Dao động tự do và dao động mùa của mực nước biển Đông

năng trong biển sẽ có dao động với 31 biên độ nguy hiểm. Đáng tiếc chúng tôi không có tư liệu để phân tích khía cạnh này của vấn đề. Sơ đồ tính toán ở đây có thể sử dụng để khảo sát dao động riêng của các đầm hoặc hồ nước khi nghiên cứu xâyxi, hay dao động lắc của các thủy vực cảng, vũng tầu... Hình 2.1. Phổ dao động tự do tại điểm số 1 (các đỉnh ứng với chu kỳ 55,6-23,8-19,2-11,6-10,6-9,8-7,6-6,1 giờ) Hình 2.2. Phổ dao động tự do tại điểm số 2 (các đỉnh ứng với chu kỳ 55,6-19,2-13,2-11,6-10,6-9,8-8,2 giờ) 32 Hình 2.3. Phổ dao động tự do tại điểm số 3 (các đỉnh ứng với chu kỳ 55,6-23,8-19,2-13,2-11,6-10,6-9,6-8,2-7,1-6,1 giờ) Hình 2.4. Phổ dao động tự do tại điểm số 4 (các đỉnh ứng với chu kỳ 55,6-24,8-19,2-17,2-13,2-10,6-9,6-9,1-8,6-8,2-6,1 giờ) 33 Hình 2.5. Phổ dao động tự do tại điểm số 5 (các đỉnh ứng với chu kỳ 19,2-17,2-14,7-8,2-6,9 giờ) Hình 2.6. Phổ dao động tự do tại điểm số 6 (các đỉnh ứng với chu kỳ 33,3-25,0-19,2-17,2-14,7-7,6 giờ) 34 Hình 2.7. Phổ dao động tự do tại điểm số 7 (các đỉnh ứng với chu kỳ 19,2-17,2 giờ) Hình 2.8. Phổ dao động tự do tại điểm số 8 (các đỉnh ứng với chu kỳ 25,0-19,2-17,2 giờ) 35 Hình 2.9. Phổ dao động tự do tại điểm số 9 (các đỉnh ứng với chu kỳ 25,0-19,2-13,2-11,6-10,6-9,8-7,9-7,1-6,4-6,1 giờ) Hình 2.10. Phổ dao động tự do tại điểm số 10 (các đỉnh ứng với chu kỳ 55,6-19,2-17,2-10,6-6,1 giờ) 36 Hình 2.11. Phổ dao động tự do tại điểm số 11 (các đỉnh ứng với chu kỳ 25,0-19,2-17,2 giờ) Hình 2.12. Phổ dao động tự do tại điểm số 12 (các đỉnh ứng với chu kỳ 25,0-19,2-17,2 giờ) 37 Hình 2.13. Phổ dao động tự do tại điểm số 13 (các đỉnh ứng với chu kỳ 25,0-19,2-17,2 giờ) Hình 2.14. Phổ dao động tự do tại điểm số 14 (các đỉnh ứng với chu kỳ 55,6-25,0-19,2-17,2-11,6-10,6-9,6-9,4 giờ) 38 Hình 2.15. Phổ dao động tự do tại điểm số 15 (các đỉnh ứng với chu kỳ 19,2-17,2 giờ) Hình 2.16. Phổ dao động tự do tại điểm số 16 (các đỉnh ứng với chu kỳ 25,0-19,2-17,2 giờ) 39 Hình 2.17. Những đường đồng pha (liền nét) và đồng biên độ (gạch nối) của dao động tự do với chu kỳ 55,6 giờ 40 Hình 2.18. Những đường đồng pha (liền nét) và đồng biên độ (gạch nối) của dao động tự do với chu kỳ 24,8 giờ 41 Hình 2.19. Những đường đồng pha (liền nét) và đồng biên độ (gạch nối) của dao động tự do với chu kỳ 19,2 giờ 42 Hình 2.20. Những đường đồng pha (liền nét) và đồng biên độ (gạch nối) của dao động tự do với chu kỳ 17,2 giờ 43 Hình 2.21. Những đường đồng pha (liền nét) và đồng biên độ (gạch nối) của dao động tự do với chu kỳ 11,6 giờ 44 Hình 2.22. Những đường đồng pha (liền nét) và đồng biên độ (gạch nối) của dao động tự do với chu kỳ 10,6 giờ 45 Hình 2.23. Những đường đồng pha (liền nét) và đồng biên độ (gạch nối) của dao động tự do với chu kỳ 9,7 giờ 46 Hình 2.24. Những đường đồng pha (liền nét) và đồng biên độ, cm (gạch nối) của sóng triều ở biển Đông theo Nguyễn Ngọc Thụy [43] 1K 47 Hình 2.25. Phân bố tính chất thủy triều trên biển Đông theo Nguyễn Ngọc Thuy [43] (1 – bán nhật triều đều, 2 – bán nhật triều không đều, 3 – nhật triều không đều, 4 – nhật triều đều) 48 CHƯƠNG 3 – PHỔ MỰC NƯỚC Ở VEN BỜ TÂY BIỂN ĐÔNG 3.1. Đặt vấn đề nghiên cứu phổ mực nước Phổ là một đặc trưng mang thông tin đầy đủ nhất về quá trình dao động của hiện tượng nghiên cứu. Dao động mực nước ở biển có tính chất phức tạp do bị ảnh hưởng của nhiều nguyên nhân tác động và đặc điểm phản ứng của biển đối với những nguyên nhân đó cũng khác nhau phụ thuộc vào hình dạng và phân bố độ sâu riêng có của thủy vực. Vì biến động của mực nước biển và đại dương là kết quả tác động của nhiều quá trình động lực trong biển và trong khí quyển, kể cả những quá trình vĩ mô, nên phổ mực nước còn chứa thông tin về những quá trình đó. Nhiều khi người ta nghiên cứu những quá trình ấy thông qua nghiên cứu phổ mực nước. Nghiên cứu phổ dao động của mực nước giúp hiểu được cấu trúc bên trong của dao động, xác định những nguyên nhân gây ra biến động của mực nước và nghiên cứu phương pháp dự báo. Hàng loạt bài viết gần đây trong sách báo hải dương học trên thế giới [20-23, 28, 37, 27] giành sự chú ý cho các vấn đề về biến động thời gian của mực nước biển như dao động nhiều năm, dao động mùa và đặc biệt những dao động xi nốp. Trong khi nghiên cứu, các phương pháp phổ đã được sử dụng rộng rãi nhất [27]. Phân tích phổ các chuỗi dao động mực nước ở những trạm ven bờ và cửa sông còn có ý nghĩa thực tiễn để phát hiện thêm những dao động với chu kỳ triều, những chu kỳ dao động do ảnh hưởng của nước nông mà các phương pháp phân tích điều hòa nhiều khi không xác định được. Điều này rất quan trọng trong công tác dự báo mực nước biển, nhất là đối với vùng biển nước ta với đặc điểm thủy triều toàn nhật chiếm ưu thế, các sóng bội nước nông của các sóng toàn nhật rất có khả năng phát triển mạnh như trong chương 2 chúng tôi cũng đã nhận xét. Chính vì lý do đó mà đã hình thành những xu hướng động lực học phổ nhằm nghiên cứu thiết lập những mối quan hệ giữa các đặc trưng phổ của mực nước và các lực tác động (xem [27, 65, 67]). Những kết quả tính phổ mực nước đối với biển Đông như trong phần mở đầu đã nêu chỉ mới là bắt đầu. Trong [17, 42-43] thông báo những kết quả phân tích phổ chuỗi mực nước độ gián đoạn một giờ vóiw độ dài tháng và hai tháng cho thấy rằng trong dao động mực nước biển ở những trạm ven biển, cửa sông và trong sông tồn tại những nhóm tần số ứng với các sóng triều và các sóng nước nông. Việc tính phổ liên hệ giữa các yếu tố khí tượng gây nhiễu động mực nước cũng như phổ liên hệ của mực nước ở những trạm khác nhau trong biển đã cho phép tác giả [42] rút ra những kết luận quan trọng về những nguyên nhân chủ yếu gây nhiễu động mực nước ở vùng biển Đông. Nhằm có thêm những thông tin rộng rãi hơn nữa về cấu trúc những dao động mực nước 49 biển và phân tích sự biến đổi của nó ở những vùng khác nhau dọc theo bờ biển nước ta, chúng tôi đã sử dụng sáu chuỗi số liệu thực đo từng giờ của mực nước với độ dài năm tại các trạm Hòn Dấu, Đà Nẵng, Quy Nhơn, Vũng Tàu và Rạch Giá để tính phổ dao động mực nước biển. Ngoài ra, mục đích tính phổ trong chương này cũng còn có ý nghĩa dùng để so sánh với những kết quả khảo sát dao động tự do ở biển Đông nhận được trong chương 2. 