số tám vị trí lấy mẫu dọc theo cửa sông, dòng kết hợp thực tế do những
thành phần riêng biệt đợc chỉ ra bởi một mũi tên. Vận chuyển thực tế về phía biển bởi
dòng chảy sông đợc chỉ ra bằng đờng liền; tất nhiên đây là dòng dơng và nó đợc phản
chiếu trong trục x để so sánh có thể thực hiện với những số hạng khuếch tán. Có thể thấy
rằng những mũi tên nói chung tuân theo xu hớng của đờng liền - chênh lệch độ lớn là

do những quan trắc đã đợc lấy tại tâm của lòng dẫn chính của cửa sông, trong đó dòng
chảy mạnh hơn, trong khi dòng muối của sông dựa vào vận tốc trung bình mặt cắt.


Hình 10.5 Cảnh quan mặt bằng của cửa sông Tees, phía Đông Bắc Nớc Anh. (Theo Lewis và Lewis, 1983,
đợc sự đồng ý của Academic PrPress)

Vận chuyển thực tế của muối về phía biển do dòng chảy sông đợc đánh giá bằng
việc làm khớp một hàm đối với phân bố dọc trung bình thủy triều của độ mặn. Đây là một
hàm hyperbolic có dạng


))(tanh(1
2
1
0 M
M
QxxH
s
s
(10.3)
trong đó
0
s
là độ mặn trung bình thủy triều lấy trung bình mặt cắt ngang tại khoảng
cách x từ biên phía đất của cửa sông,
s
m
là độ mặn tại biên phía biển của cửa sông,
x

M
là độ dài cửa sông,
H là độ dốc của gradient độ mặn và
Q là hệ số dịch chuyển dọc đối với phân bố độ mặn.
Nói chung, phân bố dọc của muối tơng ứng với H = 0,002 và Q = 0,5.
Dòng 'khuếch tán' hớng vào phía đất F của muối đòi hỏi cân bằng với dòng ra
phía biển của dòng chảy nớc ngọt qua hệ thống sẽ đợc tính toán từ quan hệ

FAsR
0
(10.4)

327



trong đó R là dòng nớc ngọt chảy vào và A là diện tích mặt cắt ngang trung bình thủy
triều tại một vị trí đợc chọn dọc theo cửa sông.
Ba số hạng cơ bản chỉ ra trong hình 10.6 là dòng hoàn lu thẳng đứng, dòng phát
tán nhiễu động (hoặc bơm thủy triều) mà phần lớn do sự tơng quan của những dao động
thủy triều trong vận tốc và độ mặn, và dòng xuất hiện từ dòng trôi phi thủy triều. ý
nghĩa vật lý của mỗi số hạng này bây giờ sẽ đợc mô tả.
Hoàn lu thẳng đứng
Đây có lẽ là quá trình dễ hiểu nhất vì đợc thể hiện bằng những số hạng trạng
thái ổn định; với lý do này, nó đợc sử dụng để minh họa những bớc trong lý thuyết phát
tán trợt đã cho trong mục 5.1. Hình 3.3 cho thấy phân bố vận tốc và muối tiêu biểu cho
phân bố trong cửa sông phân tầng một phần. Hoàn lu d mang nớc mặt về phía biển
với mức cân bằng chính xác với thể tích vận chuyển của nớc đáy về phía đất. Vì không có
bình lu thực tế của nớc do hoàn lu này, đòi hỏi cần thỏa mãn là quá trình phải đợc
khuếch tán. Mức độ vận chuyển muối về phía biển bởi lớp trên nhỏ hơn mức độ vận

chuyển muối bởi lớp thấp hơn vì những tầng nớc mặt có độ mặn thấp hơn. Nh vậy vận
chuyển toàn bộ qua một mặt cắt ngang cửa sông là lên thợng lu. Cần thấy rằng chỉ có
thể có độ mặn trạng thái ổn định nh đợc chỉ ra trong hình 3.3 nếu dòng muối thẳng
đứng là chỉ vừa đủ để thay thế muối trong lớp trên với mức độ mà nó bị mất vào biển.
Bơm thủy triều
'Bơm thủy triều' là do sự tơng quan của dao động thủy triều trong vận tốc trung
bình độ sâu và độ mặn. Quá trình tạo nên một phần phát tán nhiễu động phát sinh bởi sự
tơng quan chéo của những biến đổi vận tốc, độ mặn và độ sâu. Hình 10.7 giới thiệu
những hình vẽ biến đổi vận tốc và độ mặn tại một vị trí cố định trong nhánh trung tâm
cửa sông Tees trong một chu kỳ thủy triều. Hình vẽ cho thấy sự biến đổi những giá trị
trung bình độ sâu cùng với các giá trị gần mặt nớc và đáy. Vận tốc trung bình độ sâu nói
chung có dạng hình sin và không lệch một cách đáng kể với hình này do những sự kiện
xáo trộn bên trong thủy triều. Mặt khác, độ mặn trung bình độ sâu bị lệch đáng kể so với
biến đổi hình sin thuần tuý, chủ yếu do ảnh hởng của độ mặn nớc mặt lên giá trị trung
bình độ sâu tại bất kỳ thời điểm nào. Khi triều lên, sự khác nhau trong vận tốc dòng chảy
giữa những lớp trên và thấp hơn do hoàn lu d, gây ra sự tăng độ mặn trong lớp trên so
với lớp thấp hơn. Ưu thế này do sự trợt dòng chảy khi triều lên xuất hiện trong Tees bởi
vì xáo trộn tơng đối thấp trong một phần thời gian của chu kỳ thủy triều. Nếu điều kiện
xáo trộn thấp đợc duy trì khi triều xuống, thì dòng d khôi phục sự dịch chuyển tơng
đối của độ mặn mặt nớc và đáy, tạo ra sự biến đổi xấp xỉ hình sin của độ mặn trung bình
độ sâu. Trong thực tế, dòng triều xuống thích hợp với xáo trộn mạnh và mức giảm độ mặn
mặt nớc bị giảm do sự vận chuyển hớng lên của muối. Nh vậy, do sự tơng tác kết hợp
của hoàn lu d với biến đổi thủy triều trong xáo trộn thẳng đứng, độ mặn trung bình độ
sâu có xu hớng tăng khi triều xuống và giảm khi triều lên. Do đó tơng quan của thay
đổi vận tốc và độ mặn trong thời gian thủy triều có thể làm cho dòng muối dao động trở
nên hớng về phía biển. Trong thực tế, sự đảo hớng dòng muối có thể không xảy ra

