Ứng dụng mô hình (VNU/MDEC) tính toán chế độ thủy động lực và vận chuyển trầm tích vùng cửa sông ven biển Hải Phòng

này dựa trên việc thiết lập sự cân bằng cho môt thể tích nào đó và tiến hành cho thể tích này giảm nhưng vẫn giữ giá trị khác 0. Điều này khác với phương pháp sai phân hữu hạn khi ta thay thế biểu thức đạo hàm bằng cách phân tích vào chuỗi Taylor. Kết quả triển khai phương pháp thể tích hữu hạn cho ta giá trị các biến cấu trúc tương đương giá trị trung bình cho toàn thể tích được hình thành bởi các gia số nguyên tố của các tọa độ. Để minh họa sơ đồ rời rạc hóa theo phương pháp thể tích hữu hạn, chúng ta xem xét kết quả triển khai đối với phương trình thủy-nhiệt động lực học trong dạng tổng quát: phương trình tiến triển bình lưu-khuếch tán đối với biến tổng quát y: 41 yy u y m y Qfff t y    ).( 0  (2.53) Các thông lượng trong dạng véc tơ đã được thể hiện thông qua tổng của 3 véctơ thành phần: yuymyy ffff   0 với véc tơ thứ nhất do bình lưu và đối lưu, véc tơ thứ hai do quá trình thăng giáng trong trường trọng lực, và véc tơ thứ ba do khuếch tán. Chúng ta có thể biến đổi phương trình đối với biến trung bình y tại bước tính dt như sau: )(1)(1)(1 111 zz i yy i xx i y jj z jj y jj x Q t y           (2.54) Như vậy đối với một tính chất y bất kỳ ta có: x yykjydSSmujj ixu S xxx m x x     1110 ,)/1)(( (2.55) Trên cơ sở các công thức trên, có thể thấy rằng việc xác định các thông lượng của các biến có ý nghĩa quyết định đối với sự thành công của phương pháp thể tích hữu hạn. 2.3.2. Sơ đồ lưới tính Arakawa C rời rạc hóa theo không gian Do việc các thông lượng phụ thuộc chủ yếu vào vận tốc qua các bề mặt của từng thể tích lựa chọn, nên việc xác định các giá trị vận tốc trở nên rất quan trọng. Sơ đồ triển khai Arakawa C cho phép ta nhận được giá trị vận tốc pháp tuyến trên mặt phân cách, vì vậy dễ dàng tính được các thông lượng thông qua biên của bề mặt đó. Trong mô hình VNU/MDEC, sử dụng phương pháp thể tich hữu hạn với sơ đồ lưới Arakawa C hiện theo phương ngang và ẩn theo phương thẳng đứng. Theo sơ đồ này thì các đại lượng gradient áp suất và bình lưu được tính theo quy tắc thông thường, còn lực Coriolis được tính trung bình. Tại các biên, điều kiện 42 không thẩm thấu cũng được áp dụng dễ dàng không nhất thiết phải cho vận tốc triệt tiêu (= 0) trên đó. Đối với sơ đồ ba chiều trên các biến véc tơ vận tốc và đại lượng vô hướng cũng được áp dụng. a. Xác định sơ đồ lưới Arakawa C theo phương ngang, η và các đại lượng vô hướng HCI(I,J,K) được xác định tại trung tâm ô lưới, các điểm ; u, HUI(I,J,K) và v, HVI(I,J,K) được xác định trên ranh giới giữa các ô tại các điểm các điểm , . b. Xác định sơ đồ lưới Arakawa C theo phương thẳng đứng. Chú ý rằng tầng thấp nhất k=1 và tầng cao hơn k=kmaxI không nằm trong miền tính. Miền tính giới hạn từ k=2, … , KSUPI=KMAXI-1 Hình 2.2. Sơ đồ lới 3D Arakawa C Sơ đồ rời rạc hóa theo thời gian Sơ đồ giải phương trình này được xây dựng trên cơ sở phân tích Q y thành hai thành phần: Q y = P y - D y , trong trường hợp đó phương trình tổng quát cần giải có thể viết đơn giản như sau: yy DP t y    với yt=y0 (2.56) Từ kết quả rời rạc hóa tuyến tính ta có: 43 nn yy )1(1  , với )( nn nn yy n yy DP t y DP       (2.57) Trong đó các tham số τ và θ được chọn trên cơ sở phải đảm bảo điều kiện phân tích Qy và các yêu cầu đối với bước tính Δt cũng từ đây có thể chọn Δt đáp ứng điều kiện có lời giải cho các biến, như sau: * * lim, 1 yy y DP yy DP t t yyyy          (2.58) Như vậy, đối với bài toán 3D sau khi ứng dụng các sơ đồ rời rạc hóa theo không gian và thời gian ta có:          1 1 1 111 111 1 1 111 )1( )1( )()( ))1(())1(( 0000 11 111                                    n k n k n k n k nnn k n k nnn k n k nnnn nn z u z u z u z u z m zz m zz m zz m z yy j xx i nn n y nn n y nn jjjj z t jjjjjjjj z t jj y tjj x t yy y Dyy y Ptyy    (2.59) Với 4 tham số τ, θ, α, β có thể biến đổi trong quá trình ứng dụng. Cũng từ biểu thức trên có thể thấy tham số β cho giá trị ẩn tỷ lệ của thành phần bình lưu - đối lưu còn α cho tỷ lệ ẩn của thành phần khuếch tán. Sơ đồ bình lưu Đối với các giá trị biên, mặt phân cách y không lấy theo giá trị trung bình các giá trị xung quanh mà được ngoại suy từ giá trị cũ theo sơ đồ ngược sử dụng 4 điểm yi-1,j, yi-1,j-1, yi,j, yi,j-1 với các tham số ngoại suy tự chọn. Những quan hệ này thể qua các công thức sau: 44 erface x yuj int10  ,                            1,''1,'' , '''' 1,1 '' 1,1 '' ,1 '''' int ~2~2 ~22~221 ~2~2 ~22~22116        jixxjixx jixxxxx jixxjixx jixxxxxerface yy y yy yy     (2.60) Các tham số 'x và '~ x là các tham số ngoại suy phụ thuộc vào vị trí các điểm. Đối với động lượng việc tính toán cũng tiến hành tương tự, nhưng lưới các điểm chọn được dịch đi 1/2 bước theo hướng u hay v tương ứng. 2.2.3. Phương pháp tách mod ( mode- splitting) Để triển khai mô hình, cần tiến hành lấy tích phân phương trình (2.1) theo độ sâu trong hệ tọa độ đã chuyển đổi, ta thu được phương trình bảo toàn khối lượng: 0.    U t h  (2.61) trong đó U là véc tơ dòng vận chuyển:     h dxuU 3  (2. 62) Như vậy trong mô hình tính toán thành phần sóng trọng lực trên mặt biển vẫn được giữ lại, song điều kiện ổn định đối với sóng (liên quan tới hiệu ứng 2D) sẽ bắt các tính toán 3D phải tuân theo. Tuy nhiên do giá trị thế năng chính áp: )(~ 2 1 12 2'2 0             HgOdSgVQ xyS    nhỏ hơn nhiều so với các thành phần năng lượng khác, ví dụ đối với thế năng tà áp: 45 )(~1 30 bHOdVxbV P V          Và động năng: )(~ 2 1 2 2'2 0 vOdV uu V K V             Theo đánh giá của Becker (1994) thì tỷ lệ các thành phần này có các bậc đại lượng như sau: )1010(0);1010(0 3223   K P K Q Điều này dẫn tới yêu cầu xử lý riêng đối với hiệu ứng chính áp (mode barotrop). Tích phân phương trình chuyển động ta được biểu thức toán học của phương pháp tách mod cho phép tính toán các hiệu ứng chính áp 2D ra khỏi tính toán 3D: BUKUK gPHUfe H UU t U hhhh b D s atm hh                ).~().