Chương 3 Động lực học bờ biển

CHƯƠNG 3 ĐỘNG LỰC HỌC BỜ BIỂN 3.1 SÓNG VỠ VÀ CÁC ĐẶC TRƯNG SÓNG VỠ Sóng tiếp nhận năng lượng từ gió, khi gió thổi trên mặt biển. Bão có thể truyền một lượng rất lớn năng lượng tạo thành sóng, các sóng này sau đó chuyển động hàng ngàn kilomét tới vùng bờ biển. Năng lượng sóng, được tích lũy trên một vùng bờ biển rộng, khi đi tới dải sóng vỡ ở gần bờ sẽ được giải phóng. Phần lớn năng lượng sóng sẽ tiêu tán do hiện tượng sóng vỡ xảy ra ở gần bờ, tại thời điểm sóng vỗ lên các vách đá hoặc lên trên bãi biển cát. Đây là nguồn năng lượng quan trọng nhất, hơn tất cả các nguồn năng lượng khác có tác dụng tới vùng bờ biển; và cũng là nguyên nhân chính tạo nên dòng chảy ở gần bờ và vận chuyển trầm tích; cũng như tham gia vào quá trình khống chế sự diễn biến hình thái bờ biển. Chương 3 sẽ giới thiệu quá trình tiêu tán năng lượng sóng ở gần bờ. Chương này sẽ xem xét hiện tượng sóng vỡ, các đặc trưng của sóng vỡ. Đặc biệt là sự hình thành dòng chảy do hiện tượng sóng vỡ trong vùng sóng đổ. Các hiện tượng phức tạp hơn có liên quan tới phân bố lưu tốc của dòng chảy dọc bờ trên chiều rộng của vùng sóng vỡ, và phân bố lưu tốc của dòng chảy dọc bờ của một phổ sóng sẽ được giới thiệu. Phần cuối của chương 2 sẽ đánh giá sự tương tác giữa dòng chảy dọc bờ do sóng vỡ gây ra với các dao động mực nước ven bờ và ảnh hưởng của gió và thủy triều tới dòng chảy dọc bờ. CÁC DẠNG SÓNG VỠ Khi sóng chuyển động tới gần bờ và đi vào vùng nước nông có độ sâu bằng xấp xỉ hai lần chiều cao sóng, do ảnh hưởng của địa hình đáy, sóng trở nên mất ổn định. Khi đỉnh sóng vượt qua chân sóng và mất cân bằng, sóng bị đổ (hay còn gọi là sóng vỡ), và tan thành hàng ngàn bong bóng nước và bọt khí (hình 3-1). Người ta thường cho rằng, sóng vỡ là vì chúng bị kéo trên đáy biển cho đến khi chuyển động hướng về phía trước bị vấp và đỉnh sóng đổ nhào xuống dưới. Trong thực tế không đúng như vậy. Hình 3-1 Sóng vỡ dạng bổ nhào, một dạng sóng vỡ trong tự nhiên, sóng bị cuộn tròn và cuốn về phía trước. 56 Hình 3-2 Các dạng sóng đổ xảy ra ở gần bờ: sóng bạc đầu, sóng bổ nhào, sóng vỗ bờ Hình 3-3 Sóng vỡ trên bãi biển, hình dạng sóng được chụp lại bằng máy ảnh có tốc độ chụp nhanh trong phờng thí nghiệm. Mũi tên trên hình vẽ chỉ vị trí khi sóng bắt đầu vỡ Các nghiên cứu thực nghiệm được tiến hành với điều kiện ma sát rất nhỏ và các nghiên cứu trên mô hình tính biến dạng sóng đã chỉ ra rằng, cùng với một dạng sóng vỡ như nhau, các tính toán phân tích có thể bỏ qua thành phần ma sát. Thực tế là, sóng vỡ khi mái trước sóng trở nên quá dốc, nhất là ở phần sát đỉnh sóng, do vận tốc chuyển động của các chất điểm nước tại đỉnh sóng lớn hơn vận chuyển chuyển động của hình dạng sóng làm cho phần