328

nhng hoàn lu d tăng cờng có xu hớng giảm độ lớn của nó lên thợng lu. Đây là
một điểm quan trọng vì nó cho thấy hai số hạng cân bằng muối lớn nhất đợc bổ sung ra
sao; một dòng mạnh do dòng chảy d làm dịu dòng bơm thủy triều và một dòng d yếu
tăng cờng nó.


Hình 10.6 Thành phần của dòng muối đo tại tám trạm dọc theo trục cửa sông Tees. Dòng dự kiến của muối
do dòng chảy nớc ngọt đợc chỉ ra bởi một đờng liên tục và những mũi tên chỉ ra dòng thực tế đợc
tính toán từ tổng số của những thành phần, đo tại trung tâm lòng dẫn. (Theo Lewis, 1987, đợc sự đồng ý
của Blackwell Scientific Publications)
Dòng muối trôi Stokes
Từ hình 10.6 có thể thấy rằng dòng do tơng quan của những nhiễu động vận tốc
và độ mặn trở nên khá lớn tại hai trạm gần phía đất nhất. Dòng này đợc điều khiển bởi
một cơ chế khác với cơ chế mô tả ở trên.
Những đo đạc dòng chảy tại cầu Victoria, ứng với trạm thợng lu nhất trong hình
10.5, chỉ ra rằng giá trị trung bình thủy triều tiêu biểu khi triều cờng là khoảng 0,20 ms
-
1
. Dựa vào lu lợng thể tích tơng ứng của nớc ngọt nhập vào từ sông, dòng chảy d

329




tại cầu phải nhỏ hơn 0,01 ms
-1
. Sự mâu thuẫn có thể giải thích bởi dòng chảy ngợc lên
trên cửa sông là dòng trôi Stokes (mục 2.4.6); dòng trôi Stokes tại cầu Victoria đợc tính

toán là xấp xỉ 0,21 ms
-1
, đủ để thống trị toàn bộ sự đóng góp dòng chảy sông cho dòng d.
Tại hai trạm thợng lu, dòng d thậm chí đủ mạnh để ảnh hởng đến thời gian đảo


Hình 10.7 Biến đổi vận tốc và độ mặn quan trắc gần mặt nớc và đáy, và độ sâu trung bình, tại trạm 3
trong cửa sông Tees ( ___ trung bình độ sâu, - - - 0,2 độ sâu, 0,6 độ sâu). (Theo Lewis và Lewis, 1983,
đợc sự đồng ý của Academic Press)

330



ngợc dòng chảy. Hình 10.8 minh họa cơ chế làm cho dòng muối dao động dới những
hoàn cảnh nh vậy.



Hình 10.8 Biến đổi trong vận tốc và độ mặn tại vị trí 8 trong cửa sông Tees, một vị trí tại đó sự đảo ngợc
dòng chảy bị ảnh hởng của dòng trôi Stokes ( ____ độ sâu trung bình, - - - 0,2 độ sâu, 0,6 độ sâu).
(Theo Lewis và Lewis, 1983, đợc sự đồng ý của Academic Press)

Tại một vị trí đã cho những thời gian đảo ngợc dòng chảy dịch chuyển một cách
đáng kể so với những thời gian mà dòng triều trung bình độ sâu đảo ngợc hớng. Nh