3.2. Lọc những chuỗi quan trắc mực nước để tính phổ Trong hải dương học tồn tại rất nhiều chỉ dẫn về phương pháp phân tích phổ các chuỗi thời gian [34, 54, 22, 35]. Trong tài liệu tiếng Việt bài viết của Nguyễn Thuyết [17] dã trình bày rất kỹ về cơ sở toán học của phương pháp phổ. Tuy nhiên có một nhận xét rằng các phương pháp lọc đối với chuỗi số liệu quan trắc dựa trên các hàm làm trơn đều xuất phát từ lý thuyết lọc các nhiễu trong kỹ thuật vô tuyến, khi người ta đã biết rõ cấu trúc tín hiệu có ích. Trong khi phân tích những chuỗi thời gian của các quá trình tự nhiên trong biển nhiệm vụ nghiên cứu là phát hiện những đỉnh phổ chưa biết đặc trưng cho những dao động mà người ta quan tâm. Kinh nghiệm trong [42] áp dụng các hàm làm trơn của Hanning [57] để tính phổ những chuỗi giá trị mực nước trung bình cho kết quả tốt giúp phát hiện những chu kỳ năm và nửa năm trong dao động. Đối với những chuỗi mực nước độ gián đoạn một giờ ở vùng biển với thủy triều mạnh như ở biển nước ta và khi chúng ta đặt ra nhiệm vụ phân tích phát hiện những chu kỳ trong một dải rộng thì việc sử dụng hàm làm trơn kiểu Hanning, hay những kiểu hàm làm trơn khác, mà chúng tôi đã liệt kê ở mục 2 chương 1 sẽ gặp khó khăn đáng kể do chỗ rất khó xác định điểm cắt của hàm tương quan. Hàm tương quan của các yếu tố khí tượng thủy văn nhiều khi hoàn toàn không tiến dần tới không ở những giá trị lớn của bước dịch thời gian khi tính mà luôn luôn dao động với biên độ đáng kể xung quanh trục hoành (xem hình 3.2-3.7). Vì vậy, về nguyên tắc cách duy nhất trong khi phân tích các chuỗi mực nước là phải loại trừ các dao động triều đã biết rõ về chu kỳ của nó theo lý thuyết phân tích điều hòa. Người ta lấy chuỗi quan trắc mực nước thực đo trừ đi chuỗi mực nước thủy triều dự tính (kiểu lọc Doodson). Như vậy là người ta đã thực hiện một biến đổi đối với chuỗi quan trắc xuất phát, và đương nhiên ước lượng phổ thu được rất có thể có biến dạng, đối với những tần số mới chưa biết trước chúng ta khó có thể đoan chắc là nó có thực sự tồn tại hay không. Chúng tôi đã thử nghiệm phương pháp này bằng cách loại trừ hẳn 30 sóng triều nhưng chưa cho kết quả tốt. Trong khi phân tích phổ dao động mực nước ở vùng biển nước ta, chúng tôi nhận thấy rằng thành phần dao động chu kỳ nhật triều có năng lượng rất lớn. Nếu để thành phần này lại trong chuỗi xuất phát để phân tích phổ, thì đỉnh phổ rất cao của nó do hiệu ứng “thấm” sẽ làm lệch hoặc làm lu mờ những đỉnh phổ ứng với những tần số khác (hình 3.1). 50 Hình 3.1. Những hàm phổ mực nước tính theo các chuỗi đo chưa loại bỏ nhật triều tại Hòn Dấu theo số liệu năm 1975 (a), năm 1987 (b), Đà Nẵng (c), Quy Nhơn (d), Vũng Tàu (e) và Rạch Giá (f) Vì vậy chúng tôi thử nghiệm cách loại riêng thành phần này bằng phân tích điều hòa chuỗi xuất phát theo các công thức (1.6)-(1.8) ở chương 1 cho từng chu kỳ nhật triều 24,82 giờ của chuỗi năm. Cách loại triều này đơn giản hơn nhiều, vì không cần dự tính mực nước. Ngoài ra, nó còn có ưu điểm nữa là trong chuỗi xuất phát vẫn còn dao động triều bán nhật làm căn cứ để kiểm tra xem các đỉnh phổ có bị xê dịch không. Căn cứ vào các kết quả tính phổ trong mục sau, chúng tôi thấy rằng cách lọc này rất hiệu quả khi phát hiện những dao động nước nông phong phú trong chuỗi mực nước. 51 Để nhận được những chuỗi dừng khi tính phổ cũng đã loại các dao động năm và nửa năm, đồng thời thử nghiệm với các bước dịch thời gian cực đại của hàm tương quan khác nhau. Với chuỗi mực nước độ gián đoạn một giờ và độ dài một năm, tức gồm 8760 độ cao mực nước, chúng tôi đã thử nghiệm với bước dịch cực đại của hàm tương quan từ 500 đến 2000 giờ. So sánh các đường cong phổ nhận được cho thấy chấp nhận bước dịch thời gian bằng khoảng 1000 giờ đến 1500 giờ, tức bằng khoảng 1/8 độ dài chuỗi quan trắc cho kết quả tốt nhất. 3.3. Kết quả tính phổ và nhận xét Những đồ thị phổ được trình bày trên các hình (3.2)-(3.7). Như đã nêu ở trên, việc loại bớt một phần chính dao động thủy triều đã làm tung độ của các đỉnh phổ với phương sai nhỏ nhưng hiện thực tồn tại trong dao động mực nước. Trên các đường cong phổ vẫn còn các đỉnh của bán nhật triều và bóng dáng của nhật triều làm cho chúng ta có căn cứ để tin cậy rằng những đỉnh phổ nước nông nằm đúng vị trí của chúng. Những đỉnh phổ của dải các chu kỳ xi nốp, cỡ vài ngày cũng đã xuất hiện tuy còn ở mức độ mờ nhạt hơn. Để xác định chính xác những chu kỳ dao động loại này có lẽ cần phải sử dụng các chuỗi mực nước có độ dài lớn hơn hoặc những chuỗi mực nước trung bình ngày trong nhiều năm để phân tích. Tuy nhiên, trong công trình [42] đã khẳng định sự tồn tại của những chu kỳ này liên quan tới sự lặp lại của các nhiễu động gió mùa mùa đông và một phần gió mùa mùa hạ. Nhờ những đường cong phổ có thể xác định những chu kỳ đóng góp vào dao động mực nước ở từng trạm như sau (không kể các chu kỳ toàn nhật và bán nhật) (bảng 3.1 và 3.2): Những trạm ở sâu trong vùng nước nông như Hòn Dấu, Vũng Tàu, Rạch Giá, phần phương sai phân bố cho các đỉnh phổ với chu kỳ nước nông khá lớn, thể hiện ở chỗ những đỉnh phổ ứng với những chu kỳ này nhô cao và rõ nét hơn. Những chu kỳ nước nông khá phong phú và ổn định ở những trạm khác nhau. Những trạm ở dọc bờ miền trung nước ta như Đà Nẵng, Quy Nhơn nơi trực tiếp kế cận với vùng khơi của biển thường những sóng nước nông rất ít phát triển, ngược lại phần phương sai phân bố cho các đỉnh phổ ứng với những chu kỳ cỡ vài ngày có xu thế lớn hơn, điều đó có nghĩa rằng ở những nơi này các dao động mực nước chịu những ảnh hưởng từ phía các quá trình xi nốp trong khí quyển trên biển khơi nhiều hơn. Trong [42] cũng đã khẳng định điều này khi phân tích những dao động mùa của mực nước biển Đông. Thực tế phân tích điều hòa cũng xác nhận rằng tại những trạm nước nông, những biên độ của các sóng nước nông là bội hai, bội ba, bội bốn của các sóng thủy triều có biên độ lớn hơn hẳn so với những trạm giáp biển khơi. Thí dụ, tại các trạm Hòn Dấu, Vũng Tàu, Rạch Giá các hằng số điều hòa biên độ của các sóng này, nhất là