~( '2 0 3    (2.63)  bDbD D h D x hh xdSuu H UU xdSxdS x bxbxB 233 33 3 33 ˆ~ˆˆˆ ˆ~ˆ~ ˆ ˆˆ 3                        (2.64) Việc giải nhiều bước 2D (cho ta các thành phần dòng và mực nước) trước khi đưa giá trị mực nước vào cá phép tính 3D đã tạo điều kiện cho các ảnh hưởng chính áp kịp thích ứng với trường nhiệt-muối trong khi ảnh hưởng tà áp bị giữ lại không đổi. Quy trình tính này đã làm mất khả năng nảy sinh các bất ổn định nhỏ. Theo quy trình tính, đại lượng B được lấy từ điều kiện ban đầu (hoặc kết quả tính tại bước trước đó) của mô hình 3D và giữ không đổi trong quá trình mô hình 2D được tiến hành qua một số lượng bước tính quy định trước khi chuyển sang 46 bước tính 3D theo bước tính lớn hơn. Bước tiếp sau của quy trình này là việc điều chỉnh vận tốc 3D tương ứng với lưu tốc đã được tính theo mô hình 2D. 2.3. Số liệu đầu vào Các loại số liệu được sử dụng trong luận văn bao gồm: số liệu địa hình, số liệu lưu lượng sông, số liệu nồng độ trầm tích lơ lửng tại các cửa sông, số liệu gió. Số liệu địa hình được trích từ bản đồ số độ sâu của Bộ tư lệnh Hải quân, số liệu trên đất liền được trích từ các bản đồ DEM 90m ( (Hình 2.3). Hình 2.3. Địa hình khu vực nghiên cứu Số liệu lưu lượng sông, nồng độ trầm tích lơ lửng tại các cửa sông được chọn theo các phương án căn cứ vào kết quả của các nghiên cứu [1, 6, 8, 16] và một phần số liệu thực đo của Viện Tài nguyên Môi trường biển Hải Phòng. Số liệu gió là các phương án được chọn dựa trên cơ sở phân tích số liệu thực đo nhiều năm tại trạm Hòn Dáu theo tốc độ và hướng gió đặc trưng theo hai mùa đông và mùa mùa hè. 47 Chương 3. KẾT QUẢ NGHIÊN CỨU 3.1. Triển khai mô hình 3.1.1. Các phương án tính toán Các phương án tính toán được xây dựng nhằm mục đích đánh giá được vai trò của các quá trình tương tác sông-biển tại cửa sông thông qua các phương án lưu lượng nước, lưu lượng trầm tích từ sông đi vào biển, các đặc trưng về chế độ thủy động lực, vận chuyển trầm tích trong khu vực nghiên cứu. Trên cơ sở các kết quả phân tích đặc điểm tự nhiên, khí tượng, thủy – hải văn của khu vực và các số liệu thu thập được đã xây dựng các phương án tính toán. Mỗi phương án sẽ xét đến một hay nhiều nhân tố có ảnh hưởng đến trường dòng chảy và quá trình lan truyền trầm tích trong khu vực. Các phương án được mô phỏng trong thời gian 15 ngày tính từ 0 giờ Mặt Trời trung bình. Nồng độ trầm tích ở đây dược tính theo nồng độ phi thứ nguyên. Bảng 3.1. Các phương án tích toán Các điều kiện tại các biên cửa sông, biên mặt biển Giá trị gia tăng mực nước tại các biên cửa sông (  ) Gió Tham số trầm tích lơ lửng tại các biên cửa sông Lạch Tray Bạch Đằng Lạch Huyện Vận tốc Hướng Lạch Tray Bạch Đằng TT Tên phương án (mm) (mm) (mm) (m/s) 1 HP01 2 HP02 0,1 0,15 0,1 3 HP03 2,5 3 1 4 HP04 0,1 0,15 0,1 5,17 E 5 HP05 2,5 3 1 3,82 N 6 HP06 0,1 0,15 0,1 4,69 SE 7 HP07 2,5 3 1 6,33 S 48 Các điều kiện tại các biên cửa sông, biên mặt biển Giá trị gia tăng mực nước tại các biên cửa sông (  ) Gió Tham số trầm tích lơ lửng tại các biên cửa sông Lạch Tray Bạch Đằng Lạch Huyện Vận tốc Hướng Lạch Tray Bạch Đằng TT Tên phương án (mm) (mm) (mm) (m/s) 8 HP08 0,0001 0,0001 9 HP09 0,01 0,01 10 HP10 0,1 0,15 0,1 0,0001 0,0001 11 HP11 2,5 3 1 0,01 0,01 12 HP12 0,1 0,15 0,1 5,17 E 0,0001 0,0001 13 HP13 0,1 0,15 0,1 3,82 N 0,0001 0,0001 14 HP14 2,5 3 1 4,69 SE 0,01 0,01 15 HP15 2,5 3 1 6,33 S 0,01 0,01 16 HP16 3 0,001 18 HP17 3 4,69 SE 0,001 17 HP18 2,5 0,001 19 HP19 2,5 4,69 SE 0,001 Bảng 3.1 trình bày các phương án tính toán, cụ thể các phương án như sau: Phương án HP01: Chỉ tính thủy triều; Phương án HP02: Tính đến thủy triều và lưu lượng sông cực tiểu trong mùa kiệt; Phương án HP03: Tính đến thủy triều và lưu lượng sông cực đại trong mùa lũ; Phương án HP04: Tính đến thủy triều, lưu lượng sông cực tiểu trong mùa kiệt và gió mùa mùa đông, hướng Đông; 49 Phương án HP05: Tính đến thủy triều, lưu lượng sông cực tiểu trong mùa kiệt và gió mùa mùa đông, hướng Bắc; Phương án HP06: Tính đến thủy triều, lưu lượng sông cực đại trong mùa lũ và gió mùa mùa hè, hướng Đông Nam; Phương án HP07: Tính đến thủy triều, lưu lượng sông cực đại trong mùa lũ trong mùa kiệt và gió mùa mùa hè, hướng Nam; Phương án HP08: Tính đến thủy triều, nồng độ trầm tích cực tiểu trong mùa kiệt; Phương án HP09: Tính đến thủy triều, nồng độ trầm tích cực đại trong mùa lũ; Phương án HP10: Tính đến thủy triều, lưu lượng sông cực tiểu và nồng độ trầm tích cực tiểu trong mùa kiệt; Phương án HP11: Tính đến thủy triều, lưu lượng sông cực đại và nồng độ trầm tích cực đại trong mùa lũ; Phương án HP12: Tính đến thủy triều, lưu lượng sông cực tiểu và nồng độ trầm tích cực tiểu trong mùa kiệt, gió mùa mùa đông, hướng Đông; Phương án HP13: Tính đến thủy triều, lưu lượng sông cực tiểu và nồng độ trầm tích cực tiểu trong mùa kiệt, gió mùa mùa đông, hướng Bắc; Phương án HP14: Tính đến thủy triều, lưu lượng sông cực đại và nồng độ trầm tích cực đại trong mùa lũ, gió mùa mùa hè, hướng Đông Nam; Phương án HP15: Tính đến thủy triều, lưu lượng sông cực đại và nồng độ trầm tích cực đại trong mùa lũ, gió mùa mùa hè, hướng Nam; Phương án HP16: Tính đến thủy triều, lưu lượng sông cực đại và nồng độ trầm tích trung bình tại cửa Nam Triệu trong mùa lũ; Phương án HP17: Tính đến thủy triều, lưu lượng sông cực đại và nồng độ 50 trầm tích trung bình tại cửa Nam Triệu trong mùa lũ và gió mùa mùa hè, hướng Đông Nam; Phương án HP18: Tính đến thủy triều, lưu lượng sông cực đại và nồng độ trầm tích trung bình tại cửa Lạch Tray trong mùa lũ; Phương án HP19: Tính đến thủy triều, lưu lượng sông cực đại và nồng độ trầm tích trung bình tại cửa Lạch Tray trong mùa lũ; và gió mùa mùa hè, hướng Đông Nam; 3.1.2. Điều kiện tính toán Tại các biên mở sử dụng bộ hằng số điều hòa của bốn sóng triều chính K1, O1, M2 và S2. Ngoài ra, có thể đưa vào các tham số về vận tốc pháp tuyến và tiếp tuyến, nhiệt độ, độ muối. Trong nghiên cứu này các vận tốc pháp tuyến và tiếp tuyến trên biên được cho bằng 0, nhiệt độ và độ muối tại các biên được cho bằng giá trị trung bình của khu vực là 250C và 25‰. Riếng đối với các biên cửa