331

vậy, mặc dù dòng triều vẫn còn gần nh hình sin, dòng chảy về phía đất có thể dừng
khoảng nửa giờ trớc khi dòng chảy nhiễu động đổi dấu (hình 10.8 (a)). Tuy nhiên, sự
biến đổi độ mặn là gần nh đối xứng qua thời gian đảo ngợc dòng chảy vào lúc cuối của
pha triều lên bởi vì sự thay đổi độ mặn phát sinh bởi vận chuyển bình lu của phân bố độ
mặn hớng dọc (hình 10.8 (b)). Nh vậy biến đổi độ mặn không còn đối xứng qua thời
gian đảo ngợc dòng triều tại lúc cuối pha triều lên. Vậy là dòng muối trong thời gian
những chu kỳ dòng chảy hớng về phía biển (những khu vực gạch chéo trong hình vẽ) nhỏ
hơn dòng muối trong thời gian những chu kỳ dòng chảy hớng về phía đất. Theo cách này
dòng dao động thực tế đợc hớng lên trên cửa sông vào nhánh sông, trong đó sự phân
tầng nói chung là yếu trong suốt chu kỳ thủy triều và cơ chế xáo trộn không đối xứng
thấy đợc sau đó trong cửa sông là ít đáng kể.
Dòng trôi phi thủy triều
Có thể sai lầm khi có ấn tợng rằng hoàn lu thẳng đứng và phát tán nhiễu động
(bơm thủy triều) là những cơ chế duy nhất điều khiển sự cân bằng muối. Trong cửa sông
Tees, những trạm thợng lu cũng bị ảnh hởng bởi dòng do những tơng quan khác
không giữa những biến đổi độ sâu và độ mặn, và bởi tơng quan của những nhiễu động
vận tốc và độ sâu; cả hai số hạng này tạo ra một dòng muối hớng về phía biển. Số hạng
sau thể hiện hiệu ứng của vận tốc Stokes lên phân bố độ mặn trung bình thủy triều và nó
một phần đối ngịch với dòng nhiễu động xuất hiện từ một dòng chảy d mạnh. Những cửa
sông khác có thể có những yếu tố khác trội hơn nh những dòng xuất hiện do những biến
đổi ngang của các thuộc tính (Fischer, 1972) hoặc những thay đổi đáng kể trong diện tích
mặt cắt ngang trong thời gian một chu kỳ thủy triều (Okubo, 1964).
Độ lớn của cơ chế phát tán
Ngoài việc chỉ ra rằng đạt đợc sự cân bằng muối, hình 10.6 cũng cung cấp thông
tin hữu ích về độ lớn tơng đối của các số hạng dòng khuếch tán khác nhau trong cửa
sông Tees. Trong tính toán, những chuyển động rối của nguồn muối với những chu kỳ ít
hơn một phút đợc tính trung bình bằng quy trình lấy mẫu. Thực tế là, cân bằng muối
hợp lý vẫn còn nhận đợc có thể xem nh bằng chứng rằng dòng do nhiễu động rối là
không quan trọng. Hơn nữa, tất cả các đo đạc thực hiện tại tâm lòng dẫn chính của cửa
sông và không xét đến dòng muối do những biến đổi hớng ngang, với ngoại lệ là những

giá trị vận tốc tại tâm chắc chắn cao hơn giá trị trung bình mặt cắt ngang. Những kết quả
nh vậy nói lên rằng những biến đổi hớng ngang không tạo ra bất kỳ dòng khuếch tán
đáng kể nào trong Tees. Cân bằng những số hạng khuếch tán với vận chuyển bình lu
không thật hoàn hảo. Tại biên phía biển của cửa sông, dòng thực tế thấp hơn dự kiến mặc
dầu độ lệch cân bằng là khá nhỏ. Tại những trạm phía trên, nguồn muối trong chu kỳ 5
ngày của thời kỳ triều cờng hoặc yếu lệch khỏi cân bằng. Vì đây là khu vực trong đó
gradient độ mặn dốc nhất, nó đợc dự kiến nhạy cảm nhất đối với những thay đổi của
những ảnh hởng bên ngoài nh dòng chảy sông và đối với những ảnh hởng bên trong
nh biến đổi dòng thích ứng với những thay đổi hằng ngày của độ lớn thủy triều. Thấy
rằng dòng muối toàn bộ tạo nên sự dịch chuyển xuống hạ lu của phân bố dọc của muối
giữa những kỳ triều cờng và yếu.

332



Khía cạnh quan tâm khác thể hiện trong hình 10.6 là việc phát hiện rằng những
thành phần đặc trng của dòng muối không biến đổi một cách trơn tru dọc theo toàn bộ
độ dài cửa sông. Ví dụ, dòng do hoàn lu thẳng đứng đạt đến một giá trị đặc biệt lớn tại
trạm thứ năm kể từ biên phía biển, khoảng hai lần lớn hơn giá trị của cùng thành phần
đó của dòng tại trạm thứ t. Cân bằng muối đợc duy trì bằng sự tơng ứng các giá trị
cao và thấp đối với dòng do bơm thủy triều tại những trạm thứ t, thứ năm, tơng ứng.
Mặc dầu độ sâu trung bình tại hai trạm này hầu nh giống nhau, cửa sông trở nên nông
hơn đáng kể vì trạm 4 gần với biên phía biển, và có vẻ việc giảm độ sâu là nguyên nhân
xáo trộn rối mạnh. Sự xáo trộn này làm giảm sức mạnh hoàn lu thẳng đứng, làm yếu sự
phân tầng, và do đó làm giảm độ lớn của dòng ổn định (xem mục 5.2.1). Nh vậy nguồn
muối cho thấy những cơ chế khác nhau có thể thống trị phát tán trên một chiều dài tơng
đối ngắn của một cửa sông nh thế nào - trong ví dụ này giữa các trạm chỉ là hơn 2 km.
10.3.2 Hệ số phát tán
Phát tán trung bình thủy triều

Một khía cạnh quan trọng của phân tích dòng muối là cung cấp thông tin về
những quá trình tạo ra phát tán dọc trong cửa sông. Có lẽ minh họa tốt nhất là bằng việc
xem xét phát hiện rằng những dòng phát tán do hoàn lu thẳng đứng và bơm thủy triều
là bổ sung cơ bản tại những vị trí đặc trng trên một độ dài đáng kể của cửa sông Tees.
Trong phân tích dòng muối đã mô tả ở trên, dòng muối đợc chia ra những thành phần
xuất hiện từ phân bố trạng thái ổn định của vận tốc và độ mặn và những đối tác biến đổi
theo thủy triều của chúng. Hơn nữa, những cơ chế tạo nên những dòng này thực chất là
những cơ chế đợc mô tả trớc đây bởi Taylor (1953) (mục 5.2.1); tức là trợt dòng chảy
thẳng đứng dọc theo hớng dòng chảy và xáo trộn thẳng đứng. Nh vậy tiếp cận cân bằng
muối đợc biểu thị theo cách trong đó sự trợt và xáo trộn thẳng đứng, dù cho tính biến
thiên đáng kể của chúng trong thời gian thủy triều, kết hợp để bảo đảm rằng muối đợc
mang về phía đất với mức độ phù hợp với mức tổn thất ra biển bởi dòng chảy sông. Mối
quan hệ trung bình thủy triều này có thể biểu thị nh sau