đỉnh dâng lên trước. Ba dạng sóng vỡ thông thường được thừa nhận (như hình 3-2) là sóng bạc đầu, sóng bổ nhào và sóng vỗ bờ (spilling, plunging, and surging). Sóng bạc đầu (spilling breakers) là các sóng dựng đứng từ từ cho đến khi đỉnh sóng mất ổn định và đổ xuống tạo thành đám bọt khí và bong bóng trắng xóa ở mặt trước sóng. Sóng bổ nhào (plunging breakers) là các sóng có mặt trước gần như thẳng đứng, mũi sóng cuộn lên trên và đổ nhào về phía trước tạo thành một tấm màn nước (hình 3-1 và 3-2). Sóng vỗ 57 bờ (surging breakers) dựng đứng như thể sắp đổ nhào, nhưng vì chân sóng vỗ vào tới mặt bãi thế nên đỉnh sóng bị đổ sập và biến mất ngay sau đó. Theo Galvin (1968) thì có 4 dạng sóng vỡ khác nhau (như hình 3-3), ngoài 3 dạng sóng đã được nêu ở trên thì còn một dạng sóng vỡ khác là sóng đổ (collapsing breaker), là dạng vỡ trung gian giữa sóng bổ nhào và sóng vỗ bờ. Trong thực tế các dạng sóng vỡ xảy ra liên tục, dạng này nối tiếp dạng khác nên rất khó áp dụng kiểu phân loại này. Hơn thế nữa, trong cùng một ngày, khi quan sát trên bãi biển, thông thường có thể nhìn thấy các dạng sóng vỡ khác nhau, lúc là sóng bạc đầu, khi là sóng bổ nhào. Các dạng sóng vỡ này phụ thuộc vào chiều cao của từng con sóng và sự tương tác giữa sóng với đáy biển nơi sóng vỡ. Nhìn chung, sóng bạc đầu (spilling breakers) hay có khuynh hướng xảy ra ở bờ biển có độ dốc nhỏ trong điều kiện sóng có độ dốc lớn; sóng bổ nhào thường xuất hiện ở những bờ biển có bãi dốc và sóng có độ dốc trung bình; sóng vỗ bờ hay xảy ra ở bờ biển rất dốc và độ dốc sóng nhỏ. Dựa trên cơ sở quan sát sóng vỡ trong máng sóng tại phòng thí nghiệm, Galvin (1968) đã dự đoán được gần đúng loại sóng vỡ căn cứ vào tỷ số (H0 /L0S2) hay Hb/gT2S, trong đó chỉ số 0 nhằm chỉ các tham số sóng ở vùng nước sâu, Hb là chiều cao sóng vỡ, S là độ dốc của bãi biển. Khi tỷ số không thứ nguyên trên tăng, dạng sóng vỡ sẽ thay đổi từ sóng vỗ bờ đến sóng bổ nhào rồi sóng bạc đầu. Tỷ số trên được Galvin sử dụng bằng cách kết hợp độ dốc bãi S với tỷ số độ dốc sóng, được biểu biễn bằng biểu thức H0/L0 hoặc Hb/gT2 (trong đó L0 ≈ gT2/2π). Battjes (1974) đã sắp đặt lại tỷ số này thành dạng biểu thức với các tham số sóng nước sâu và gần bờ, tỷ số này sau này được gọi là chỉ số Iribarren - hay còn gọi là chỉ số sóng vỡ Chỉ số sóng vỡ ở vùng nước sâu: 2 1 00 0 )/( LH S=ξ (3-1a) Chỉ số sóng vỡ ở vùng sóng đổ: 2 1 0 )/( LH S b b =ξ (3-1b) Sau khi tham khảo số liệu phân loại dạng sóng vỡ của Galvin (1968), có sử dụng đến chỉ số Iribarren, Battjes (1974) đã đưa ra các giới hạn chỉ số sóng vỡ như sau: Spilling (sóng bạc đầu) ξ0 < 0,5 ξb < 0,4 Plunging (sóng bổ nhào) 0,5 < ξ0 < 3,3 0,4< ξb < 2,0 Surging (sóng vỗ bờ) ξ0 > 3,3 ξb > 2,0 58 Hình 