các sóng bội ba của những sóng toàn nhật có thể đạt từ 1 đến 3 cm trong khi tại các trạm khơi như Đà Nẵng, Quy Nhơn chúng thường nhỏ hơn một, hoặc thậm chí xấp xỉ bằng không (xem phụ lục). Điều này có thể cần được lưu ý trong các tính toán mực nước cực trị của các trạm tương ứng. 52 Bảng 3.1. Những chu kỳ nhóm nước nông Trạm Chu kỳ (giờ) Hòn Dấu 8,4 6,2 5,1 4,2 và 3,6 Đà Nẵng 8,2 6,2 5,1 Quy Nhơn 8,1 6,3 Vũng Tàu 8,4 6,1 5 4 3,6 và 3,1 Rạch Giá 8,2 6,2 5,1 4,1 và 3,5 Bảng 3.2. Một số chu kỳ cỡ nhiều giờ và nhiều ngày Trạm Chu kỳ Hòn Dấu 19,2 giờ 2,6 – 3,2 – 4 – 5 – 13 – 26 ngày Đà Nẵng 3,7 – 6,6 – 14,3 ngày Quy Nhơn 3,3 – 6,6 – 13 ngày Vũng Tàu 2,3 – 3,2 – 3,8 – 5,3 – 6,6 – 28,3 ngày Rạch Giá 19,3 giờ 3,2 – 3,8 – 5 – 6,8 – 14,3 – 26 ngày Chúng tôi sẽ dẫn dưới đây những kết quả phân tích phổ trong [44] để so sánh và có khái niệm hệ thống về các đặc trưng phổ của vùng biển nghiên cứu. Ở đây tác giả đã nghiên cứu khá kỹ phổ dao động của mực nước và của áp suất khí quyển tại trạm Hòn Dấu. Hệ số liên hệ giữa hai yếu tố khí tượng và hải văn này ở trạm thủy triều Hòn Dấu và đài khí tượng Phủ Liễn đạt tương đối cao, từ 0,6 đến gần một đơn vị. Với chuỗi những giá trị trung bình tháng tác giả nhận được các chu kỳ các chu kỳ dao động năm và mùa, tức tuần tự bằng 12 và 6 tháng. Với chuỗi mực nước trung bình ngày phân tích phổ cho những đỉnh phổ với chu kỳ 12, 6 và 3,6 tháng. Khi sử dụng những chuỗi mực nước trung bình ngày trong khoảng thời gian dài 6 năm hoặc chuỗi mực nước giờ dài một năm, tác giả phát hiện những chu kỳ xấp xỉ bằng những chu kỳ chúng tôi đã nhận được trên đây đối với trạm Hòn Dấu. Như vậy, những chu kỳ nhận được trên đây đối với loạt trạm ven bờ biển nước ta có thể có giá trị tham khảo giúp chúng ta có khái niệm hệ thống về cấu trúc phổ của dao động mực nước vùng biển này. Điều đáng chú ý là trong các phổ của mực nước tính được, không kể các chu ngày và nửa ngày, có mặt những dao động với những chu kỳ trùng với chu kỳ dao động tự do đã tính được ở chương 2. Thí dụ, tại Hòn Dấu có mặt chu kỳ 19,2 và 25 giờ và các chu kỳ nhóm nước nông. Tại Vũng Tàu có mặt các chu kỳ 56 giờ (2,3 ngày) và các chu kỳ nước nông. Tại Rạch Giá: 56, 19,5, 10,6, 9,8 và 8,2 giờ. Điều này nói nên rằng trong biển Đông ngoài những dao động thủy triều được cộng hưởng để hình thành đặc điểm triều độc đáo đã phân tích ở chương 2, còn 53 một số đông đảo những dao động với chu kỳ khác, đặc biệt là nhóm các chu kỳ trung gian và chu kỳ dài vài ngày, cũng có bản chất cộng hưởng. Ở chương 2, khi phân tích các dao động tự do với chu kỳ trung gian đã nhận thấy rằng chúng là những dao động có quy mô lớn, tạo thành biên độ khá lớn trong các đỉnh của các vịnh biển, do đó, nếu các trường những yếu tố khí tượng như nhiễu động của gió lớn xảy ra với tần số này, thì rất có thể khả năng mực nước sẽ biến động mạnh, trong khi đó những phương pháp dự tính mực nước hoàn toàn chưa tính tới phần đóng góp này. Trong tương lai cần tiến hành phân tích phổ đối với các chuỗi mực nước quan trắc trong những thời kỳ khác nhau, ứng với những hoàn cảnh thời tiết khác nhau, để khảo sát tính ổn định của các đặc trưng phổ trong dải chu kỳ xi nốp. Hình 3.2. Các hàm tương quan và phổ mực nước tại Hòn Dấu (theo số liệu năm 1975) 54 Hình 3.3. Các hàm tương quan và phổ mực nước tại Hòn Dấu (theo số liệu năm 1987). Phân biệt được những đỉnh phổ 3,6-4,2-5,1-6,2-8,4-19,2 giờ và 2,6-3,2-4,0-5,0-13-26 ngày Hình 3.4. Các hàm tương quan và phổ mực nước tại Đà Nẵng (theo số liệu năm 1987). Phân biệt được những đỉnh phổ 5,1-6,2-8,2 giờ và 3,7-6,6-14,3 ngày 55 Hình 3.5. Các hàm tương quan và phổ mực nước tại Quy Nhơn (theo số liệu năm 1987). Phân biệt được những đỉnh phổ 6,3-8,1 giờ và 3,3-6,6-13 ngày Hình 3.6. Các hàm tương quan và phổ mực nước tại Vũng Tàu (theo số liệu năm 1987). Phân biệt được những đỉnh phổ 3,1-3,6-4,0-5,0-6,1-8,4 giờ và 2,3-3,2-3,8-5-6,8-14,3-26 ngày 56 Hình 3.7. Các hàm tương quan và phổ mực nước tại Rạch Giá (theo số liệu năm 1987). Phân biệt được những đỉnh phổ 3,5-4,1-5,1-6,2-8,2-19,3 giờ và 3,2-3,8-5,0-6,8-14,3-26 ngày 57 CHƯƠNG 4 – TÍNH MỰC NƯỚC TRONG TRƯỜNG GIÓ MÙA 4.1. Dao động mùa của mực nước và đặt vấn đề tính toán Chúng ta đã biết rằng trong biến động tổng cộng của mực nước ở vùng biển nước ta thành phần dao động tuần hoàn là thủy triều chiếm ưu thế. Chỉ trong thời kỳ có bão thành phần các dao động phi tuần hoàn (nước dâng trong bão) mới có thể so sánh được hoặc vượt độ lớn của dao động thủy triều. Tuy nhiên, các công trình nghiên cứu cũng xác nhận rằng do biển Đông nằm trong khu vực hoạt động của hệ thống gió mùa ngoài bão gây nước dâng sự biến động của mực nước còn bị ảnh hưởng đáng kể từ phía các hệ thống gió mùa đông bắc và tây nam. Để xác định những dao động mùa của mực nước, người ta đã sử dụng các kết quả thống kê mực nước tại những trạm quan trắc thủy triều. Một số những đặc trưng thống kê về chế độ dao động mùa của mực nước trên biển Đông nói chung có thể tìm thấy trong các công trình [28, 43-44]. Phân tích những dữ liệu thống kê công bố trong các công trình đã nêu cho thấy quy luật biến động mùa của mực nước có phân hóa giữa các vùng biển, trong đó nổi lên nét đặc trưng là miền bờ phía tây của biển dao động năm có quy mô lớn hơn nhiều so với bờ đông, nhưng nguyên nhân của điều đó chưa được làm rõ. Trên bảng 4.1 là những đặc trưng biến trình năm trung bình của mực nước ở một số trạm thuộc Việt Nam theo những số liệu thống kê mới nhất do Phòng nghiên cứu của Trung tâm Khí tượng Thủy văn biển cung cấp. Hai cột cuối cùng của bảng này ghi những trị số mực nước trung bình nhiều năm (TB) và biên độ dao động năm )(∆ của mỗi trạm. Dưới tên mỗi trạm có ghi thời kỳ lấy số liệu quan trắc. Từ bảng này thấy rằng biên độ dao động năm của mực nước đạt những giá trị rất đáng kể trên mọi trạm thuộc dải bờ phía đông nước ta. Bảng 4.1. Những đặc trưng mực nước trung bình tháng nhiều năm (cm) tại một số trạm dọc bờ biển Việt Nam Trạm 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 TB ∆ Hòn Dấu 1957-1988 179 175 174 176 179 176 182 179 192 203 196 188 183 29 Hòn Ngư 1961-1986 186 184 178 174 175 