0
0

mfw
Fsu
(10.5)
trong đó u
fw
là vận tốc do dòng chảy nớc ngọt,
0
s
là độ mặn trung bình độ sâu trung
bình thủy triều và F
m
dòng muối hớng lên thợng lu tại một mặt cắt đặc trng qua cửa

sông. Đối với hệ số phát tán dọc K
xe
tại mặt cắt

x
s
Ksuf
xew



0
0

(10.6)
và thấy rằng

x
s
KF
xem



0

. (10.7)
Hãy giả thiết rằng dòng muối tại tâm lòng dẫn liên quan đến dòng trung bình mặt
cắt ngang F
m

bởi hàm f cho nên

333




cm
fFF
. (10.8)
Đã thấy từ những quan trắc trong Tees (Lewis và Lewis, 1983) rằng một phần
đáng kể của dòng khuếch tán trong các cửa sông đợc thống trị bởi hoàn lu thẳng đứng
và những thành phần dao động F
v
và F
T
tơng ứng. Nh vậy, với xấp xỉ đầu tiên

Tvc
FFF . (10.9)
Từ những phơng trình (10.5), (10.8) và (10.9)

)(
Tv
0fw
FF
f
Su

. (10.10)

Toàn bộ kết quả khảo sát từ 1975 ở cửa sông Tees giả thiết rằng f nằm trong phạm
vi 0,5 đến 0,7. Giả thiết rằng f = 0,6, bảng 10.1 liệt kê những giá trị quan trắc đối với - (F
v

+F
T
) cùng những giá trị u
fw
s
0
/f dựa vào lu lợng sông trong thời gian quan trắc.
Những giá trị từ những trạm thứ ba và thứ t từ miệng cửa sông nh trong hình
10.5 đợc sử dụng trong ví dụ này. Lấy những gradient độ mặn quan trắc, những giá trị
đối với K
xe
đợc tính toán trên cơ sở những phơng trình (10.6) và (10.10) và chúng cũng
đợc cho trong bảng.
Bảng 10.1 cho thấy giữa những kỳ triều cờng và yếu, những giá trị K
xe
không
thay đổi nhiều, dù có sự tăng đáng kể trong gradient dọc của độ mặn. Ví dụ, tại trạm 3,
K
xe
giảm từ 86 đến 70 m
2
s
-1
(tơng đơng với 22 % mức thay đổi), khi s
0
/x tăng từ 0,30

đến 0,51 x 10
-6
m
-1
(tơng đơng với 54 % mức thay đổi). Từ bảng 10.1 có thể thấy rằng sự
thay đổi từ triều yếu đến triều cờng làm cho dòng muối do hoàn lu thẳng đứng F
v
tăng
từ -3,49 đến -10,11 x 10
-2
kgm
-2
s
-1
; điều này thể hiện sự tăng rõ ràng mức độ vận chuyển
về phía bờ của muối bởi cơ chế này. Tuy nhiên, bảng 10.1 cũng chỉ ra rằng dòng muối do
bơm thủy triều F
T
, thật sự đảo ngợc dấu do vậy có sự vận chuyển về phía biển của muối
bởi cơ chế này khi triều cờng. Nh vậy dòng khuếch tán kết hợp - ( F
v
+ F
T
), chỉ tăng 40
%. Trong việc tính toán hệ số phát tán dọc, sự tăng này phần lớn đợc bù đắp bởi sự tăng
gradient độ mặn, và do đó sự thay đổi K
xe
giữa triều cờng và triều yếu là tơng đối nhỏ.
Nh vậy, trạng thái bổ sung của những dòng muối do hoàn lu thẳng đứng và bơm thủy
triều bảo đảm rằng chỉ có một biến đổi tơng đối khiêm nhờng trong hệ số phát tán dọc.

Phát tán nội thủy triều
Đối với phần lớn cửa sông Tees, sự duy trì nguồn muối chủ yếu do cân bằng giữa
vận chuyển muối về phía biển bởi dòng chảy sông và dòng khuếch tán muối hớng vào
phía đất bởi hoàn lu thẳng đứng và bơm thủy triều. Vì vận chuyển do sông và hoàn lu
thẳng đứng lấy nh những số hạng trạng thái ổn định, sự khác nhau giữa chúng đợc tạo
ra bởi sự vận chuyển muối tích hợp thủy triều bởi bơm thủy triều. Điều này tơng đơng
với việc biểu thị lại phơng trình (10.10) ở dạng

)(
v
0fw
T
F
f
Su
F
(10.11)
chú ý rằng cả F
T
và F
v
là dơng đối với vận chuyển hớng lên thợng lu.