sông, được bổ sung các tham số về chênh lệch mực nước và nồng độ trầm tích theo các phương án đã cho trong Bảng 3.1. Tại biên mặt biển, không tính đến thông lượng nhiệt, có tính đến tác động của gió bề mặt và được cập nhập theo thời gian cho trước. Các điều kiện ban đầu gồm các trường 2D và 3D. Các trường 2D gồm: - Trường mực nước ban đầu - Trường thông lượng nhiệt., theo thời gian - Trường gió bề mặt theo hướng x, y và theo thời gian - Trường khí áp, theo thời gian. Các trường 3D gồm: - Trường nhiệt độ ban đầu 51 - Trường muối ban đầu - Trường động năng - Các tham số được tiến hành hiệu chỉnh cho phù hợp với vùng nghiên cứu. Hình 3.1 trình bày sơ đồ các điểm, các mặt cắt xuất số liệu trong các phương án tính toán. MC1 MC2 P5 P6 P1 P4 P3 P2 Hình 3.1. Vị trí các điểm, các mặt cắt 3.1.3. Kết quả hiệu chỉnh mô hình So sánh kết quả mực nước tính toán tại điểm P5 () (Hình 3.2) trong cùng thời điểm cho thấy kết quả tính toán khá sát với thực tế về pha và độ lớn, sai số trung bình nhỏ dưới 1 cm, sai số tuyệt đối lớn nhất 13 cm. Các tham số của mô hình thu được trong quá trình hiệu chỉnh mô hình đã được sử dụng trong các tính toán chế độ thủy động lực và vận chuyển trầm tích trong khu vực nghiên cứu. 52 -3 -1.5 0 1.5 3 2/25/06 0:00 2/25/06 12:00 2/26/06 0:00 2/26/06 12:00 2/27/06 0:00 2/27/06 12:00 2/28/06 0:00 Thực đo Tính toán Hình 3.2. Biến trình mực nước tính toán và thực đo tại điểm P5 3.2. Kết quả tính toán chế độ thủy động lực 3.2.1. Trường dòng chảy và mực nước triều Kết quả mô phỏng thủy triều cho thấy trường mực nước thủy triều biến đổi theo thời gian, có sự chênh lệch mực nước giữa các điểm ở phía Đông và phía Tây của khu vực nghiên cứu, giá trị chênh lệch lớn nhất có thể đạt 6-7cm (Hình 3.3). Kết quả này phù hợp với các kết quả nghiên cứu và đo đạc thực địa trước đây. Hình 3.3. Trường mực nước tại thời điểm 35h khi chỉ tính đến thủy triều Khu vực nghiên cứu có độ sâu nhỏ dưới 15m, địa hình bị chia cắt mạnh bởi các cửa sông, đảo, trong đó tồn tại nhiều luồng lạch cùng các bãi cát ngầm. Dòng 53 chảy trong khu vực bị biến đổi mạnh mẽ do ảnh hưởng của địa hình và đường bờ, hình thành dòng chảy đặc trưng của khu vực. Hình 3.4. Trường mực nước và hoàn lưu tầng mặt tại thời điểm 102h khi chỉ tính đến thủy triều Hình 3.5. Trường mực nước và hoàn lưu tầng mặt tại thời điểm 115h khi chỉ tính đến thủy triều Kết quả tính toán cho thấy, sự biến đổi của dòng triều trong khu vực phụ thuộc vào thời gian triều cao hay triều thấp, phụ thuộc vào thời điểm triều dâng hay triều rút. Vào các ngày triều cao dòng triều mạnh hơn các ngày triều thấp, vận tốc dòng triều rút lớn hơn dòng triều dâng. Kết quả tính toán cho thấy sự có mặt thường 54 xuyên của dòng chảy dọc bờ Cát Hải và dòng chảy ven bờ biển Đồ Sơn, An Dương. Khi triều lên, dòng chảy dọc bờ đảo Cát Hải (TT. Cát Hải, Văn Phong, Hoàng Châu) có hướng Tây, kết hợp với dòng chảy đi ra cửa Lạch Huyện và dòng đi vào cửa Nam Triệu tạo thành dòng bao quanh đảo Cát Hải (Hình 3.4). Khi triều xuống, dòng chảy bao quanh đảo Cát Hải đổi chiều đi ra từ cửa Nam Triệu và đi vào cửa Lach Huyện (Hình 3.5). -2 -1 0 1 2 24 72 120 168 216 264 312 360 Thời gian (h) M ực n ướ c tr iề u (m ) Cửa NT Cửa LH a. Mực nước 0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 24 48 72 96 120 144 168 192 216 240 264 288 312 336 V ận tố c (m /s ) Thời gian (h) Cửa NT Cửa LH b. Vận tốc dòng chảy Hình 3.6. Biến trình mực nước vận tốc dòng chảy tại cửa Nam Triệu và Lạch Huyện khi chỉ tính đến thủy triều Sự hiện diện của dòng chảy thuận nghịch dọc bờ Cát Hải đã được khẳng định trong nhiều nghiên cứu trước đây [18]. Dòng chảy thuận nghịch dọc bờ Cát Hải là 55 hệ quả của sự lệch pha dòng chảy tại hai cửa Nam Triệu và Lạch Huyện, trong khi mực nước tại hai cửa hoàn toàn đồng nhất về pha. Ngoài sự lệch pha của dòng chảy tại hai cửa Nam Triệu và lạch Huyện, một điều thú vị nữa là độ lớn dòng chảy tại hai cửa này cũng có sự hoán vị, khi dòng chảy cửa Nam Triệu lớn thì dòng chảy cửa Lạch Huyện nhỏ và ngược lại. Điều này có thể là nguyên nhân chính hình thành sự lệch pha dòng chảy tại hai cửa (Hình 3.6). Vận tốc dòng chảy dọc bờ Cát Hải có thể đạt giá trị 35cm/s. Dòng chảy ven bờ Đồ Sơn, An Dương là dòng thuận nghịch theo pha triều lên và triều xuống, hướng theo hướng đường bờ, vận tốc cực đại tại điểm ven bờ Ngọc Hải đạt 40 cm/s trong các ngày triều mạnh. Hình 3.7. Trường mực nước và hoàn lưu tầng mặt tại thời điểm 44h khi chỉ tính đến thủy triều Điều kiện khô-ướt trong mô hình áp dụng cho bài toán đối với vùng triều áp đảo cũng được thể hiện rõ qua kết quả tính toán. Việc triển khai điều kiện khô ướt trong mô hình đã cho phép mô phỏng sát thực hơn các trường thủy động lực cũng như quá trình lan truyền và vận chuyển vật chất ở khu vực có địa hình phức tạp như khu vực cửa sông ven biển Hải Phòng. Mô hình mô phỏng rõ ràng quá trình lộ bãi và ngập bãi khi triều xuống và khi triều lên. Hình 3.7 thể hiện kết quả tính toán tại 56 thời điểm triều xuống thấp. 3.2.2. Trường dòng chảy và mực nước tổng hợp 1 (khi tính đến thủy triều và lưu lượng sông) Vùng cửa sông ven biển Hải Phòng là thủy vực mở chịu tác động mạnh mẽ của biển, đồng cũng chịu ảnh hưởng mạnh của các sông Cấm, Bạch Đằng, Lạch Tray, sông Chanh đổ trực tiếp qua cửa Nam Triệu và một phần nhỏ qua cửa Lạch Huyện. Sự tác động của dòng chảy sông đến chế độ thủy động lực của khu vực liên hệ chặt chẽ với lưu lượng nước trong sông (giá trị chênh lệch mực nước tại các biên cửa sông). Để đánh giá ảnh hưởng của sông đến chế độ thủy động lực trong khu vực, tác giả đã tiến hành triển khai tính toán theo hai phương án HP02 và HP03. Giá trị chênh lệch mực nước tại các biên cửa sông được cho tương ứng 0,1-0,15 mm (mùa kiệt) và 1-3 mm (mùa mưa). Kết quả tính toán cho thấy trường mực nước và hoàn lưu trong khu vực hầu như không biến đổi về hướng so với kết quả trong phương án HP01 (Hình 3.8 và 3.9). Tuy nhiên, giá trị độ lớn của dòng tổng hợp đã bị thay đổi, mức độ thay đổi này tùy thuộc vào chênh lệch mực nước