177 176 183 199 213 208 196 187 39 Đà Nẵng 1978-1988 94 88 84 79 80 81 77 83 93 118 119 107 92 40 Nha Trang 1975-1984 126 124 119 116 117 112 108 113 123 137 142 134 123 34 Quy Nhơn 1976-1988 159 156 155 152 150 147 143 143 153 169 174 165 156 31 Vũng Tàu 1976-1988 270 265 260 255 248 239 237 241 252 272 280 278 258 43 58 Thấy rằng, dao động có tính chất phân mùa rõ rệt. Ứng với mùa gió đông bắc mực nước biển luôn luôn vượt độ cao trung bình, còn trong gió màu tây nam – mực nước thấp hơn độ cao trung bình. Biên độ dao động mùa tương đối lớn, tại hầu hết các trạm đều đạt trên 30-40 cm. Diễn biến dao động mùa từ bắc vào nam có khác nhau. Thời điểm mực nước đi qua mực biển trung bình càng vào nam càng muộn hơn. Từ Hòn Dấu đến Đà Nẵng từ khoảng giữa tháng 8 và đầu tháng 9 mực nước biển đi qua mực trung bình và đạt cực đại vào tháng 10. Tại Nha Trang từ tháng 9, Quy Nhơn và Vũng Tàu – vào khoảng giữa tháng 9-10 mực nước bắt đầu đi qua mực trung bình và đạt trị lớn nhất vào tháng 11. Những kết quả phân tích điều hòa thủy triều của chúng tôi đối với các sóng năm và nửa năm tại một số trạm mực nước dọc bờ Việt Nam cũng nói nên quy mô lớn của dao động mùa có mặt trong biến trình mực nước và tính chất truyền các sóng năm và nửa năm theo hướng từ bắc vào nam đã nêu trên (xem bảng 4.2). Bảng 4.2. Hằng số điều hòa của các sóng năm và nửa năm theo kết quả phân tích các chuỗi quan trắc một năm Sóng Sa Sóng SSa Trạm Biên độ (cm) Pha (độ) Biên độ (cm) Pha (độ) Hòn Dấu 9,22 185 5,19 89 Đà Nẵng 17,02 240 6,80 113 Quy Nhơn 17,86 238 8,30 131 Vũng Tàu 19,57 270 7,81 115 Rạch Giá 11,68 219 2,62 149 Trên bảng này cũng thể hiện quy luật phân hóa về độ lớn của các sóng thủy triều chu kỳ dài này. Tại dải bờ miền trung nước ta có điều kiện thuận lợi để phát triển các dao động năm và mùa, mà nguyên nhân là tác động của các hệ thống gió mùa trên biển. Thông qua những dẫn liệu trên đây về đặc điểm dao động mùa của mực nước, có thể rút ra kết luận rằng phần biến động mực nước gây bởi tác động của gió cũng có giá trị đáng kể trong việc làm biến động mực nước biển và cần được tính tới khi dự báo mực nước. Trong phần mở đầu, chúng tôi đã giới thiệu những công trình cơ bản đề cập tới việc nghiên cứu tính toán nước dâng trong bão. Nhiệm vụ của chương này là thử nghiệm mô hình tính sự thích ứng của mặt nước biển với trường gió để kiểm tra hiệu ứng tác động của các trường gió vừa hoặc mạnh. Nếu sử dụng các trường gió điển hình ứng với từng tháng trong năm, chúng ta có thể khôi phục lại được các trường mực nước tương ứng với những tháng đó, tức khôi phục lại biến trình năm của mực nước. 59 Những phương pháp dự báo mực nước áp dụng công cụ của phương pháp thống kê và hồi quy thường chỉ cho những kết quả khả quan trong trường hợp trường gió đơn giản và cơ chế vật lý của hiện tượng dâng hay dạt nước được thiết lập cho vùng cụ thể. Khi trường gió không đồng nhất trong không gian biển và điều kiện hình thái thủy vực phức tạp, những quan hệ thống kê đơn giản giữa độ dâng mực nước với các yếu tố khí tượng hay gió có tính chất địa phương có thể không phản ánh hết ảnh hưởng của cả trường gió nói chung. Trong trường hợp này, chắc chắn các mô hình số trị tính toán phân bố của mực nước trên không gian toàn biển dưới tác động của cả trường gió trên nó sẽ hợp lý hơn. Bằng chứng cho điều này là những kết quả khá khả quan của các mô hình số tính nước dâng trong bão. Do đó, khi thử nghiệm tính mực nước theo mô hình số, chúng tôi cũng đặt ra mục đích hoàn thiện chương trình tính nhằm tiến tới áp dụng vào tính toán thực tế dự báo mực nước. 4.2. Mô hình số tính mực nước theo trường gió Chúng tôi sử dụng hệ phương trình tuyến tính của chuyển động sóng dài trong nước nông (1.24)-(1.26) để mô tả diễn biến của mực nước trong trường gió. Khi không đặt vấn đề nghiên cứu tương tác dâng nước với thủy triều, thì hệ phương trình này được viết lại như sau: 0)( )( 1 2/122 =+ ++∂ ∂++−∂ ∂+−∂ ∂ ζ ζ ζρρλ h VUrU x g h T x PV t U w xa w (4.1) 0)( )( 1 2/122 =+ ++∂ ∂++−∂ ∂++∂ ∂ ζ ζ ζρρλ h VUrV y g h T y PU t V w ya w (4.2) 0)]([)]([ =∂ +∂+∂ +∂+∂ ∂ y hV x hU t ζζζ (4.3) Các điều kiện ban đầu và điều kiện biên tương ứng là các biểu thức (1.27), (1.29) và (1.31): 0=== VUζ tại 0=t (4.4) 0sincos =+ αα VU tại (4.5) 1G 0=ζ tại (4.6) 2G Để giải bằng số hệ phương trình này, chúng tôi cũng sử dụng các công thức sai phân (1.34)-(1.36) đã trình bày trong chương 1. Đầu vào của chương trình tính trong trường hợp này sẽ là trường phân bố độ sâu biển, trường áp suất khí quyển và trường gió được biểu diễn dưới dạng các ma trận độ sâu, gió và áp suất khí quyển trên các điểm nút của lưới tính kích thước nửa độ theo các trục dọc kinh và vĩ tuyến (hình 1.2 chương 1). Tuy hiên, do điều kiện chúng tôi không có bản đò trường áp suất khí quyển tin cậy nên chưaq tính tới các số hạng thứ ba ở vế trái của các phương trình (4.1) và (4.2). Trong quá trình tính chúng tôi đã thử nghiệm cho các hệ số ma sát đáy biến đổi theo các khoảng độ sâu khác nhau [51, 7]. 60 Với bước tính theo không gian như trên và bước tính theo thời gian bằng 180 giây, thông thường đối với những trường gió với cường độ cực đại cỡ 7-8 m/s trường mực nước sẽ trở nên ổn định sau 24 giờ thực, ứng với khoảng 25 phút tích phân trên máy vi tính. 4.3. Các bản đồ trường gió xuất phát Để thử nghiệm mô hình chúng tôi đã sử dụng các bản đồ trường gió trung bình mùa đông và trường gió trung bình mùa hạ [56]. Trên các bản đồ này (hình 4.1 và 4.2) cho các véc tơ vận tốc gió dưới dạng những mũi tên chỉ hướng và cường độ gió tại điểm giữa của các ô vuông một độ kinh và vĩ. Hai bản đồ này đặc trưng cho hai loại gió mùa ở vùng biển Đông. Hình 4.1. Trường gió trung bình mùa đông (cm/s) 61 Hình 4.2. Trường gió trung bình mùa hè (cm/s) Bản đồ trường gió mùa đông (hình 4.1) được đặc trưng bởi gió hướng đông bắc với cường độ tương đối lớn, đạt tới gần 7 m/s ở vùng trung tâm biển. Ở phần phía nam của biển cường độ gió có suy giảm một phần, đạt trị số cỡ 4-5 m/s. Khi vào trong các vịnh Bắc Bộ và Thái Lan, hướng gió thịnh hành từ hướng đông bắc đã chuyển thành hướng đông và cường độ gió cũng giảm. Đặc biệt