334



Bảng 10.1 Hệ số phát tán suy luận từ những số hạng dòng muối
Trạm F

v
F
T
(x0,01kgm
-2
s
-1
)
-(F
v
+F
T
)

Phạm vi
u
fw
s
0
/f
s
0
/x
(x 10
-6
m
-1
)
K
xe

(10
2
m
2
s
-1
)

Triều yếu
3 -3,49 -0,83 4,32 3,2-4,5 0,30 0,86
4 -4,74 -6,50 11,24 8,6-12,0 0,33 1,99
Triều cờng
3 -10,11 4,03 6,08 4,2-5,9 0,51 0,70
4 -5,11 -7,17 12,28 11,0-15,5

0,51 1,41

Nh vậy sự biến đổi độ lớn của bơm thủy triều trong thời gian một chu kỳ triều
phải mô tả sự cân bằng muối đợc duy trì ra sao tại bất kỳ vị trí đặc trng nào dọc theo
chiều dài cửa sông. Thông qua việc hiểu biết những cơ chế thấy rằng những yếu tố điều
khiển dòng muối nội thủy triều, và do đó là phát tán nội thủy triều có thể xác định và hy
vọng đợc định lợng.
Một sự giải thích đối với dòng bơm thủy triều đã cho ở trên. Những phần tử then
chốt của cơ chế trong cửa sông Tees là:
1. Sự phụ thuộc dòng muối lên hoàn lu thẳng đứng
2. Sự xáo trộn yếu khi triều lên
3. Sự xáo trộn mạnh khi triều xuống.
Trạng thái này là điển hình của bất kỳ cửa sông nào tại đó xáo trộn khi triều
xuống mạnh hơn xáo trộn khi triều lên; tức là một hệ thống 'trội triều xuống'. Nhiều cửa

sông có xáo trộn triều lên mạnh hơn và đợc gọi là những hệ thống 'trội triều lên'.
10.4 Các giá trị nhỏ nhất đối với Phát tán hớng ngang
Trong Chơng 8 những giá trị hệ số phát tán hớng ngang bắt nguồn từ việc
nghiên cứu một số chất chỉ thị màu đã dẫn. Trong hầu hết các trờng hợp đó, trợt thẳng
đứng liên quan đến thành phần ngang của vận tốc có vẻ đã trợ giúp quá trình phát tán.
Việc xem xét giờ đây là cho một tập hợp dữ liệu do những nghiên cứu chất chỉ thị màu
trong 21 khu vực khác nhau xung quanh bờ biển Vơng quốc Anh (Riddle và Lewis,
1997). Một vài nghiên cứu đợc thực hiện trong những khu vực bao quanh, xét về đặc
tính là cửa sông nhng phần lớn thực hiện trong những vịnh và bờ biển tơng đối thẳng
(bảng 10.2). Hầu hết các thực nghiệm kèm theo việc thải các đốm loang rời rạc chất chỉ
thị màu, và việc theo dõi chúng sau đó nói chung đợc giới hạn với một pha triều lên hoặc
triều xuống; ba tập hợp những kết quả thải liên tục trong Holy Loch, vịnh Red Wharf và
ngoài khơi bờ biển Cumberland đợc cho trong bảng.
Mặc dầu những kết quả riêng lẻ đợc phân tích chi tiết, những phát hiện giới
thiệu ở đây chỉ tham chiếu cho một so sánh cục bộ. Chỉ những hệ số phát tán hớng
ngang đợc trích dẫn, bởi vì sự biến thiên của những giá trị K
xe
giả thiết rằng chúng bị

335



ảnh hởng mạnh bởi thành phần dọc của trợt thẳng đứng. Những giá trị K
ye
nhỏ nhất
đợc chọn để loại bỏ những kết quả thực nghiệm trong đó sự trợt do gió có xu hớng
thống trị phát tán hớng ngang. Cần thấy rằng đối với một vài khu vực, có hơn một cặp
tiêu biểu của những hệ số bởi vì những điều kiện hải dơng học đợc lĩnh hội khác nhau
một cách đáng kể khi các cực tiểu đợc xác định.

Bảng 10.2 Giá trị những hệ số xáo trộn xung quanh bờ biển Vơng quốc Anh.
(Theo Riddle và Lewis, 1997, đợc sự đồng ý của Academic Press)
Mã số
khu
vực
K
ye
(min)
(m
2
s
-1
)
K
z

(x10
-4
m
2
s
-1
)
h
(m)
u
(m/s)