3-4. Trạng thái sóng vỡ tới hạn trong vùng nước nông, tỷ số chiều cao sóng vỡ trên độ sâu sóng vỡ phụ thuộc vào độ dốc sóng và độ dốc bãi biển. Biểu đồ 3-4 thể hiện trên cả 2 trục tỷ lệ 1/γb = hb/Hb và γb = Hb/hb,. "Độ dốc" sóng được biểu diễn bằng Hb/gT2, giá trị này bằng “độ dốc sóng” ở vùng nước sâu Hb/L0 nhân với hệ số 2π. ỚI HẠN SÓNG VỠ VÀ CHIỀU CAO SÓNG VỠGI Như đã giới thiệu trong chương hai, theo lý thuyết sóng tuyến tính của Airy, các sóng biên độ nhỏ sẽ mất ổn định và vỡ khi tỷ số γb = Hb/hb đạt tới giá trị giới hạn, mặc dù độ lớn của giá trị giới hạn này (γb) vẫn còn gây nhiều tranh cãi về giá trị chính xác của nó (nằm trong khoảng từ 0.73 đến 1.03). Giá trị thực đo của giới hạn sóng vỡ γb của các sóng biên độ nhỏ được tiến hành trên các máng sóng trong phòng thí nghiệm cho thấy nó dao động rất lớn, và phụ thuộc chủ yếu vào độ dốc của bãi biển (Ippen and Kulin,1954; Kishi and Saeki,1966). Giá trị giới hạn của γb khi sóng vỡ phụ thuộc vào cả độ dốc bãi biển và độ dốc của sóng ở vùng nước sâu. Với một con sóng có độ dốc sóng đã biết, độ dốc bãi biển càng lớn thì giá trị của γb = Hb/hb càng cao tại thời điểm sóng vỡ. Các nghiên cứu gần đây của Kaminsky and Kraus (1993) trên cơ sở xem xét 17 tập số liệu thu được qua một loạt nghiên cứu khác nhau trong phòng thí nghiệm đã đưa ra công thức kinh nghiệm: 0,2701,20bγ ξ= (3.2) Tính toán giới hạn sóng vỡ phụ thuộc vào chỉ số Iribarren mô tả dưới dạng các tham số sóng ở vùng nước nông trong phương trình (3.1a), bao gồm độ dốc bãi biển và độ dốc sóng ở vùng nước sâu. Tỷ số sóng vỡ giới hạn γb = Hb/hb được sử dụng trong rất nhiều ứng dụng. Ví dụ như dùng để phân tích sự biến dạng sóng khi chúng truyền từ vùng nước sâu vào bờ. Phân 59 γb , thời điểm giả thiết là sóng mất ổn định và vỡ. Một ứng dụng khác có liên quan tới thiết kế công trình tường biển hoặc đê chắn sóng. Trong trường hợp này, chiều cao sóng lớn nhất có thể xuất hiện, mà có thể ảnh hưởng tới công trình, của 1 con sóng thiết kế, chịu sự chi phối của tỷ số sóng vỡ γb = Hb/hb bị vỡ ngoài khơi. Một số ứng dụng khác lại cần tính toán chiều cao sóng vỡ từ các tham số sóng nước sâu mà không cần xét tới toàn bộ quá trình biến dạng sóng và hiệu ứng nước nông như đã mô tả ở chương trước. Công thức dạng này được Munk (1949) đề xuất trước tiên với giả thiết coi thông lượng sóng (energy flux) tại vùng sóng vỡ và thông lượng sóng tại vùng nước sâu là như nhau. Munk ứng dụng lý thuyết sóng đơn tại vùng sóng vỡ với giới hạn sóng vỡ γb = Hb/hb = 0.78 và sử dụng lý thuyết sóng của Airy để tính toán mạch động năng lượng sóng ở vùng nước sâu, từ đó đưa ra tương quan: 3/1 000 )/(3,3 1 LHH H b = (3.3) giữa chiều cao sóng vỡ Hb tương ứng với chiều cao sóng H0 ở vùng