tại các biên cửa sông. Các vị trí gần các cửa sông có sự thay vể tốc độ dòng chảy lớn hơn, sự thay đổi này giảm dần ở các điểm phía ngoài cửa sông. Quá trình tương tác giữa dòng chảy sông và dòng triều làm thay đổi vận tốc dòng tổng hợp, trong pha triều lên vận tốc dòng tổng hợp bị suy giảm so với phương án HP01 và ngược lại trong pha triều xuống tốc độ dòng chảy tăng lên. Điều này hoàn toàn phù hợp với thực tế quá trình tương tác sông-biển. Kết quả tính toán trong cho thấy tốc độ dòng dọc bờ Cát Hải ít thay đổi trong phương án HP02, tăng lên từ 7-10 cm/s trong phương án HP03. Như vậy, trong điều kiện mùa mưa dòng chảy dọc bờ Cát Hải được tăng cường. Đối với dòng chảy ven bờ Đồ Sơn, tại điểm ven bờ Ngọc Hải cho thấy tốc độ dòng chảy cực đại vào khoảng trên dưới 40 cm/s trong cả hai phương án HP02 và HP03, hầu như không 57 thay đổi so với phương án HP01. Hình 3.8. Trường mực nước và hoàn lưu tầng mặt tại thời điểm 50h khi tính đến thủy triều và lưu lượng sông cực tiểu Hình 3.9. Trường mực nước và hoàn lưu tầng mặt tại thời điểm 66h khi tính đến thủy triều và lưu lượng sông cực đại Khi tăng dần giá trị chênh lệch mực nước trên biên cửa sông, kết quả tính toán cho thấy sự thay đổi tốc độ dòng chảy tại các điểm gần các cửa sông tăng lên. 58 Trong phương án HP03 (chênh lệch mực nước tại các cửa sông là 2,5-3 mm tương ứng với điều kiện cực đại về lưu lượng) cho thấy tại vị trí ở trung tâm miền tính còn ghi nhân được sự thay đổi đáng kể của tốc độ dòng chảy so với phương án HP01. Như vậy, trong điều kiện cực đại ảnh hưởng của sông đến chế độ thủy động lực trong khu vực rất lớn, nhất là các vùng gần các cửa sông. 0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 144 168 192 216 240 264 288 312 336 360 Thời gian (h) V ận tố c (m /s ) HP01 HP02 HP03 Hình 3.10. Biến thiên vận tốc dòng chảy tầng mặt tại điểm P2 gần cửa Lạch Tray khi chỉ tính đến triều (HP01), khi tính đến thủy triều và lưu lượng sông cực tiểu (HP02) và khi tính đến thủy triều và lưu lượng sông cực đại (HP03) 0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 144 168 192 216 240 264 288 312 336 360 V ận tố c (m /s ) Thời gian (h) HP01 HP02 HP03 Hình 3.11. Biến thiên vận tốc dòng chảy tầng mặt tại điểm P5 gần cửa Nam Triệu khi chỉ tính đến triều (HP01), khi tính đến thủy triều và lưu lượng sông cực tiểu (HP02) và khi tính đến thủy triều và lưu lượng sông cực đại (HP03) Tại điểm P2 gần cửa Lạch Tray thay đổi của tốc độ dòng chảy trong các phương án không đáng kể, chênh lệch vận tốc dòng chảy tầng mặt lớn nhất giữa các 59 phương án khoảng 5-6 cm/s, Hình 3.10 thể hiện kết quả này. Tại điểm P5 gần cửa Nam Triệu, biến động của tốc độ dòng chảy trong các phương án có sự khác biệt rõ rệt. So với phương án HP01, tốc độ dòng chảy trong phương án HP02 chênh lệch nhỏ khoảng vài centimet. Trong khi đó theo phương án HP03 tốc độ dòng chảy chênh lệch khá lớn khoảng trên 10 cm/s. Trên Hình 3.11 thể hiện rất rõ sự suy giảm mạnh của dòng chảy khi triều lên và sự tăng cường của dòng chảy khi triều rút tại điểm P5 gần cửa Nam Triệu. 3.2.3. Trường dòng chảy và mực nước tổng hợp 2 (khi tính đến thủy triều, lưu lượng sông và gió theo 2 mùa) Tác động tổng hợp của thủy triều, sông và gió đến chế độ thủy động lực trong khu vực được tính toán theo các phương án HP04 (gió hướng Đông), HP05 (gió hướng Bắc), HP06 (gió hướng Đông Nam) và HP07 (gió hướng Nam). Kết quả tính toán cho thấy, trong điều kiện gió bình thường không làm thay đổi hướng hoàn lưu triều áp đảo của khu vực, tuy nhiên có thể làm biến đổi giá trị của dòng tổng hợp. Đối với các dòng dọc bờ Cát Hải, Đồ Sơn cũng nhận thấy sự thay đổi của vận tốc dòng chảy so với phương án HP01, HP02 và HP04. Các hình từ 3.12 đến 3.15 thể hiện trường mực nước và dòng chảy tầng mặt tính toán trong các phương án kể trên. Trong 4 phương án tính toán, các phương án HP04, HP06 và HP07 đều cho thấy xu hướng dòng chảy được tăng cường khi triều lên và suy giảm khi triều xuống. Đối với phương án HP05 cho xu hướng ngược lại. 60 Hình 3.12. Trường mực nước và hoàn lưu tầng mặt tại thời điểm 102h khi tính đến thủy triều, lưu lượng sông cực tiểu và gió hướng Đông Hình 3.13. Trường mực nước và hoàn lưu tầng mặt tại thời điểm 122h khi tính đến thủy triều, lưu lượng sông mùa kiệt và gió hướng Bắc 61 Hình 3.14. Trường mực nước và hoàn lưu tầng mặt tại thời điểm 141h khi tính đến thủy triều, lưu lượng sông mùa lũ và gió hướng Đông Nam Hình 3.15. Trường mực nước và dòng chảy tầng mặt tại thời điểm 341h khi tính đến thủy triều, lưu lượng sông mùa lũ và gió hướngNam Kết quả tính toán trình bày trong Hình 3.16 và 3.17 thể hiện rõ tác động của trường gió bề mặt làm thay đổi giá trị vận tốc dòng chảy tổng hợp. Chênh lệch vận tốc giữa các phương án HP04, HP05 và HP06, HP07 so với phương án HP01 lớn 62 nhất trong những ngày triều kém, nhỏ hơn vào những ngày triều cường. 0 0.2 0.4 0.6 0.8 144 168 192 216 240 264 288 312 336 360 Thời gian (h) V ận tố c (m /s ) HP04 HP05 HP06 HP07 Hình 3.16. Biến thiên vận tốc dòng chảy tầng mặt tại điểm P2 khi tính đến thủy triều, lưu lượng sông cực tiểu và gió hướng Đông (HP04); khi tính đến thủy triều, lưu lượng sông cực và gió hướng Bắc (HP05); khi tính đến thủy triều, lưu lượng sông cực đại và gió hướng Đông Nam (HP06); khi tính đến thủy triều, lưu lượng sông cực đại và gió hướng Nam 0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 144 168 192 216 240 264 288 312 336 360 Thời gian (h) V ận tố c (m /s ) HP04 HP05 HP06 HP07 Hình 3.17. Biến thiên vận tốc dòng chảy tầng mặt tại điểm P5 khi tính đến thủy triều, lưu lượng sông cực tiểu và gió hướng Đông (HP04); khi tính đến thủy triều, lưu lượng sông cực tiểu và gió hướng Bắc (HP05); khi tính đến thủy triều, lưu lượng sông cực đại và gió hướng Đông Nam (HP06); khi tính đến thủy triều, lưu lượng sông cực đại và gió hướng Nam (HP07) Nhìn chung, hoàn lưu chung của khu vực không thay đổi nhiều khi tính đến 63 các tác động của gió bề mặt và ảnh hưởng của sông, dòng triều vẫn giữ vai trò chủ đạo trong hoàn lưu