ở vịnh Thái Lan vào sâu phía đỉnh vịnh cường độ gió chỉ còn bằng khoảng 1-2 m/s. Trên bản đồ trường gió tây nam của mùa hè (hình 4.2) nét đặc trưng là cường độ yếu hơn so với gió mùa đông. Ở phần khơi phía nam biển đạt trị dưới 6 m/s. Phía bắc biển và trong vịnh Bắc Bộ cường độ gió giảm đáng kể, chỉ còn đạt trị số tốc độ 1 m/s và thấp hơn. Vùng biển khơi phía ngoài cửa vịnh Bắc Bộ hướng gió chuyển sang nam, thậm chí đông nam. 62 Ngay trong phạm vi vịnh Bắc Bộ cũng có sự không đồng nhất về hướng gió và tốc độ gió. Ở phía nam vịnh gió có xu thế hơi mạnh hơn và thổi theo hướng tây, tây nam, còn ở đỉnh phía bắc của vịnh gió có hướng nam. 4.4. Phân bố mực nước trong gió đông bắc Phân tích bản đồ dâng mực nước trong gió mùa đông bắc tính được (hình 4.3) cho phép rút ra những nhận xét sau đây: Hình 4.3. Trường mực nước (mm) trong gió đông bắc Tác động gió dạt làm cho gần như toàn bộ biển Đông được dâng mực nước, trong đó dải ven bờ tây của biển đạt trị số 20-40 mm. Tại những dải sát bờ lên tới 50-60 mm. Trong vịnh Bắc Bộ và vịnh Thái Lan độ dâng mực ở dải sát bờ có thể lên tới 70-80 mm. Vùng cực đại dâng nước là thềm lục địa phía nam biển, có nơi dâng mực đạt trên 100 mm. Hiện tượng rút mực nước chỉ xảy ra ở một dải hẹp nằm ở trung tâm biển trải dài theo trục dọc biển nhưng độ lớn không quá một vài milimét. 63 Hình 4.4. Trường mực nước (mm) trong gió đông bắc đồng nhất Do hiệu ứng Ecman biển sâu mặc dù nằm theo hướng song song với hướng gió, dải bờ nam Trung Quốc được nước vùng khơi của biển dạt vào làm độ dâng mực nước đạt trị khá lớn, khoảng 79-90 mm. Trong khi đó ở bờ đối diện đông nam của biển, tức phần bờ các đảo Calimantan và Philippin, quan sát thấy hiệu ứng nước rút. Một dải rất hẹp sát bờ có trị số dâng nước mang dấu âm, nhưng không lớn về trị tuyệt đối. Cũng chính do hiệu ứng Ecman mà trong vịnh Bắc Bộ trên khắp diện tích vịnh chỉ quan sát thấy nước dâng. Phần lớn nước từ vùng biển khơi được dồn về phía bên phải của hướng tác động của gió, tức hướng vào vịnh và làm cho ngay tại cửa của nó độ dâng mực đã đạt trị số 20 mm. Còn trong dải bờ sát đồng bằng sông Hồng của Việt Nam, độ dâng mực đạt hơn 80 mm. Cảnh tượng tương tự cũng diễn ra trong vịnh Thái Lan. Ở mục 4.2 đã nhận xét rằng khi vào vịnh Bắc Bộ và vịnh Thái Lan, gió đông bắc chuyển thành hướng đông và cường độ giảm đi rất nhiều. Chính nhờ đặc điểm này của trường 64 gió mà chúng ta không quan sát thấy rõ sự dâng mực nước ở một vùng bờ và rút nước ở vùng bờ đối diện, mặc dù các vịnh này thuộc loại vịnh nông. Chúng tôi đã làm một thử nghiệm tính trường mực nước dâng lên của biển Đông trong trường gió đông bắc đồng nhất về hướng và cường độ. Kết quả nhận được (hình 4.4) thấy rằng đối với phần lớn các vùng khơi, bức tranh dâng mực nước không có gì khác mấy so với trường hợp tính toán với trường gió chi tiết. Nhưng tình hình hoàn toàn khác nếu ta xem xét các vịnh nông Bắc Bộ và Thái Lan. Tại những nơi này phân bố độ cao mực hoàn toàn bất đối xứng. Tại dải bờ đón gió quan sát thấy hiện tượng dâng mực nước đáng kể, còn ở bờ khuất gió quan sát thấy hiện tượng rút mực nước với độ lớn tuyệt đối bằng khoảng nửa độ lớn của dâng mực ở bờ đón gió đối diện. 4.5. Phân bố mực nước trong gió tây nam Nét khác biệt đầu tiên rõ rệt trong trường mực nước dưới tác động của gió tây nam (hình 4.5) là toàn bộ biển Đông, kể cả các vịnh lớn của nó, đều quan sát thấy hiện tượng rút mực nước. Ngay cả ở phần trung tâm biển khơi độ rút mực nước cũng đạt tới trị số 6-7 mm. Vùng rút nước mạnh nhất là phần phía nam của biển và vịnh Thái Lan. Nơi đây mực hạ thấp tới 40-50 mm. Dải ven bờ cực nam bán đảo Malaixia có thể xuống tới 80 mm. Như vậy trong trường gió tây nam ổn định này, do tác động lôi kéo của gió, nước biển Đông được trao đổi rất mạnh với đại dương thông qua các eo phía bắc và đông bắc của nó [68]. Tình hình phân bố độ cao mực nước trong các vịnh cũng khác với trường hợp gió đông bắc. Ở vịnh Thái Lan, nơi gió tây nam đồng nhất về hướng và cường độ trên phạm vi toàn vịnh, do tính chất nông của vịnh, mà hiệu ứng dạt nước thể hiện khá rõ nét. Ở bờ nam khuất gió của vịnh, dọc theo bờ bán đảo Malaixia, độ rút nước đạt tới trị số 50-60 mm. Ở bờ bắc đón gió, tiếp giáp với Campuchia và Thái Lan, độ rút nước này chỉ bằng một nửa, tức khoảng 20-30 mm. Như vậy tác động của gió địa phương trong khu vực vịnh Thái Lan có ý nghĩa đáng kể, làm cho trong phông chung của sự rút mực nước có phân hóa rõ rệt giữa bờ khuất gió và bờ đón gió. Đối với vịnh Bắc Bộ tình hình có khác. Tại đây, quy luật bất đối xứng trong phân bố độ dâng mực nước không phải diễn ra theo hướng bờ trái và bờ phải xét theo hướng gió thịnh hành ở vùng trung tâm vịnh. Thật vậy, dải bờ phía bắc vịnh tiếp giáp với Trung Quốc độ rút nước đạt cao nhất, trên 12 mm, còn ở bờ tây nam vịnh, đại lượng này chỉ bằng 7-8 mm. Đường đẳng độ cao mực nước -10 mm có hướng chạy từ tây sang đông. Dải ven bờ Trung Quốc, tuy xét theo gió địa phương là bờ đón gió, song do quá trình rút nước chung của vịnh, độ cao mực nước lại thấp. 65 Hình 4.5. Trường mực nước trong gió tây nam 4.6. Nhận xét chung về kết quả tính mực nước theo mô hình 1. Trên hình 4.6 thể hiện phân bố biên độ dao động mực nước do hai trường gió đông bắc và tây nam gây ra. Thấy rằng, vì các trường gió dùng để tính các trường mực nước là những trường gió trung bình mùa, nên biên độ nhận được nhỏ hơn so với những dữ liệu đã dẫn trong mục 4.1 của chương này. Nếu sử dụng các trường gió điển hình của các tháng mùa đông và mùa hè, thì chắc chắn sẽ nhận được những trị số biên độ lớn hơn. Tuy nhiên, thông qua những thử nghiệm đơn giản này, chúng tôi cũng đã thấy được những đặc điểm định tính của quá trình dâng rút mực nước do ảnh hưởng của các hệ thống gió mùa. Để so sánh, trên hình 4.7 dẫn bản đồ phân bố biên độ của sóng năm của mực nước trung bình của biển Đông do tác giả [42] lập bằng cách ngoại suy số liệu phân tích điều hòa mực nước thực đo tại nhiều trạm ven bờ và hải đảo. Thấy rằng mô hình số đã nhận được những đặc điểm chung nhất của phân bố biên độ dao động mùa. 66 Hình 4.6. Biên độ dao động (cm) theo các trường gió trung