nước sâu và độ dốc sóng ở vùng nước sâu H0/L0. Phương trình (3.3) được biểu diễn trên hình 3-5 cùng với các số liệu đo đạc sóng vỡ tại trên hiện trường và trong phòng thí nghiệm của Munk (1949). Có thể thấy rằng tương quan này là khá phù hợp với các số liệu thực đo khi giá trị độ dốc sóng H0/L0 nhỏ, nhưng lại rất không phù hợp với độ dốc sóng lớn. Komar and Gaughan (1972) cũng đã kiểm chứng lý thuyết sóng Airy khi dự báo chiều cao sóng vỡ, mặc dù trong thực tế thì lý thuyết sóng Airy không thể ứng dụng được trong điều kiện này. Trị số của giới hạn sóng vỡ γb = H b/hb , được xác định từ các quan trắc ngoài thực địa chứ không được lấy bằng 0.78 theo lý thuyết sóng biên độ nhỏ như phương pháp của Munk đã trình bày ở trên. Từ các đánh giá về mạch động năng lượng ở vùng nước sâu và tại vùng sóng vỡ theo lý thuyết sóng Airy, Komar and Gaughan đã đi đến phương trình 5/1 000 )/( 563,0 LHH H b = (3.4) Lúc này chiều cao sóng vỡ là hàm của độ dốc sóng với số mũ 1/5; khác với chỉ số mũ 1/3 trong phương trình (3.3) của Munk. Tương quan của Komar and Gaughan được lấy sao phù hợp với số liệu thực đo tại thực địa và trong phòng thí nghiệm. Trong công thức bán kinh nghiệm (3.4), hằng số 0.563 là kết quả tương ứng khi đường tương quan phù hợp với các điểm thực đo nhất. Trên hình 3.-5, phương trình 3.4 được biểu diễn dưới dạng đường liền nét, và nó được xem như là phù hợp với toàn bộ dải giá trị của độ dốc sóng H 0 /L 0 , và cho kết quả tốt hơn so với phương trình 3.3 của Munk. 60 Hình 3-5 Đồ thị tương quan giữa chiều cao sóng vỡ với độ dốc sóng ở vùng nước sâu Có thể thấy rằng, các nghiên cứu kể trên đều có một điểm hạn chế là chỉ dựa vào các số liệu đo đạc trong các điều kiện sóng đã bị khống chế trong phòng thí nghiệm. Trong các nghiên cứu của LeMehaute và Koh (1967); Kaminsky và Kraus (1993), tỷ số H 0 /L 0 , có giá trị của hàm mũ lấy theo kinh nghiệm là ¼, là giá trị trung gian giữa 2 số mũ 1/3 và 1/5 đã nhắc tới ở phần trước. Trên cơ sở phân tích lại các số liệu của Iversen (1952), LeMehaute và Koh cũng phát hiện ra sự phụ thuộc của chiều cao sóng với độ dốc bãi biển, nhưng điều này lại không được chứng tỏ trong các phân tích tiếp theo. Qua phân tích lại 17 tập số liệu trong phòng thí nghiệm của mình, Kaminsky và Kraus đã đưa ra một phương trình tương quan sử dụng các hệ số kinh nghiệm có dạng như sau: 28,0 000 )/( 46,0 LHH H b = (3.5) Phương trình tương quan 3.5 đã cho kết quả phù hợp nhất với các số liệu đo đạc hiện có trong phòng thí nghiệm, nhưng có thể thấy trong hình 3-5, khi so sánh với các số liệu thực đo tại hiện trường của Munk (1949) thì tương quan này lại cho kết quả thiên lớn (lớn hơn khoảng 25% so thực tế), chiều cao sóng vỡ dự báo do vậy lớn hơn trong