chung của khu vực. Các dòng chảy dọc bờ Cát Hải và ven bở biển Đồ Sơn luôn tồn tại trong tất cả các phương án tính toán. 3.3. Kết quả tính toán vận chuyển trầm tích lơ lửng 3.3.1. Vận chuyển trầm tích lơ lửng dưới tác động của thủy triều Quá trình lan truyền trầm tích dưới tác động của thủy triều được mô phỏng theo các phương án HP08, ứng với trường hợp nồng độ trầm tích tại các biên cửa sông là nhỏ nhất và HP09, ứng với trường hợp nồng độ trầm tích tại các biên cửa sông là nhỏ nhất. Kết quả tính toán thể hiện rõ quá trình lan truyền và vận chuyển của trầm tích phụ thuộc chặt chẽ vào độ lớn và hướng của dòng triều. Bên cạnh đó nồng trầm tích cũng có ảnh hưởng đến chính quá trình lan truyền và vận chuyển của trầm tích. Kết quả tính toán cho thấy, sau khoảng 48h quá trình này đã vào ổn định, vùng chịu ảnh hưởng của trầm tích hầu như không mở rộng đáng kể theo thời gian. Hàm lượng trầm tích lơ lửng bị tác động bởi dòng chảy thủy triều. Độ lớn mực nước và dòng chảy thủy triều ảnh hưởng mạnh mẽ đến nồng độ trầm tích trong khu vực, ảnh hưởng đến đỉnh của biểu đồ hàm lượng trầm tích lơ lửng. Trong những ngày triều cường, quá trình động lực nguồn gốc biển hoạt động mạnh, dòng chảy dọc bờ tăng lên đáng kể. Do đó, trầm tích dễ dàng theo dòng chảy lan truyền và khuếch tán ra xa hơn so với thời kỳ triều thấp. Qúa trình phát tán trầm thích diễn ra mạnh nhất trong pha triều xuống. Dòng chảy xiết khi triều rút mang trầm tích ra xa hơn. Dòng chảy dọc bờ biển Đồ Sơn cũng góp phần quan trọng vào quá trình này, trầm tích được vận chuyển dọc bờ biển xuống phía nam tới mũi Đồ Sơn và vượt ra ngoài miền tính. Trong những ngày triều kém, khả năng lan truyền trầm tích bị hạn chế do dòng triều nhỏ, dẫn đến sự suy giảm của các dòng chảy ven bờ, trầm tích vận chuyển dọc bờ và tích tụ lại ở khu vực có độ sâu nhỏ làm nồng độ trầm tích tại các khu vực gần cửa sông, ven bờ tăng lên. 64 Thời điểm 3h Thời điểm 24h Thời điểm 68h Thời điểm 180h Hình 3.18. Nồng độ trầm tích lơ lửng khi tính đến thủy triều và nồng độ trầm tích trên biên nhỏ nhất trong mùa kiệt Quá trình lan truyền và vận chuyển của trầm tích liên quan mật thiết với quá trình triều dâng và triều rút. Khi triều dâng, dòng triều đẩy trầm tích trở lại các cửa sông, một phần trầm tích bị giữ lại ở các khu vực ven bờ, nơi có đường bờ bị chia cắt mạnh hoặc các bãi ngầm, mà ở đó tốc độ dòng chảy nhỏ. Bên cạnh đó dòng dọc bờ Cát Hải có hướng từ cửa Lạch Huyện sang cửa Nam Triệu đã hạn chế khả năng vận chuyển trầm tích về phía cửa Lạch Huyện, đảo Cát Bà. Khi triều rút, dòng chảy đổi hướng chảy ra biển đẩy dòng trầm tích ra xa. Như đã phân tích ở trên, tốc độ dòng chảy khi triều xuống lớn hơn khi triều lên, kết hợp với dòng chảy dọc bờ Cát Hải, Đồ Sơn đẩy mạnh quá trình vận chuyển trầm tích ra biển (Hình 3.18 và 3.19). 65 Thời điểm 3h Thời điểm 24h Thời điểm 68h Thời điểm 180h Hình 3.19. Nồng độ trầm tích lơ lửng lửng khi tính đến thủy triều và nồng độ trầm tích trên biên lớn nhất trong mùa lũ Chỉ dưới tác động của thủy triều, nồng độ trầm tích giữa các tầng không có sự sai khác đáng kể (Hình 3.20 và 3.21). Điều này hoàn toàn phù hợp với thực tế, địa hình khu vực nghiên cứu khá nông, phần lớn địa hình có độ sâu dưới 5 m, khu vực sâu nhất nằm ở phía Đông Nam vào khoảng 15 m, khu vực ven biển các cửa sông Nam Triệu, Lạch Tray, Lạch Huyện độ sau nhỏ hơn 3 m, ngoại trừ luồng tầu Nam Triệu có độ sâu khoảng 5-7 m và luồng tầu Lạch Huyện sâu từ 7 đến trên 10 m. Vì vậy, quá trình xáo trộn trong khu vực diễn ra mạnh mẽ trên toàn cột nước, làm cho nồng độ trầm tích tại các độ sâu khác nhau gần như giống nhau. 66 Hình 3.20. Nồng độ trầm tích lơ lửng tính toán tại điểm P4 khi tính đến thủy triều và nồng độ trầm tích trên biên lớn nhất trong mùa lũ Mặt cắt MC1 lúc 22h Mặt cắt MC1 lúc 126h 67 Mặt cắt MC2 lúc 22h Mặt cắt MC2 lúc 72h Hình 3.21. Nồng độ trầm tích lơ lửng tính toán dọc các mặt cắt khi tính đến thủy triều và nồng độ trầm tích trên biên lớn nhất trong mùa lũ 3.3.2. Vận chuyển trầm tích lơ lửng dưới tác động của dòng chảy tổng hợp 1 Vận chuyển trầm tích dưới tác động đồng thời của thủy triều và dòng chảy trong sông được mô phỏng theo phương án HP10, HP11 (Hình 3.22, 3.23). Kết quả cho thấy quá trình lan truyền trầm tích diễn ra mạnh mẽ dưới tác động tổng hợp của triều và dòng chảy sông. Trầm tích từ 2 cửa Lạch Trach và Nam Triệu phát tán sang tới cửa Lạch Huyện. Đặc biệt đối với phương án HP11, các điều kiện đầu vào tương tự như mùa mưa lũ, trầm tích lan truyền gần như phủ khắp miền tính. Điều này là do quá trình động lực trong sông diễn ra mạnh mẽ. Dòng trầm tích từ các cửa sông được đưa ra khá xa theo dòng chảy sông, trầm tích tiếp tục được lan truyền mạnh 68 theo dòng triều rút. Trong những ngày triều kếm, quá trình lan truyền trầm tích có suy giảm so với ngầy triều cao, nhưng vẫn cao hơn so với trường hợp không xét đến ảnh hưởng của dòng chảy sông. Một nguyên nhân khác dẫn đến hiện tượng này là do sự tương tác giữa dòng triều và dòng chảy sông xảy ra mạnh mẽ làm tăng cường quá trình khuếch tán trầm tích. Thời điểm 3h Thời điểm 68h Hình 3.22. Nồng độ trầm tích lơ lửng tính toán khi tính đến thủy triều, lưu lượng sông nhỏ nhất và nồng độ trầm tích trên biên nhỏ nhất trong mùa kiệt Thời điểm 3h Thời điểm 68h Hình 3.23. Nồng độ trầm tích lơ lửng tính toán khi tính đến thủy triều, lưu lượng sông lớn nhất và nồng độ trầm tích trên biên lớn nhất trong mùa lũ Khi triều dâng, dòng triều dần áp đảo dòng chảy ra từ sông, đẩy trầm tích trở lại các cửa sông, một phần trầm tích bị giữ lại ở các khu vực ven bờ, nơi có đường bờ bị chia cắt mạnh hoặc các bãi ngầm, mà ở đó tốc độ dòng chảy nhỏ. Bên cạnh đó dòng dọc bờ Cát Hải góp phần vào việc vận chuyển một lượng trầm tích sang cửa 69 Lạch Huyện và ven bờ đảo Cát Bà. Khi triều rút, dòng chảy đổi hướng chảy ra biển đẩy dòng trầm tích ra xa. Như đã phân tích ở trên, tốc độ dòng chảy khi triều xuống lớn hơn khi triều lên, kết hợp với dòng chảy dọc bờ Cát Hải, Đồ Sơn đẩy mạnh quá trình vận chuyển