bình mùa đông và mùa hè 2. Kết quả số của việc tính trường mực nước trong hai trường hợp có thay đổi hệ số ma sát theo độ sâu và không thay đổi hệ số này theo độ sâu cho những kết quả không khác nhau. Điều này đã được khẳng định trước đây trong [45] ứng với trường hợp tính triều. Chúng ta càng dễ hiểu sau khi phân tích diễn biến phân bố mực nước ở hai mục trên. Thật vậy, ở vùng khơi rộng lớn của biển, nơi độ sâu lớn, vai trò của ma sát đương nhiên nhỏ. Ma sát đáy chỉ có ảnh hưởng đáng kể khi chúng ta xem xét vùng nước nông sát bờ và cửa sông. Song sự phân bố mực nước ở dải bờ của các vịnh, như chúng ta đã thấy, rất ít chịu ảnh hưởng của chuyển động cỡ nhỏ trong phạm vi vịnh, mà bị quy định chủ yếu bởi phông chung dâng rút nước ở phần biển khơi. 3. Đặc điểm phân bố độ cao mực nước trong biển chủ yếu do độ lớn và hướng gió ở phần khơi biển quy định. Ở vùng biển khơi trường gió tương đối đồng nhất, do đó có thể đặc trưng nó bằng một trị số trung bình của vận tốc và hướng. Kết quả so sánh các bản đồ mực 67 nước tính theo trường gió thực mùa đông và gió giả định 5 m/s hướng đông bắc cho thấy đối với phần lớn diện tích biển, ngoại trừ các vịnh, bức tranh dâng mực nước gần như hoàn toàn giống với trường hợp gió thực. Hình 4.7. Biên độ (cm) của sóng năm mực nước trung bình biển Đông theo [42] Vì vậy, theo chúng tôi, để tính mực nước dâng trong gió đối với những trạm tiếp giáp biển khơi, hoàn toàn có thể dùng gió giả định bằng trung bình của trường gió trên toàn biển. Điều này giảm nhẹ việc chuẩn bị đầu vào cho chương trình tính, do đó dễ áp dụng trong dự báo nghiệp vụ. 4. Đối với các vịnh biển tình hình tỏ ra phức tạp hơn. Độ dâng hoặc rút mực nước ở mỗi trạm mực nước không những chỉ phụ thuộc vào phông gió chung trên biển lớn, mà ở mức độ đáng kể phụ thuộc vào trường gió ngay trong phạm vi vịnh. Tùy theo tình thế gió mà diễn ra sự chênh mực theo hướng gió hay hướng ngang với hướng gió. 5. Từ các nhận xét (3) và (4) có thể rút ra một kết luận có ý nghĩa phương pháp luận 68 rằng khi dự báo mực nước tại một trạm cụ thể nào đó theo những phương pháp thống kê đơn giản việc dựa vào các đặc trưng gió có tính địa phương như tốc độ gió lấy tại một trạm khí tượng gần đấy chắc chắn sẽ mắc lỗi lớn. Trường hợp đơn giản nhất, thí dụ đối với các trạm thuộc biển khơi, thì cũng nên dựa vào các đặc trưng gió trung bình của cả vùng biển lớn bao quanh trạm tính. Như vậy, phương pháp sử dụng mô hình để tính cho cả biển sẽ đáng được chú ý, vì nó cho phép cho phép thâu tóm được ảnh hưởng của trường gió trên quy mô lớn trong điều kiện đường bờ và phân bố độ sâu cụ thể của cả vùng xung quanh trạm mà chúng ta quan tâm. 6. So sánh các bản đồ dâng rút nước trong hai mùa gió đông bắc và tây nam cho thấy sự khác biệt giữa chế độ dao động mực nước ở hai bờ phía tây và đông biển. Ở bờ tây của biển do phần thềm lục địa nước nông phát triển cộng với sự có mặt của các vịnh nên biên độ dao động mực nước lớn. Còn ở bờ đông của biển nơi các đường đẳng sâu lớn áp sát bờ hơn, độ dâng hay rút mực nước chỉ đạt trị số nhỏ. Thí dụ, trong trường gió mùa đông bắc, trong khi ở bờ tây dâng mực nước đạt tới 50 mm thì ở bờ đông đường đẳng độ cao mực nước 0 mm áp sát bờ Philippin và Calimantan. Chỉ ở dải sát bờ mới quan sát thấy độ rút nước cỡ 10 mm. Những đường cong biến trình năm của mực nước ở những trạm khác nhau dọc theo các bờ biển có dẫn trong các công trình [26, 42, 44] cũng đã khẳng định điều này. Còn trong miền trung tâm của biển Đông dao động mực nước có trị số không đáng kể. Nhân đây, có thể nhận xét rằng, có lẽ chính vì lý do này mà các tác giả của công trình [26] trong khi ngoại suy biên độ dao động mùa và biên độ của các sóng năm của thủy triều đã mắc sai lầm, để cho các đường đẳng biên độ lớn nằm ở giữa biển. )(Sa 7. Những tính toán trên đây chỉ mới là những thử nghiệm bước đầu nhằm tái lập trường mực nước theo trường gió trên biển, nhưng đã cho phép chúng ta thấy được những nét chung trong phân bố trường mực nước trong các kiểu gió khác nhau, rút ra kết luận về tầm quan trọng của cấu trúc trường gió ảnh hưởng tới đặc điểm dâng mực nước trong những miền khác nhau của biển và sự khác nhau rõ rệt về biên độ dao động giữa bờ tây và bờ đông của biển. 8. Một trong những nhược điểm chính của những tính toán này là chúng tôi chưa có điều kiện khảo sát cả ảnh hưởng của trường áp suất khí quyển. Trong tương lai cần hoàn thiện hơn nữa sơ đồ lưới tính. Có thể mở rộng những đường biên lỏng và làm lưới tính với bước nhỏ hơn nữa. Đồng thời thử nghiệm tính với những trường gió trung bình tháng hoặc các trường gió điển hình của các kiểu thời tiết. 69 KẾT LUẬN 1. Lần đầu tiên những đặc điểm của dao động tự do của thủy vực biển Đông với phân bố độ sâu và hình dạng đường bờ phức tạp đã được khảo sát chi tiết bằng mô hình số. Kết quả phân tích phổ dao động tự do cho thấy thủy vực này có khả năng phản ứng cộng hưởng với một dải rộng các tần số của những nhiễu động ngoại lực từ những chu kỳ cỡ vài ngày đến vài giờ. 2. Sự trùng hợp của một số chu kỳ cộng hưởng của biển với những chu kỳ dao động của các sóng thủy triều cưỡng bức và tính phân hóa trong đặc điểm dao động tự do ở các vùng khác nhau của biển đã cho phép giải thích khá thỏa đáng những đặc điểm độc đáo nhất trong chế độ dao động thủy triều ở biển Đông bằng cơ chế cộng hưởng. Đó là sự ngự trị của thủy triều toàn nhật trên hầu khắp vùng khơi và các vịnh lớn, sự cường hóa khá mạnh của thủy triều toàn nhật trong các vịnh, sự tồn tại của một số vùng biên độ triều rất nhỏ với tính chất bán nhật đều xen lẫn trong vùng nhật triều mạnh, sự biến đổi tương quan biên độ của các sóng thành phần của thủy triều trên đường truyền sóng từ đại dương vào biển theo hướng trục chính của nó, sự phân hóa tính chất triều khá phức tạp trong không gian biển nói chung và ở các cịnh nói riêng. 