thực tế. Phương trình tương quan (3.4) của Komar và Gaughan (1972) được xem như là phù hợp nhất với các số liệu thực đo trong phòng thí nghiệm và cả ngoài thực địa. Nếu loại bỏ các thành phần không thứ nguyên, phương trình Komar and Gaughan (1972) sẽ có dạng mới như sau 1 225 5 00,39 ( )bH g T H= (3.6) 61 Phương trình này biểu diễn tương quan giữa chiều cao sóng vỡ gần bờ và độ sâu nước tại vùng nước sâu H0 và chu kỳ sóng T. Hệ số hằng số 0,39 là hệ số kinh nghiệm được lấy từ đường tương quan phù hợp nhất với các số liệu thực đo của Munk (1949). Phương trình tương quan này cũng được biểu diễn trên hình 3-6 và có sự so sánh với các số liệu trong phòng thí nghiệm và số liệu thực đo ngoài thực địa của Munk, cũng như các số liệu đo đạc của Weishar và Byrne (1978). Chuỗi số liệu tổng hợp kéo dài gần như trên phạm vi hàm bậc ba của chiều cao sóng vỡ cho thấy được tính xác thực về năng lực tính toán dự báo của các phương trình tương quan trên. Hình 3-6 Kiểm chứng phương trình (3.6) của Komar và Gaughan (1972) tính toán dự báo chiều cao sóng vỡ từ các thông số sóng ở vùng nước sâu, bằng cách so sánh với các liệu trong phòng thí nghiệm và số liệu thực đo ngoài hiện trường 3.2 DÒNG CHẢY HÌNH THÀNH DO SÓNG Ở VÙNG GẦN BỜ Khi sóng chuyển động tới gần bờ và vỡ trên bờ biển dốc, chúng tạo thành dòng chảy ở vùng gần bờ, các dòng chảy này biến đổi dưới nhiều dạng khác nhau tùy thuộc vào đặc điểm sóng và trạng thái bờ biển (Basco,1982, 1983; Komar and Oltman-Shay,1990). Các dòng chảy gần bờ có thể đạt tới độ lớn đáng kể, gây nguy hiểm cho những người bơi trong khu vực mà nó hình thành. Các 62 dòng chảy gần bờ sẽ trở nên đặc biệt quan trọng khi chúng kết hợp với sóng và làm vận chuyển bùn cát ven bờ. Do đó nó là một yếu tố rất quan trọng có vai trò khống chế sự diễn biến và hình thái của bờ biển. Theo Komar, có hai hệ thống dòng chảy do sóng tạo thành ở vùng ven bờ chính, đó là (1) hệ thống dòng chảy tuần hoàn bao gồm dòng tiêu (dòng tách bờ) kết hợp với dòng chảy dọc bờ và (2) dòng chảy dọc bờ hình thành khi sóng chuyển động tới gần bờ theo một góc xiên so với đường bờ. Các hệ thống dòng chảy trên được mô tả tương ứng với hình 3-7(a) và hình 3-7(c). Hình 3-7(b) mô tả dạng dòng chảy trung gian giữa hai hệ thống dòng chảy đã nêu ở trên. Trường dòng chảy có tác dụng chi phối dòng chảy tuần hoàn ở gần bờ phụ thuộc phần lớn vào các sóng tới theo một góc nghiêng so với đường bờ. Khi sóng vỡ với đường đỉnh sóng thực sự song song với hướng đường bờ trung bình, dòng chảy được hình thành có dạng dòng tuần hoàn như hình 3-7(a). Dòng tiêu là một thành phần của dòng tuần hoàn; trong đó dòng chảy theo hướng về phía biển tính từ vùng sóng vỗ. Nếu sóng vỡ tạo thành một góc tương đối lớn