Vịnh Tees (ngoài khơi) B 0,500

2,0 50,0 0,35
Điểm Anvil O 0,090

62,0 23,0 1,40
Bude (ngoài khơi) V 0,140

60,0 20,0 0,07
Vịnh Poole L 0,010

111,5 15,0 0,40
Seaton Carew (ngoài khơi) X 0,330

25,0 15,0 0,25
Aberystwyth D 0,003

24,7 13,0 0,35
Teignmouth Q 0,420

20,0 12,0 0,20
Vùng nớc Southampton T 0,100

50,0 12,0 0,60
Cửa sông Dart S 0,350

40,0 10,0 0,21
Vịnh Swansea C 0,210

2,0 8,0 0,30
Seaton Carew (gần bờ) W

0,045

25,0 7,2 0,25
Criccieth và Morfa Bychan E 0,010

10,5 7,0 0,18
Lyme Regis (gần bờ) Y 0,150

28,0 7,0 0,15
Stevenston A 0,050

19,2 6,0 0,06
Cửa sông Plym G 0,010

14,4 4,0 0,15
Cửa sông Forth I 0,050

8,5 3,5 1,00
Cửa sông Tees H 0,050

9,7 3,0 0,15
Morfa Bychan F 0,060

8,4 2,5 0,03
Vịnh Severn Card. -triều lên M

0,014

110,0 1,8 0,75
Vịnh Severn Card triều xuống N 0,021

24,0 1,8 0,75
Holy Loch (liên tục) 2 0,020

2,0 20,0 0,70
Vịnh Red Wharf (liên tục) 3 0,040

9,0 20,0 0,33
Bờ biển Cumberland (liên tục) 4 0,210

6,0 30,0 0,52
Trung bình 0,050

20,0 10,0 0,30
Cực tiểu 0,003

2,0 1,8 0,03
Cực đại 0,500

111,5 50,0 1,40

336



Những hệ số hớng ngang (bảng 10.2) nằm trong phạm vi từ 0,003 đến 0,50 m
2
s
-1

và có giá trị trung bình là 0,05 m
2
s
-1
, tơng tự nh những giá trị trung bình của K
ye
tìm
thấy trong thực nghiệm trong nớc ven bờ Ai len và nớc Anh, và đợc báo cáo trong mục
8.4.2.
Những hệ số xáo trộn thẳng đứng trong những khu vực dòng triều mạnh hơn giới
hạn giữa 0,0002 và 0,011 m
2
s
-1
, với giá trị trung bình là 0,0020 m
2
s
-1
. Những kết quả này
cho ta một phạm vi rộng về độ lớn của những hệ số xáo trộn đo đạc, đoán chừng gây ra bởi
những khác biệt cục bộ của cờng độ rối và trợt vận tốc. Vẫn khó khăn để liên hệ những
mức độ xáo trộn với những tham số vật lý đặc trng, và việc đánh giá những hệ số phát
tán đối với một khu vực vẫn còn phụ thuộc vào nghiên cứu thực nghiệm trong khu vực
liên quan. Tuy nhiên, những kết quả trong bảng 10.2 giả thiết rằng độ lớn của K
ye
biến
đổi theo độ sâu trong những khu vực trong đó thực nghiệm chất chỉ thị đợc thực hiện. Vì
lý do này, những hệ số đối với thực nghiệm đốm loang đợc sắp xếp theo độ sâu của nớc
trong nhiều khu vực.

Hình 10.9 Những giá trị K
ye
nhỏ nhất vẽ theo những giá trị K
z
tơng ứng. Dữ liệu bắt nguồn từ thực nghiệm
đốm loang màu tại những vị trí xung quanh bờ biển Vơng quốc Anh. (Theo Riddle và Lewis, 1997, đợc
sự đồng ý của Academic Press)

Hình 10.9 cho thấy những giá trị nhỏ nhất của K
ye
từ những thực nghiệm khác
nhau đợc vẽ theo những giá trị K
z
tơng ứng cùng khu vực đó. Những mã số khu vực
đợc liệt kê trong bảng 10.2. Hình vẽ giả thiết rằng có mối quan hệ ngợc giữa K
ye
, và K
z

đặc biệt đối với những kết quả từ những khu vực sâu hơn, hiện ra bởi đờng phía trên của
hai đờng cong trong hình vẽ. Mối quan hệ ngợc này chỉ ra rằng phát tán hớng ngang
tuân thủ sự thích ứng dự đoán đối với K
z
cho dòng chảy hoàn toàn có giới hạn (mục 5.2.2),
nói lên rằng sau chu kỳ đốm loang màu đợc theo dõi, thờng là 2 đến 3 giờ, xáo trộn giữa
mặt nớc và đáy biển đợc hoàn tất. Nh vậy trạng thái có thể biểu thị bởi phơng trình
có dạng

337

zL
s
yys
KA
hv
KK
22

(10.12)
trong đó K
ye
K
z
vì phát tán trợt ngang thống trị khuyếch tán rối (xem phơng trình
8.38), v
s
là thành phần ngang của dòng chảy mặt.
Từ hình vẽ có thể thấy rằng đối với bất kỳ giá trị nào của K
ye
thờng có hai giá trị
của K
z
, và thiếu những giá trị trung gian giữa chúng. Ví dụ, khi K
ye
= 0,2 m
2

s
-1
, K
z
xấp xỉ
0,0002 m
2
s
-1
hoặc 0,0022 m
2
s
-1
(tức là có sự khác biệt bậc độ lớn giữa những hệ số xáo trộn
thẳng đứng với cùng mức độ phát tán trợt). Từ hình vẽ cần thấy rằng đờng cong (a),
ứng với những giá trị K
z
lớn hơn, nói chung liên quan đến thực nghiệm chất chỉ thị màu
trong nớc có độ sâu lớn hơn, so với những giá trị đối với đờng cong (b).
Phát hiện này, mặc dù còn xa để chứng minh đợc, giả thiết rằng để K
ye
không đổi
trong phơng trình (8.3.8), những số hạng v
s
2
h
2
/A
L
phải thay đổi theo K

z
. Giả thiết rằng
dòng chảy và độ sâu h không biến đổi nhiều, sự tăng K
z
cần phải kèm theo sự giảm A
L
mà
từ hình 5.13 nói lên rằng phân bố vận tốc cần phải ít uốn cong hơn. Vì những giá trị K
z

lớn hơn liên quan đến nớc sâu hơn, phát hiện này chỉ ra rằng những phân bố vận tốc
thẳng đứng, vuông góc với thành phần chính của dòng chảy, sẽ lệch so với dạng lôgarit
trong nớc có độ sâu lớn hơn. Trong khi thiếu dữ liệu phân bố vận tốc chi tiết đối với
nhiều thực nghiệm, không thể khẳng định sự phụ thuộc vào độ sâu này có thật sự xuất
hiện hay không.
Sự xuất hiện của những giá trị K
z
có bậc độ lớn khác với hai đờng cong trong hình
10.9 có thể phản ánh sự hạn chế về kích thớc của các xoáy cực đại trong dòng chảy rối
phát triển hoàn toàn trong nớc nông hơn nói chung, thể hiện bởi đờng cong (b). Trong
hoàn cảnh này có thể thấy rằng Officer (1976: tr. 294) đã quan trắc thấy những giá trị N
z

trong nớc ven bờ có bậc độ lớn lớn hơn so với trong các cửa sông, có lẽ do kích thớc khác
nhau của những khu vực.
Sự biến đổi theo thời gian trong phân bố vận tốc
Để tổng kết, những kết quả từ những nghiên cứu trong phòng thí nghiệm và chất
chỉ thị trong môi trờng biển giả thiết rằng:
1. Xáo trộn có thể điều chỉnh hiệu ứng trợt trong việc tăng cờng khuyếch tán chất
hoà tan.