trầm tích ra biển. Trầm tích được dòng ven bờ vận chuyển xuống tới mũi Đồ Sơn và vượt ra ngoài miền tính. Trong điều kiện mùa lũ (lưu lượng và nồng độ bùn cát tại các biên cửa sông lớn nhất) nồng độ trầm tích tại khu vực Đồ Sơn lớn hơn khoảng 50-70 lần so với điều kiện mùa khô (lưu lượng và nồng độ bùn cát tại các biên cửa sông nhỏ nhất). Sự phân bố nồng độ trầm tích theo tầng sâu khi tính đến tác động của dòng chảy trong sông cũng không có sự biến đổi đáng kể so với phương án HP08 và HP09, nồng độ trầm tích từ tầng mặt đến tầng đáy gần như đồng nhất (Hình 3.24). Mặt cắt MC2 lúc 24h Hình 3.24. Nồng độ trầm tích lơ lửng tính toán dọc các mặt cắt khi tính đến thủy triều, lưu lượng sông lớn nhất và nồng độ trầm tích trên biên lớn nhất trong mùa lũ Như vậy, khi tính đến ảnh hưởng của dòng chảy trong sông, quá trình lan truyền và vận chuyển trầm tích đã có sự thay đổi phức tạp, đặc biệt trong điều kiện tương tự mùa mưa lũ (phương án HP11). Khi triều rút, dòng chảy sông chiếm ưu thế đẩy dòng bùn cát ra xa vượt qua đường đẳng sâu 4 m, đến vùng có độ dốc gia tăng, quá trình động lực biến đổi mạnh mẽ hơn, thủy triều chiếm ưu thế hoàn toàn 70 so với quá trình động lực có nguồn gốc lục địa. Trầm tích được dòng triều trong khu vực vận chuyển ra khá xa và rộng về các hướng chiếm hầu hết miền tính. 3.3.3. Vận chuyển trầm tích lơ lửng dưới tác động của dòng chảy tổng hợp 2 Kết quả tính vận chuyển trầm tích dưới tác động tổng hợp của triều, dòng chảy sông và gió mùa mùa đông cho thấy ảnh hưởng của trường gió lên quá trình lan truyền trầm tích trong khu vực. Thời điểm 24h Thời điểm 68h Thời điểm 120h Thời điểm 180h Hình 3.25. Nồng độ trầm tích lơ lửng tính toán khi tính đến thủy triều, lưu lượng sông nhỏ nhất, nồng độ trầm tích trên biên nhỏ nhất trong mùa kiệt và gió hướng Đông So với các phương án HP10, HP11, trong các phương án HP12, HP13, HP14 quá trình vận chuyển trầm tích sang phía Đông và Đông Nam của khu vực đã suy giảm đáng kể dưới tác động của trường gió Đông, Đông Bắc và Bắc. Tuy nhiên, quá trình vận chuyển trầm tích xuống phía Nam theo dòng chảy ven bờ Đồ Sơn tăng lên 71 đáng kể. Trầm tích được vận chuyển theo dòng chảy ven bờ Đồ Sơn xuống phía Nam và sang tới ven bờ đảo Cát Bà (Hình 3.25, 3.26). Trong trường hợp gió Đông (HP12), quá trình phát tán trầm tích kém hơn so với trường hợp gió Bắc (HP13). Nguyên nhân do dòng triều rút hướng Nam được tăng cường bởi trường gió Bắc, đẩy nhanh quá trình lan truyền và khuếch tán trầm tích trong nước. Ngược lại trường gió Đông làm suy giảm quá trình này. Thời điểm 24h Thời điểm 68h Thời điểm 120h Thời điểm 180h Hình 3.26. Nồng độ trầm tích lơ lửng tính toán khi tính đến thủy triều, lưu lượng sông nhỏ nhất, nồng độ trầm tích trên biên nhỏ nhất trong mùa kiệt và gió hướng Bắc Kết quả tính vận chuyển trầm tích trong trường hợp HP14 và HP15 cho thấy trong điều kiện gió mùa mùa hè, lưu lượng và nồng độ trầm tích tại các cửa sông lớn, quá trình vận chuyển trầm tích diễn ra mạnh mẽ. So với phương án HP11, trong phương án HP14, trầm tích được vần chuyển mạnh xuống phía Nam. Một phần trầm tích được vận chuyển theo dòng dọc bờ Cát Hải sang cửa Lạch Huyện, ven đảo 72 Cát Bà. Nguyên nhân là do trường gió Đông Nam làm suy giảm ảnh bưởng của dòng chảy sông và dòng chảy dọc bờ Cát Hải (Hình 3.27). Thời điểm 24h Thời điểm 68h Thời điểm 120h Thời điểm 180h Hình 3.27. Nồng độ trầm tích lơ lửng tính toán khi tính đến thủy triều, lưu lượng sông lớn nhất, nồng độ trầm tích trên biên lớn nhất trong mùa lũ và gió hướng Đông Nam Kết quả tính toán cho trường hợp gió Nam (HP15) hoàn toàn khác so với các trường hợp kể trên. Quá trình vận chuyển trầm tích xuống phía Nam theo dòng chảy ven bờ Đồ Sơn bị hạn chế. Dưới tác động của gió Nam, trầm tích bị đẩy lên phía Bắc và được vận chuyển ngang cửa Nam Triệu theo dòng dọc bờ Cát Hải sang cửa Lạch Huyện, ven bờ đảo Cát Bà (Phù Long, Hiền Hào). Khu vực có nồng độ trầm tích cao tập trung ở trước cửa Nam Triệu, Lạch Tray, ven biển Cát Hải và các xã Tân Lập, Tân Thạnh. Hình 3.28 thể hiện nồng độ trầm tích tính toán trong trường hợp gió Nam ở một vài thời điểm. 73 Thời điểm 24h Thời điểm 68h Thời điểm 120h Thời điểm 180h Hình 3.28. Nồng độ trầm tích lơ lửng tính toán khi tính đến thủy triều, lưu lượng sông lớn nhất, nồng độ trầm tích trên biên lớn nhất trong mùa kiệt và gió hướng Nam Mặt cắt MC2 lúc 24h Hình 3.29. Nồng độ trầm tích lơ lửng tính toán dọc các mặt cắt khi tính đến thủy triều, lưu lượng sông lớn nhất, nồng độ trầm tích trên biên lớn nhất trong mùa kiệt và gió hướng Nam 74 Phân tích kết quả tính toán theo tầng sâu cho thấy nồng độ trầm tích không có sự thay đổi đáng kể theo độ sau. Nồng độ trầm tích tại tầng mặt và các tầng sâu có giá trị xấp xỉ nhau (Hình 3.29). Qua kết quả tính toán cho thấy tác động của trường gió bề mặt đến quá trình vận chuyển trầm tích trong khu vực cửa sông ven biển Hải Phòng rất khác nhau. Trường gió Bắc, Đông Bắc và Đông Nam làm tăng cường quá trình vận chuyển ven bờ đưa bùn cát từ cửa Nam Triệu và Lạch Tray xuống phía Nam dọc theo bờ biển Đồ Sơn. Riêng trường hợp gió Nam Trầm tích còn được tăng cường sang phía cửa Lạch Huyện, ven biển Cát Bà. 3.4. Ảnh hưởng của các cửa sông Lạch Tray, Nam Triệu đến chế độ thủy động lực và vận chuyển trầm tích trong khu vực Vùng cửa sông là nơi gặp nhau của dòng chảy sông và dòng triều. Chúng tác động lẫn nhau, làm suy giảm hoặc tăng cường lẫn nhau. Tuy nhiên, ở các đoạn khác nhau, tương quan của hai dòng này không giống nhau. Do đặc điểm càng về cửa sông lòng sông càng mở dộng dẫn đến dòng chảy sông từ thượng lưu đổ về dần dần bị yếu đi. Dòng triều từ ngoài biển truyền vào suy yếu dần khi tiến về thượng lưu và mất hẳn ranh giới phía trên cửa sông. Đặc tính của dòng chảy vùng cửa sông ảnh hưởng triều chịu sự chi phối của ba nhân tố động lực nổi bật: Thủy triều làm phát sinh dòng triều và rối; Lưu lượng nước ngọt vận chuyển từ sông ra biển; Trọng lực do sự khác nhau về mật độ hay bùn cát giữa nước ngọt và nước biển. Ba nhân tố này