so với đường bờ, trong vùng sóng vỡ sẽ hình thành dòng chảy có hướng song song với đường bờ và bị giới hạn giữa bờ biển và dải sóng đổ như ở hình 3-7(c). Dòng chảy này đặc biệt rất có ý nghĩa khi nó gây nên hiện tượng vận chuyển bùn cát Hình 3-7 Trường dòng chảy quan trắc ở gần bờ, phụ thuộc phần lớn vào góc sóng vỡ (αb) a) Khi góc giữ đường đỉnh sóng song song với đường bờ (αb = 0), dòng tuần hòa đơn vị, bị chi phối bởi dòng tiêu có hướng về phía biển. c) Khi góc αb lớn, dòng chảy hình thành do sóng vỡ có hướng song song với đường bờ 63 theo hướng dọc bờ. Nó có thể vận chuyển bùn cát dọc bờ biển trên quãng đường hàng trăm kilômét. Dạng trường dòng chảy trung gian, hình 3-7(b) thường xuất hiện khi sóng vỡ tạo với đường bờ một góc nhỏ hoặc khi trường dòng chảy ở khu vực gần bờ bị chi phối mạnh mẽ bởi điều kiện địa hình đáy biển. Các dòng chảy này cho biết hướng dịch chuyển vùng cát trên bờ biển và làm thay đổi hình dạng của đường bờ. Hình thái bờ biển thường phản ánh trường dòng chảy, và nó có sự khác biệt đáng kể giữa hai thành phần dòng chảy trong hình (3-7). Hình dạng bờ biển trở thành một yếu tố quan trọng có tác dụng khống chế và chi phối trường dòng chảy khi có mặt cả hai yếu tố là địa hình và dòng chảy. Cơ chế chung của việc hình thành dòng chảy gần bờ sẽ được xem xét ở phần tiếp theo. Nhưng chủ yếu sẽ xem xét việc hình thành dòng chảy theo hướng dọc bờ. Phần tiếp theo cũng sẽ xem xét sự tương tác giữa dòng chảy và hình thái bờ biển, nhưng vai trò của hình thái bờ biển sẽ được nhấn mạnh hơn ở chương tiếp theo DÒNG TIÊU VÀ DÒNG TUẦN HOÀN Mô tả chi tiết về hệ thống dòng chảy tuần hoàn được trình bày trên hình 3-8. Dòng tiêu là dạng dòng chảy có đặc trưng quan trọng nhất và có thể thấy được. Các dòng này thường mạnh và hẹp, có hướng chảy về phía biển và đi qua vùng sóng vỡ, thường có tác dụng vận chuyển các vật trôi nổi và bùn cát tạo thành những luồng dòng chảy có màu sắc hoàn toàn khác biệt với vùng nước ở xung quanh nó. Dòng tiêu có hướng chảy ra biển cũng chịu ảnh hưởng của sóng, do vậy mà sự xuất hiện của dòng tiêu đôi khi có thể thấy rất rõ khi trường sóng khúc xạ bị biến đổi. Dòng chảy trong nội bộ của dòng tiêu có thể đạt tới vận tốc lớn, các quan trắc về dòng chảy này cho thấy dòng chảy có hướng ra phía biển có thể rất mạnh và gây nguy hiểm cho những người đang bơi trong khu vực có dòng chảy. Dòng tiêu được nuôi dưỡng bởi các dòng chảy có hướng dọc bờ bên trong vùng sóng vỡ có độ lớn dòng chảy nhỏ nhất bằng 0 tại điểm giữa của hai dòng tiêu kế tiếp nhau, và đạt tới giá trị lớn nhất ngay tại điểm khi dòng tiêu đổi hướng ra phía biển (hình 3- 8). Dòng chảy dọc bờ ngược lại được nuôi Hình 3-8 Hệ thống dòng chảy tuần hoàn 64 dưỡng bởi dòng chảy