2. Trong các cửa sông phân tầng một phần hoặc hoàn toàn, những bất ổn định mặt
phân cách có thể phát sinh rối mà nhanh chóng làm thay đổi dạng phân bố vận tốc thẳng
đứng, nh vậy làm thay đổi ý nghĩa tơng đối của những cơ chế phát tán.
3. Sự phát tán trong nớc ven bờ phụ thuộc vào sự biến đổi đáng kể theo thời gian do
ảnh hởng của thuỷ triều lên phân tầng mật độ, cờng độ rối và trợt vận tốc.
4. Dù có biến thiên đáng kể của cấu trúc của một cửa sông và cực kỳ khó khăn trong
việc dự đoán những thay đổi này, trạng thái bổ sung của những cơ chế phát tán bảo đảm
rằng, đối với dòng chảy nớc ngọt và độ lớn thủy triều không đổi, có sự biến đổi tơng đối
nhỏ của những hệ số phát tán trung bình thủy triều.

338



10.5 Nghiên cứu Tơng lai đối với Phát tán Trong môi trờng biển
Từ những nghiên cứu phát tán trong các cửa sông và nớc ven bờ đến nay, nổi lên
những cơ chế lan rộng làm cho vật chất biến đổi rõ rệt theo thời gian và không gian. Về
nguyên tắc, mong muốn nhận đợc dữ liệu về tần số mà theo đó sự thay đổi theo thời gian
phải xuất hiện dới một tập hợp của những điều kiện đã cho. Tuy nhiên, cấu trúc mật độ
và trờng vận tốc biến đổi nhiều đến nỗi trong thế giới tự nhiên đòi hỏi những quan trắc
lặp lại để có đợc thông tin thống kê là hầu nh không thể đạt đợc. Tuy nhiên, có thể
phải tạo ra dữ liệu thống kê dới những điều kiện kiểm soát đợc của bể chứa trong
phòng thí nghiệm. Vấn đề sẽ là xác định những phát hiện có thể liên quan đến thế giới tự
nhiên ra sao.
Những thực nghiệm trong phòng đòi hỏi những khía cạnh của dòng chảy phải cơ
bản hơn. Ví dụ, sự phân tầng ảnh hởng đến phân bố vận tốc trong dòng chảy ra sao và
dới những điều kiện nào thì chuyển từ tầng đến rối, và lần nữa, có xuất hiện không khi
có mặt phân tầng?
Công nghệ mới đa ra viễn cảnh cho nhiều đo đạc chi tiết hơn và kéo dài hơn trong
môi trờng biển so với nh đã có thể. Ví dụ, máy đo dòng chảy bằng hiệu ứng âm thanh

Doppler đang làm nổi bật một số lớn những thay đổi dòng triều, đặc biệt tại những độ sâu
trung bình. Tuy nhiên, có nhu cầu để biết nhiều hơn những khu vực gần đáy, mặt phân
cách và gần mặt nớc - đòi hỏi sự phát triển đáng kể về trang thiết bị để nhận đợc dữ
liệu này với độ chính xác và tần số đầy đủ trong môi trờng tơng đối không thuận tiện
của biển.
Nghiên cứu chất chỉ thị rõ ràng có tác dụng đáng kể trong việc thu đợc những giá
trị phát tán đối với những ứng dụng thực tế. Vẫn còn những nhu cầu để nhấn mạnh là giá
trị của những nghiên cứu chất chỉ thị nh vậy phụ thuộc vào sự thu thập đồng thời dữ
liệu trên những điều kiện bao quanh để những kết quả phát tán có thể đợc giải thích
đúng mức.
10.6 Tóm tắt Toàn bộ
Những phát hiện chính về phát tán trong môi trờng biển cho đến nay giả thiết
rằng:
1. Sự pha loãng một chất hoà tan, hoặc sự tách ra của vật chất có hạt mịn bởi
khuyếch tán rối đợc trợ giúp lớn bởi tác động phát tán của trợt vận tốc của dòng chảy
trung bình.
2. Xáo trộn thẳng đứng đóng vai trò then chốt trong quá trình phát tán nhng độ lớn
và sự biến đổi của nó đợc vẫn còn đợc hiểu một cách nghèo nàn.
3. Rối phát sinh xáo trộn qua lại của chất hoà tan với miền bao quanh cũng ảnh
hởng đến sự truyền động lợng của nó, và do đó mức độ trợt thẳng đứng và ngang.
4. Những thực nghiệm trong phòng và hiện trờng giả thiết rằng rối có thể gián
đoạn, đặc biệt trong những dòng chảy phân tầng, và do đó thờng quan trắc đợc những
thay đổi đột ngột của cờng độ xáo trộn và phân bố vận tốc.

339



5. Một khi có thể không dự đoán đợc mức độ rối tại bất kỳ thời điểm nào từ sự hiểu
biết những điều kiện dòng chảy trung bình, vai trò lấy trung bình các chất chỉ thị sẽ tiếp

tục chứng tỏ là quan trọng đối với những đánh giá quá trình phát tán trong các cửa sông
và nớc ven bờ.