kiểm soát độ lớn và hướng của dòng chảy tại các độ sâu khác nhau và tại các khoảng cách khác nhau tính từ cửa sông. Quá trình tương tác giữa sông-biển diễn ra rất phức tạp, nó phụ thuộc chặt chẽ vào lưu lượng của sông và chế độ thủy triều trong khu vực. Ngoài ra, gió cũng là một nhân tố ảnh hưởng đến quá trình tương tác này, nó có thể thúc đẩy hay làm suy giảm quá trình tương tác sông-biển. Trong khu vực nghiên cứu, cửa sông Lạch Tray và Nam Triệu có những ảnh hưởng quan trọng đến chế độ thủy động lực và vận chuyển trầm tích. Quá trình 75 tương tác giữa chúng với biển là nguyên nhân chính dẫn đến sự biến đổi dòng chảy tại các cửa sông và vùng lân cận, ngoài ra chúng còn là nguồn cung cấp vật chất chính cho vùng biển như phù sa, các chất gây ô nhiễm môi trường có nguồn gốc từ lục địa. Do đó, trong bài toán thủy động lực và vận chuyển trầm tích cần thiết phải tính đến ảnh hưởng của các sông này. Các kết quả tính toán thể hiện rõ quá trình tương tác sông-biển trong khu vực. So với trường hợp chỉ mô phỏng thủy triều, vận tốc dòng chảy tại các vị trí gần các cửa sông có sự biến đổi rõ rệt. Nhìn chung, dòng chảy sông làm tăng cường dòng triều rút và làm suy yếu dòng triều dâng. Mức độ tác động này còn tùy thuộc vào độ lớn của thủy triều, độ lớn của lưu lượng dòng chảy sông và khoảng cách đến cửa sông. Khi tăng dần giá trị chênh lệch mực nước  (tương ứng với việc tăng lưu lượng) tại các biên cửa sông, mức độ biến đổi của vận tốc dòng chảy tại các vị trí trên tăng lên cho thấy được quá trình tương tác sông-biển tăng lên. Khi phân tích giá trị vận tốc theo một chuỗi điểm xa dần cửa sông thu được sự biến động của vận tốc dòng chảy giảm dần. Tuy nhiên, tại một số điểm nằm trong vùng có độ sâu biến đổi mạnh, mức độ thay đổi của tốc độ dòng chảy lớn hơn những điểm ở gần cửa sông hơn. Ngoài ra, trong khu vực gần cửa sông, nếu hai điểm có cùng khoảng cách tới cửa sông thì điểm nằm trên lạch sâu liên kết với lòng sông cũng thể hiện sự biến đổi của vận tốc dòng chảy mạnh hơn điểm kia. Điều này chứng tỏ địa hình cũng có ảnh hưởng quan trọng trong quá trình tương tác sông- biển. Khi xem xét dòng chảy dọc bờ Cát Hải có thể nhận thấy rõ những tác động của dòng chảy sông cửa Nam Triệu khi dòng chảy dọc bờ có hướng từ cửa Nam Triệu sang cửa Lạch Huyện trong phương án lưu lượng sông cực đại. Tốc độ dòng chảy có thể tăng lên trên 10 cm/s so với phương án mô phỏng triều. Đối với quá trình vận chuyển trầm tích, dòng chảy từ các sông có vai trò vô cùng quan trọng, nó đẩy nhanh quá trình vận chuyển trầm tích ra biển. Kết quả tính 76 toán cho thấy, trong trường hợp chênh lệch mực nước và nồng độ trầm tích tại biên cửa sông là lớn nhất, trầm tích lan truyền rất rộng gần như hết miền tính. Kết hợp với phân tích trường dòng chảy cho thấy, trong trường hợp này dòng chảy sông có ảnh hưởng tới vùng nằm ngoài đường đẳng sâu 4 m theo các lạch sâu nối với cửa sông trong pha triều rút. Vùng nằm ngoài đường đẳng sâu 4m có độ sâu giảm nhanh so với khu vực gần bờ tạo điều kiện thuận lợi cho dòng triều rút mang trầm tích ra xa hơn. Kết quả tính toán cho thấy ảnh hưởng mạnh mẽ của của trường gió bề mặt đến quá trình tương tác sông-biển làm thay đổi ranh giới vùng tác động của sông và biển. Phân tích kết quả tính toán trong các phương án HP12 đến HP15 cho thấy các trường gió hướng Đông, Đông Nam và Nam đều có tác động làm thu hẹp ảnh hưởng của sông đến quá trình động lực và vận chuyển trầm tích trong khu vực. 77 KẾT LUẬN Kết quả tính toán chế độ thủy động lực và vận chuyển bùn cát vùng cửa sông ven biển Hải Phòng bằng mô hình thủy động lực 3D VNU/MDEC cho thấy khả khả năng ứng dụng cao của mô hình cho các khu vực cửa sông ven biển có địa hình phức tạp. Trong chế độ thủy động lực và vận chuyển trầm tích vùng cửa sông ven biển Hải Phòng, thủy triều đóng vai trò chủ đạo. Trường gió trong khu vực không làm thay đổi bức tranh hoàn lưu triều áp đảo, tuy nhiên gió làm biến đổi giá trị của dòng tổng hợp. Ảnh hưởng của lưu lượng sông đến dòng chảy chỉ xẩy ra trong phạm vi gần các cửa sông vận tốc dòng chảy biến đổi từ vài centimet đến trên 10 cm/s tùy thuộc vào độ lớn chênh lệch mực nước  . Kết quả tính toán cho thấy luôn có sự hiện diện của dòng chảy thuận nghịch dọc bờ Cát Hải và dòng chảy ven bờ Đồ Sơn – An Dương. Các dòng này đóng vai trò quan trong trong quá trình vận chuyển, lan chuyền trầm tích trong khu vực. Cửa Nam Triệu, Lạch Tray là hai nguồn cung cấp trầm tích chính trong khu vực. Ảnh hưởng của cửa Nam Triệu đến chế độ thủy động lực và vận chuyển trầm tích trong khu vực lớn hơn so với cửa Lạch Tray. Các kết quả tính toán ở đây còn chưa tính đến một số nhân tố có khả năng ảnh hưởng đến nồng độ trầm tích trong khu vực như phân bố của trầm tích đáy biển, tác động của trường gió trong bão. Tác động của trường sóng đến chế độ thủy thạch động lực trong khu vực cần được nghiên cứu chi tiết hơn. Vì vậy, cần thiết phải hoàn thiện hoàn thiện mô hình 3D VNU/MDEC phục vụ tính toán thủy động lực và môi trường đáp ứng được các yêu cầu thực tiễn đối với bài toán vận chuyển, lan truyền trầm tích, chất ô nhiễm, quá trình bồi tụ biến đổi địa hình và tích tụ các chất ô nhiễm trong nước và trầm tích đáy. 78 TÀI LIỆU THAM KHẢO 1. Phạm Hải An (2011), “Mô phỏng trầm tích lơ lửng khu vực cửa sông ven biển Hải Phòng”, Hội nghị Khoa học và Công nghệ biển toàn quốc lần thứ V. 2. Nguyễn Thị Bảy, Mạnh Quỳnh Trang (2005), “Mô hình chuyển tải bùn cát kết dích vùng ven biển”, Phần 1: Mô hình toán, Tạp chí phát triển Khoa học và Công, Tập 9, Số 2-2006. 3. Nguyễn Thị Bảy, Mạnh Quỳnh Trang (2005), “Mô hình chuyển tải bùn cát kết dích vùng ven biển”, Phần 2: Áp dụng tính toán và mô phỏng dòng bùn cát vùng biển Cần Giờ, Tạp chí phát triển Khoa học và Công, Tập 9, Số 4-2006. 