3. Những đặc trưng phổ của mực nước thực đo tính được đã góp thêm vào việc tìm hiểu phân hóa cấu trúc các dao động mực nước ở những vùng khác nhau của biển. Một lần nữa khẳng định rằng ở những vùng biển nông, thềm lục địa đặc điểm địa hình đáy và đường bờ đã tạo điều kiện thuận lợi cho các sóng nước nông phát triển. Mặt khác cũng thấy rằng vùng trực tiếp tiếp giáp với biển khơi là nơi chịu ảnh hưởng nhiều hơn của các quá trình thời tiết và gió mùa trên biển so với các quá trình nước nông. Sự phát triển phong phú của các dao động với chu kỳ là bội của các dao động thủy triều đòi hỏi phải áp dụng những phương pháp phân tích điều hòa chi tiết để nâng cao chất lượng dự báo mực nước và những tính toán ứng dụng. sơ đồ phân tích điều hòa ở đây có thể đáp ứng yêu cầu đó. 4. Ở điều kiện biển Đông, trường gió đóng vai trò quan trọng trong dao động mực nước biển. Do ảnh hưởng của các hệ thống luân phiên gió mùa đông bắc và tây nam và sự khác nhau trong phân bố độ sâu, độ dốc đáy và hình dạng đường bờ, vùng bờ phía tây và tây bắc biển có biên độ dao động mùa mạnh hơn nhiều so với vùng bờ đông và đông nam đối diện. Dao động của mực nước trong các vịnh của biển Đông do gió gây nên phụ thuộc cả vào phông gió chung trên biển khơi lẫn tính không đồng nhất của trường gió trong bản thân các vịnh. Do đó phương pháp mô hình số để tính toán dao động mực nước trong gió có nhiều triển vọng hơn, vì nó cho phép thâu tóm được đầy đủ những đặc điểm của trường gió và điều kiện địa hình cụ thể của biển. 5. Những dữ liệu về các hằng số điều hòa và các đặc trưng phổ nhận được ở đây là nhờ 70 áp dụng những phương pháp tương đối hoàn thiện, hoàn toàn có thể sử dụng trong thực tiễn dự báo mực nước và các tính toán ứng dụng khác cũng như để tham khảo trong nghiên cứu nói chung. Do tính phong phú của hiện tượng dao động mực nước ở điều kiện thiên nhiên biển Đông, sau này có thể phát triển nghiên cứu tiếp theo các hướng đã hình thành. TÀI LIỆU THAM KHẢO 1. Nguyễn Văn Cư, Nguyễn Thảo Hương: Về một mô hình số trị thủy động tính toán và dự báo nước dâng trong cơn bão ở vùng ven bờ biển và cửa sông. Tạp chí các khoa học trái đất, số 5, 1983 2. Lê Trọng Đào, Trương Văn Bốn: Tính toán nước dâng do bão bằng mô hình số trị thủy động. Tóm tắt báo cáo khoa học Hội nghị KHTQ về biển lần III, Hà Nội, 1991 3. Trương Đình Hiển, Phan Phùng, Nguyễn Văn Lục: Một vài kết quả thực nghiệm nghiên cứu dòng chảy trong vịnh Bình Cang – Nha Trang. Tuyển tập nghiên cứu biển, tập 1, phần 2, Viện KHVN, 1979 4. Vũ Như Hoán: Phương pháp thống kê dự báo nước dâng và mực nước ven biển miền bắc Việt Nam khi bão tới. Luận án PTS, Hà Nội, 1988 5. Phạm Văn Huấn: Dao động tự do ở biển Đông. Tạp chí các khoa học trái đất, số 4, 1991 6. Phạm Văn Huấn: Phổ dao động mực nước ở biển Đông. Thông báo khoa học của các trường đại học, số 2, 1992 7. Phạm Văn Huấn: Ước lượng hệ số ma sát trong chuyển động triều ở nước nông và cửa sông. Tạp chí các khoa học trái đất, số 3, 1992 8. Phạm Văn Huấn: Dao động tự do và sự cộng hưởng trong dao động mực nước của biển Đông. Công trình Hội nghị khoa học biển toàn quốc lần thứ ba, 11-1991 9. Nguyễn Bích Hùng: Phân tích điều hòa dao động thủy triều vùng cửa sông và đồng bằng sông Cửu Long. Trong “Động lực triều vùng đồng bằng sông Cửu Long”, Tổng cục KTTV xuất bản, 1983 10. Phạm Văn Ninh (và các cộng tác viên): Mô hình số trị tính toán nước dâng do bão ở ven biển Việt Nam. Báo cáo khoa học của đề tài cấp nhà nước, Hà Nội, 1984 11. Phạm Văn Ninh, Đỗ Ngọc Quỳnh: Chế độ nước dâng do bão ở Việt Nam. Tóm tắt báo cáo khoa học Hội nghị KHTQ về biển lần III, Hà Nội, 1991 12. Phan Phùng: Thủy triều trong vịnh Bắc Việt và vịnh Thái Lan. Luận án tiến sĩ đệ tam cấp, Sài Gòn, 1974 13. Đỗ Ngọc Quỳnh, Phạm Văn Ninh, Nguyễn Việt Liên, Đinh Văn Mạnh: Về mô hình số trị bài toán thủy triều trong vùng biển nông. Tóm tắt báo cáo khoa học Hội nghị KHTQ về biển lần III, Hà Nội, 1991 14. Nguyễn Ngọc Thụy: Nước dâng do gió mùa và bão ở Việt Nam. Tập công trình số 1 của Trung tâm Khí tượng Thủy văn biển, Nxb KHKT, Hà Nội, 1988 15. Nguyễn Ngọc Thụy: Thủy triều vùng biển Việt Nam. Nxb KHKT, Hà Nội, 1984 16. Nguyễn Ngọc Thụy: Về xu thế nước biển dâng ở Việt Nam. Tạp chí Biển của Hội khoa học kỹ thuật biển, số 1, 1993 17. Nguyễn Thuyết: Phổ dao động mực nước vùng đồng bằng sông Cửu Long. Trong “Động lực triều vùng đồng bằng sông Cửu Long”. Tổng cục KTTV xuất bản, Hà Nội, 1993 18. Lê Phước Trình: Một mô hình số trị tính toán nước dâng do bão ở vịnh Bắc Bộ. Hà Nội, 1975 71 19. Nguyễn Văn Viết: Đặc điểm khí hậu vùng biển Việt Nam. BTL Hải quân xuất bản, 1984 21. Алексеев Г. В. К определению зависимости колебания уровния моря от ветра. Океанология, Вып. 7, No1, 1967 21. Алексеев Г. В. Физико-статистические исследования непериодических колебаний уровния Арктических морей. Канд. дисс., ААНИИ, Л., 1969 22. Алексеев Г. В. Об эффективности сглаживания и влияние дискретности рядов уровенных наблюдений при изучении составляющих колебания уровния моря. Тр. ААНИИ, T. 291, 1970 23. Беляев М. М., Рожков В. А., Трапезников Ю. А. Вероятностная модель колебания уровния моря. В кн. Вероятностный анализ и моделирования океанологических процессов. Гидрометеоиздат., Л., 1984 24. Богданов К. Т. Приливы Австрало-Азиатских морей. Тр. ИО АН СССР, Т. LXVI, 1963 25. Буй Хонг Лонг. Исследование приливных явлений залива Бакбо. Канд. дисс., ЛГМИ, Л., 1987 26. Галеркин Л. И., Шагин В. А., Нефедьев В. П. Сезонные колебания уровния Австрало- Азиатских морей. Тр. ГОИН СССР, 1962 27. Герман В. Х., Левиков С. П. Вероятностный анализ и моделирование колебаний уровния моря Гидрометеоиздат., Л., 1988 28. Герман В. Х., Савельев А. В. Расчет штормовых нагонов в Охотском море методом спектральной регрессии. Океанология, Т. 26, Вып. 3, 1986 29. Готлив Ю. В., Каган Б.