340



Tµi liÖu tham kh¶o
1. Abraham, G. (1963) Jet diffusion in a stagnant ambient fluid. Delft Hydraulics
Laboratory,Publication No. 29.
2. Alphen, J.S.L.J. van, de Ruijter, W.P.M. and Borst, J.C. (1988) Outflow and three-
dimensional spreading of Rhine River water in the Netherlands coastal zone. In:
Dronkers, J. and van Leussen, W. (eds.). Physical Processes in Estuaries. Springer-
Verlag, Berlin, 130-145.
3. Ashford, O.M. (1985) Prophet or Professor? The life and work of Lewis Fry
Richardson. Adam Hilger, Bristol.
4. Batchelor, G.K. (1950) The application of the similarity theory of turbulence to
atmospheric diffusion. Q. J. Roy. Met. Soc., 76, 133.
5. Bell, R.G. (1985) Predicting subsequent dilution. In: Williams, B.L. (ed.). Ocean
Outfall Handbook. Water and Soil Miscellaneous Publication No. 76. Wellington, New
Zealand, 129-141.
6. Bowden, K.F. (1950) Processes affecting the salinity of the Irish Sea. Monthly
Notices of the Royal Astro. Soc., Geophysical Supplemental), 63.
7. Bowden, K.F. (1962a) Turbulence. In: Hill, M.N. (ed.). The Sea, Volume 1. John
Wiley, New York, 802-825.
8. Bowden, K.F. (1962b) Measurements of turbulence near the seabed in a tidal
current. /.Geophys. Res. 67(8), 3181-3186.
9. Bowden, K.F. (1963) The mixing process in a tidal estuary. International}, of
Water and Air Pollution 7, 343-356.
10. Bowden, K.F. (1965) Horizontal mixing in the sea due to a shearing current. J.

Fluid Mech. 21, 83-95.
11. Bowden, K.F. (1967) Circulation and diffusion. In: Lauff, G.H. (ed.), Estuaries.
American Association for Advancement of Science, Publication No. 83, 15-36.
Bowden, K.F. (1977) Turbulent processes in estuaries. Estuaries, Geophysics and the
Environment. National Academy of Sciences Publication, Washington, DC, 46-56.
12. Bowden, K.F. (1981) Turbulent mixing in estuaries. Ocean Management 6, 117-
135.
13. Bowden, K.F. (1983) Physical Oceanography of Coastal Waters. Ellis Hoi-wood,
Chichester.
14. Bowden, K.F. and Fairbaim, L.A. (1952) A determination of the frictional forces
in a tidal current. Proc. Roy. Soc. 214A, 371-392.

341



15. Bowden, K.F., Fairbaim, L.A. and Hughes, P. (1959) The distribution of shearing
stresses in a tidal current. Geophs. J. of Royal Astro. Soc. 2(4), 288-305.
16. Bowden, K.F. and Hamilton, P. (1975) Some experiments with a numerical model
of circulation and mixing in a tidal estuary. Estuarine, Coastal and Shelf Science 3, 281-
301.
17. Bowden, K.F., Krauel, D.P. and Lewis, R.E. (1974) Some features of turbulent
diffusion from a continuous source at sea. Advances in Geophysics 18A, 315-329.
18. Bowden, K.F. and Lewis, R.E. (1973) Dispersion in flow from a continuous source
at sea. Water Research 7, 1705-1722.
19. Bowles, P., Bums, R.H., HudsweU, F. and Whipple, R.T.P. (1958) Exercise
Mermaid. UK Atomic Energy Authority, Harwell, Report No. AERE E/R 2625. HMSO,
London.
20. Bowman, M.J. (1978) Spreading and mixing of the Hudson River effluent into the
New York Bight. In: Nihoul, J.C. (ed.). Hydrodynamics of Estuaries and Fjords.

Oceanography Series No. 23, 373-386, Elsevier, Amsterdam.
21. Bowman, M.J. and Iverson, R.L. (1978) Estuarine and plume fronts. In: Bowman,
M.J. and Esaias, W.E. (eds), Oceanic Fronts in Coastal Processes. Springer-Verlag,
Berlin, 87-104.
22. Britter, R.E. and Simpson, J.E. (1978) Experiments on the dynamics of a gravity
current head. J. Fluid Mech. 88, 223-240.
23. Carter, H.H. and Okubo, A. (1965) A study of the physical processes of movement
and dispersion in the Cape Kennedy area. Chesapeake Bay Institute, Johns Hopkins
University, US Atom. Energy Comm. Report, N70-2973-1.
24. Cederwall, K. (1968) Hydraulics of marine waste disposal. Chalmers Institute of
Technology, Hydraulics Division, Goteborg, Sweden, Report No. 42.
25. Cheng, R.T. (ed.) (1990) Residual Currents and Long-Term Transport. Springer-
Verlag, New York.
26. Crawford, W.R. (1991) Tidal mixing and nutrient flux in the waters of southwest
British Columbia. In: Parker, B. (ed.). Tidal Hydrodynamics. John Wiley, New York, 855-
869.
27. Csanady, G.T. (1966) Accelerated diffusion in the skewed shear flow of lake
currents. J. Geophys. Res. 71(2), 411-420.
28. Csanady, G.T. (1973) Turbulent Diffusion in the Environment. D. Reidel,
Dordrecht.
29. de Ruijter, W.P.M., van der Giessen, A. and Groenendijk, F.C. (1992) Current and
density structure in the Netherlands coastal zone. In: Prandle, D. (ed.). Dynamics and
Exchanges in Estuaries and Coastal Zones. American Geophysical Union, 529—550.
30. Dewey, R.K. and Crawford, W.R. (1988) Bottom stress estimates from vertical
dissipation rate profiles on the continental shelf. J. Phys. Oceanog. 18, 1167-1177.