4. Vũ Thanh Ca (2010), “Mô hình dòng chảy tổng hợp và vận chuyển bùn cát kết dính vùng ven bờ”, Tuyển tập báo cao Hội thảo khoa học lần thứ 10 Viện KHKTTV&MT. 5. Vũ Thanh Ca, Nguyễn Quốc Trinh (2010), “Nghiên cứu về nguyên nhân xói lở bờ biển Nam Định”, Tuyển tập báo cáo Hội thảo khoa học lần thứ 10 Viện KHKTTV&MT. 6. Nguyễn Đức Cự (2011), “Nghiên cứu, đánh giá tác động của các công trình hồ chứa thượng nguồn đến diễn biến hình thái và tài nguyên - môi trường vùng cửa sông ven biển đồng bằng Bắc Bộ”, Báo cáo tổng hợp Đề tài độc lập cấp Nhà nước (Mã số: ĐTĐL. 2009T/05). 7. Phạm Sỹ Hoàn và Lê Đình Mầu (2011), “Tính toán vận chuyển vật chất lơ lửng tại dải ven biển cửa sông Mê Kông bằng mô hình toán”, Hội nghị Khoa học và Công nghệ biển toàn quốc lần thứ V. 8. Trần Đình Lân, Nguyễn Văn Thảo, Nguyễn T. T. Hà (2010), “Đánh giá hiện trạng môi trường và xác định các vấn đề ưu tiên phục vụ quản lý tổng hợp vùng bờ biển Hải Phòng”, Báo cáo Tổng hợp Đề tài cấp thành phố Hải Phòng, Mã số: ĐT.MT.2008.498. 79 9. Nguyễn Kỳ Phùng, Đào Khôi Nguyên (2009), “Đánh giá biến đổi đáy ven bờ biển Rạch Giá”, Tạp chí phát triển Khoa học và Công, Tập 12, Số 6-2009. 10. Nguyễn Thọ Sáo, Nguyễn Minh Huấn, Ngô Chí Tuấn, Đặng Đình Khá (2010), “Biến động trầm tích và diễn biến hình thái khu vực cửa sông ven bờ Cửa Tùng, Quảng Trị”, Tạp chí Khoa học ĐHQGHN, Khoa học Tự nhiên và Công nghệ 26, Số 3S (2010) 427-434. 11. Trần Hồng Thái, Lê Vũ Việt Phong, Nguyễn Thanh Tùng, Phạm Văn Hải (2010), “Mô phỏng, dự báo quá trình vận chuyển bùn cát lơ lửng khu vực Cửa Ông”, Tuyển tập báo cao Hội thảo khoa học lần thứ 10 Viện KHKTTV&MT. 12. Đinh Văn Ưu (2003), “Các kết quả phát triển và ứng dụng mô hình ba chiều (3D) thuỷ nhiệt động lực biển ven và nước nông ven bờ Quảng Ninh”, Tạp chí Khoa học ĐHQG Hà Nội, XIX, 1, trang 108-117. 13. Đinh Văn Ưu (2005), “Phát triển mô hình tính toán vận chuyển chất lơ lửng đối với vùng biển vịnh Hạ Long và khả năng ứng dụng trong việc xây dựng hệ thống mô hình monitoring và dự báo môi trường biển”, Tạp chí Khoa học ĐHQG Hà Nội 14. Đinh Văn Ưu, Đoàn Văn Bộ, Hà Thanh Hương, Phạm Hoàng Lâm (2005), “Ứng dụng mô hình dòng chảy ba chiều (3D) nghiên cứu quá trình lan truyền chất lơ lửng tại vùng biển ven bờ Quảng Ninh”, Tuyển tập công trình Hội nghị Khoa học Cơ học thuỷ khí toàn quốc năm 2005, Hà Nội, trang 623-632. 15. Đinh Văn Ưu (2006), “Phát triển và ứng dụng mô hình tính toán vận chuyển chất lơ lửng và biến động trầm tích đáy cho vùng biển Vịnh Hạ Long”, Tạp chí Khoa học ĐHQG Hà Nội, T. XXII, 1PT-2006, trang 11-19. 16. Đinh Văn Ưu (2009), “Mô hình vận chuyển trầm tích và biến động địa hình đáy áp dụng cho vùng biển cửa sông cảng Hải Phòng”, Tạp chí Khoa học Đại học Quốc gia Hà Nội, Khoa học Tự nhiên và Công nghệ 25, Số 1S (2009) 133-139. 80 17. Đinh Văn Ưu (2011), “Tiến tới xây dựng hệ thống mô hình dự báo và kiểm soát môi trường Biển Đông”, Hội nghị Khoa học và Công nghệ biển toàn quốc lần thứ V. 18. Đinh Văn Ưu (2012), “Tiến tới hoàn thiện mô hình ba chiều (3D) thủy động lực cửa sông ven biển”, Tạp chí Khoa học ĐHQG Hà Nội, Tập 28, Số 3S-2012, trang 182-187. 19. A. Decoene, J.F. Gerbeau (2009), “Sigma transformation and ALE formulation for three dimensional free surface flow”, International Journal for Numerical Methods in Fluids Vol 59, Issue 4, pages 357–386. 20. Changsheng Chen and Hedong Liu (2003), “An Unstructured Grid, Finite- Volume, Three-Dimensional, Primitive Equations Ocean Model: Application to Coastal Ocean and Estuaries”. Journal of Atmospheric and Oceanic Technology, Vol 20, pages 159-186. 21. C.H. Wang, Onyx W.H. Wai and C.H. Hu (2005), “Three demensional modeling of sediment in the pearl river estuary”, Us-China Workshop on advanced computational modelling in hydroscience & Engineering September 19-21, Oxford, Mississippi, USA. 22. Dinh Van Uu, Ha Thanh Huong, Pham Hoang Lam, “Development of system of Hydrodynamic-environmental models for coastal area (Case study in Quangninh-Haiphong region)”, Journal of Science, Earth Sciences, T. XXIII, No.1, pp. 59-68 (2007). 23. Eric Deleersnijder and Jean-Marie Beckers (1992), “On the use of the σ- coordinate system in regions of large bathymetric variations”, Journal of Marine Systems, Vol 3, Issue 4-5, pages 381-390. 24. Guy Simpsona Sébastien Castelltort (2006), “Coupled model of surface water flow, sediment transport and morphological evolution”, Computers & Geosciences 32 (2006) 1600–1614. 81 25. Idris Mandang and Testsuo Yanagi (2008), “Cohesive sediment transport in the 3D-hydrodynamic-baroclinic circulation model in the Mahakam Estuary, East Kalimantan, Indonesia”, Coastal Marine Science 32(3): 000-000, 2009. 26. I. M. Radjawane and Riandini (2009), “Numerical simulation of cohesive sediment transport in Jakarta bay”, International Journal Sensing and Earth Sciences Vol. 6: 65-76.J. M. Beckers, M. Gregoire, P. Nomerange University of Liege (1999), User Manual of the GHER, 3D Primitive equation model Version 3.0. 27. J. M. Beckers, (1991), “Application of the GHER 3D general circulation model to the Western Mediterranean”, J. Mar. Syst., 1: 315-332. 28. John C. Warner, Christopher R. Sherwooda, Richard P. Signell, Courtney K. Harris, Hernan G. Arangoc (2008), “Development of a three-dimensional, regional, coupled wave current, and sediment-transport model”, Computers & Geosciences 34 (2008) 1284–1306. 29. Leo Van Rijn (1993), “Principles of sediment transport in rivers, estuaries and coastal seas”, Printed by Bariet, Ruinen, The Netherlands. 30. Leonor Cancino, Ramiro Neves (1999), “Hydrodynamic and sediment suspension modelling in estuarine systems”, Part I: Description of the numerical models, Journal of Marine Systems, Vol 22, pages 105-116. 31. Leonor Cancino, Ramiro Neves (1999), “Hydrodynamic and sediment suspension modelling in estuarine systems”, Part II: Application to Western Scheldt and Gironde estuaries, Journal of Marine Systems, Vol 22, pages 117- 131. 32. Nguyen Kim Cuong, Dinh Van Uu, Umeyama Motohiko (2011), “Development of Modeling System to Simulate Hydrodynamic and Environmental Quantities in the Hai Phong Estuary”, Vietnam, Proceedings of the 34th IAHR World Congress, 26 June-1 July 2011, Brisbane, Australia, 3255-3262.