А. Резоннансные периоды Мирового океана. Докл. АН СССР, -252, N 3, 1980 30. Данг Конг Минь. Распространение приливных волн и приливного колебания уровния Южно- Китайского моря. Океанология, Вып. 3, 1975 31. Демиров Е. К. Численное решение задачи о собственных колебаниях Черного моря. Океанология, Вып. 27, N 5, 1987 32. Дитрих Г., Калле К. Общее мореведение. Гимиз., Л., 1961 33. До Нгок Куйнь. Характер штормовых нагонов в Южно-Китайском море (по результатам численного моделирования). Канд. дисс., ЛГМИ, Л., 1982 34. Казакевич Д. И. Основы теории случайнных функций и ее применение в гидрометеорологии. Гидрометеоиздат., Л., 1971 35. Коняев К. В. Спектральный анализ случайнных океанских полей. Гидрометеоиздат., Л., 1981 36. Лабзовский Н. А. Непериодические колебания уровния моря. Гидрометеоиздат., Л., 1971 37. Левиков С. П., Музырев С. В. О влиянии метеорологических возмущений на спектр колебания в синоптическом диапазоне частот Тр. ГОИН, Вып. 126, 1975 38. Лэ Фыок Чинь. Гидрологические условия южного континентального шельфа Вьетнама. Докт. дисс., ЛГМИ, Л., 1987 39. Марчук Г. И., Каган Б. А. Динамика океанических приливов. Гидрометеоиздат., Л., 1983 40. Монин А. С., Каменковик В. М., Корт В. Г. Изменчивость Мирового океана. Гидрометео- издат., Л., 1984 41. Нгуен Нгок Тви. Особенности формирования приливных явлений Южно-Китайского моря. Океанология, Вып. 2, 1969 42. Нгуен Нгок Тви. Сезонные колебания уровния Южно-Китайского моря и механизм их возникновения. Океанология, T. X, Вып. 4, 1970 43. Нгуен Нгок Тви. Приливы и колебания уровния Южно-Китайского моря. Канд. дисс., МГУ, М., 1968 72 44. Нгуен Нгок Тви. Приливы и штормовые нагоны в Южно-Китайском море и в устьях рек. Докт. дисс., МГУ, М., 1968 45. Нгуен Тхо Шао. Моделирование приливных явлений и баланс приливной энергии Южно- Китайского моря. Канд. дисс., ЛГМИ, Л., 1988 46. Некрасов А. В. Баланс приливной энергии в Южно-Китайском море. В сб. Гидрофические поля океана. Владисток, 1976 47. Некрасов А. В. Связь волнового потока приливной энергии с рисунком приливной карты. Межведом. сб. Исследование и освоение Мирового океана. Вып. 65, 1978 48. Океанологическая энциклопедия. Гидрометеоиздат., Л., 1974 49. Педлоски Дж. Геофизическая гидродинамика. ‘Мир’, Ч. 1, 2, М., 1984 50. Пересыпкин В. И., Аналистические методы учета колебаний уровния воды. Гидрометео- издат., Л., 1982 51. Полукаров Г. В. Итегрирование уравнений приливов. Тр. ГОИН, Вып. 57, Гидрометеоиздат., 1961 52. Поляков И. В. Механизм формирования сгоно-нагонных колебаний уровния Арктических морей. Канд. дисс., ААНИИ, Л., 1984 53. Праудман Дж. Динамическая океанология. ИЛ., М., 1957 54. Рожков В. А. Методы вероятностного анализа океанологических процессов. Гидрометео- издат, Л., 1980 55. Сергеев Ю. Н. Применение метода краевых значений для рачета карт гармонических постоянных приливов в Южно-Китайском море. Океанология, Вып. 4, 1964 56. Сирипонг А. Динамика термической структуры верхнего слоя и поверхностная циркуляция Южно-Китайского моря. ВНИИ, ГМИ МЦД, Вып. 4, 101, 1984 57. Хемминг Р. В. Численные методы для научных работников и инженеров. Наука, М., 1968 58. Шулейкин В. В. Физика моря. Гидрометеоиздат, Л., 1964 59. Ямпольский А. Д. О спектральных методах исследования океанологических процессов. Океанология, T. 5, Вып. 5, 1965 60. Cartwright D. E., Catton D. On the Fourier analysis of tidal observations. Intern. Hydro. Rev., vol. 40, N 1, 1963 61. Defant A. Physical Oceanography, vol. 2, London, 1961 62. Garrette C. J. R. Normal modes of the Bay of Fundy and the Gulf of Maine. Can. J. Earth Sci., 11, N 4, 1974 63. Ippen A. T. Estuary and coastline hydrodynamics. N.Y., 1966 64. Masaki Kawabe. Sea Level variations at the Izu Islands and typical stable paths of the Kuroshio. Jour. of the Oceanographical Soc. of Japan, vol. 41, 1985 65. Munk W., Cartwright D. E. Tidal spectroscopy and prediction. Phyl Trans. Roy. Soc., A.259, N 1105, London, 1966 66. Papa L. The free oscillations of Ligurian sea computed by HN-method. Dtsch Hydrogr. Z., 30H3, 1977 67. Wunsch G. Bermuda sea level in relation to tides, weather and baroclinic fluctuations. Rev. Geophys. and Space Phys., 10, N 1, 1972 68. Wyyrtki K. Scientific results of marine investigations of the South China sea and the gulf of Thailand. Unives. Calif., La Jolla, Calif., 1961 73 PHỤ LỤC KẾT QUẢ TÍNH HẰNG SỐ ĐIỀU HÒA THỦY TRIỀU CHUỖI MỰC NƯỚC NĂM THEO PHƯƠNG PHÁP BÌNH PHƯƠNG NHỎ NHẤT (chương trình phân tích của tác giả) Trạm Hòn Dấu Đà Nẵng Quy Nhơn Vũng Tàu Rạch Giá Số TT Sóng H, cm g H, cm g H, cm g H, cm g H, cm g 1 M2 9,29 51 17,23 298 16,06 293 74,83 39 16,12 69 2 S2 5,03 107 5,75 339 6,65 335 28,64 83 3,04 119 3 N2 1,24 41 3,72 278 3,01 278 16,55 20 4,30 47 4 K2 1,48 62 1,91 355 2,00 332 9,04 90 1,29 299 5 K1 65,16 92 19,44 287 30,88 301 59,48 315 20,46 56 6 O1 74,71 30 12,93 241 26,49 253 45,22 264 11,82 30 7 P1 20,63 87 5,60 287 8,83 293 17,85 311 5,45 51 8 Q1 15,69 356 1,93 228 4,85 228 8,64 240 2,04 14 9 M4 1,09 285 0,27 239 0,26 116 0,85 266 1,76 153 10 MS4 0,77 344 0,39 292 0,10 1 1,28 301 1,40 224 11 M6 0,62 239 0,19 294 0,32 135 0,53 184 0,35 205 12 Sa 9,22 185 17,02 242 17,86 238 19,57 270 11,68 219 13 SSa 5,19 89 6,80 113 8,30 131 7,81 115 2,62 149 14 J1 1,17 134 0,83 328 1,32 331 1,77 10 0,86 121 15 S1 0,91 86 0,30 199 1,03 105 0,67 70 2,93 275 16 2ν 0,63 224 0,67 102 0,77 129 2,60 230 0,64 286 17 2µ 1,00 26 0,53 250 0,49 252 3,21 359 1,11 346 18 L2 0,51 290 0,55 246 0,28 186 2,99 339 0,24 181 19 T2 0,52 286 0,43 157 0,66 108 1,27 243 1,42 42 20 2N2 2,57 45 1,22 153 0,57 267 1,71 292 0,95 298 21 2SM2 0,27 171 0,21 247 0,38 261 1,42 302 0,62 288 22 MO3 1,02 290 0,25 126 0,39 65 0,73 116 0,27 344 23 MK3 1,60 354 0,68 182 0,30 134 2,35 193 2,37 324 24 S4 0,05 182 0,01 233 0,01 238 0,11 351 0,20 267 25 MN4 0,38 247 0,15 198 0,22 163 0,36 254 0,43 108 26 2MS6 0,29 289 0,08 345 0,05 101 0,35 225 0,12 183 27 2MN6 0,35 207 0,12 244 0,32 200 0,16 146 0,20 183 28 Mm 2,51 21 3,89 48 2,39 56 3,84 71 3,94 69 29 MSf 1,20 128 2,11 58 1,75 75 0,60 89 1,20 126 30 Mf 0,49 33 1,46 94 0,76 103 1,37 103 0,61 228 Ghi chú: Tất cả các trạm tính theo múi giờ số 7 74 HẰNG SỐ ĐIỀU HÒA THỦY TRIỀU THEO BHI – MONACO Trạm Hòn Dấu Trạm Hòn Dấu Số TT Sóng H, cm g Số TT Sóng H, cm g 1 M2 5,42 58 16 2ν 0,28 203 2 S2 4,32 110 17 2µ 0,80 42 3 N2 1,24 93 18 L2 0,85 212 4 K2 2,37 88 19 T2 0,51 140 5 K1 72,51 92 20 2N2 0,03 322 6 O1 74,05 37 21 2SM2 0 - 7 P1 20,47 83 22 MO3 0 - 8 Q1 14,00 11 23 MK3 0 - 9 M4 0,75 283 24 S4 0,48 31 10 MS4 0,49 34 25 MN4 1,30 186 11 M6 0,40 228 26 2MS6 1,26 13 12 Sa 10,17 203 27 2MN6 0 314 13 SSa 5,54 86 28 Mm 1,24 166 14 J1 2,32 50 29 MSf 0,71 147 15 S1 2,57 243 30 Mf 3,99 26 75