yếu hơn có hướng từ biển vào trong bờ bên trong dải sóng vỡ khi xảy ra sóng vỡ. Do vậy mà dòng tuần hoàn gần bờ bao gồm dòng chảy dọc bờ có tác dụng nuôi dưỡng các dòng tiêu; kéo dài qua dải sóng vỡ; khuyếch tán tại phần mũi dòng tiêu, và dòng chảy hồi quy từ ngoài vào trong bờ sẽ thay thế phần nước bị dịch chuyển khỏi bờ dưới tác dụng của dòng tiêu (Shepard and Inman, 1950a,1950b). Dạng lý tưởng nhất của dòng tuần hoàn là dòng chảy được hình thành trong đó có dòng tiêu có hướng vuông góc với bờ, dòng chảy trong vùng sóng vỡ có hướng dọc bờ nuôi dưỡng các dòng tiêu đều theo cả hai phía (hình 3-8). Tuy nhiên, các dòng tiêu thường cắt ngang dải sóng vỡ theo một đường chéo (hình 3-7(b)), và dòng chảy nuôi dưỡng dòng dọc bờ hoặc có hướng khác nhau hoặc có cường độ dòng chảy khác nhau. Các quan trắc đầu tiên về dòng tiêu được thực hiện bởi Shepard, Emery, và LaFond (1941). Các quan trắc này đã phát hiện ra rằng vận tốc của dòng tiêu và quãng đường mà nó chảy ra phía biển có quan hệ với chiều cao của sóng tới. Các nghiên cứu sau này còn cho thấy vị trí của dòng tiêu có thể bị chi phối bởi địa hình đáy vùng ngoài khơi, dòng tiêu nhìn chung thường xuất hiện bên ngoài vùng hội tụ sóng, bên ngoài vùng xuất hiện các sóng cao nhất. Shepard and Inman (1950a, 1950b) qua một loạt các quan trắc toàn diện ngoài hiện trường về dòng chảy tuần hoàn, đã nhận thấy rằng, mặc dù địa hình đáy biển và các ảnh hưởng của nó tới hiện tượng khúc xạ sóng có thể có những chi phối rất lớn tới vị trí của dòng tiêu dọc theo bờ biển, nhưng các dòng tiêu vẫn có thể xuất hiện tại các bờ biển thẳng, dài với địa hình đáy đồng đều. CƠ CHẾ HÌNH THÀNH DÒNG TIÊU Hình 3-9 Sơ đồ minh họa sự hình thành của dòng tuần hoàn do sự biển đổi chiều cao sóng vỡ theo hướng dọc bờ. Nó sinh ra sự biến thiên tương ứng của cao trình mực nước dâng do sóng trong dải sóng vỡ. Dòng chảy dọc bờ, chảy từ nơi có sóng và nước dâng cao tới nơi có sóng và nước dâng thấp. Đây là điểm hội tụ của dòng chảy và có sự đổi hướng của dòng tiêu chảy ra biển 65 Sự hình thành của dòng tiêu được giải thích theo phương pháp hiện đại trên cơ sở phát triển các khái niệm về ứng suất tỏa của năng lượng sóng (radiation stress) của Longuet-Higgins và Stewart (1964). Theo những phân tích và giải thích đầu tiên của Bowen (1969a), dòng tuần hoàn chính là kết quả do sự biến thiên của chiều cao sóng theo hướng dọc bờ, sự biến thiên này sẽ sinh ra sự chênh lệch về mực nước tại các vị trí khác nhau dọc theo bờ biển. Cách giải thích này được hinh họa ở hình 3-9. Hay nói một cách đơn giản là dòng chảy dọc bờ sẽ chảy từ nơi có mực nước cao, ở vùng có chiều cao sóng và nước dâng lớn nhất tới nơi có có chiều cao sóng và độ cao nước dâng do sóng nhỏ hơn, tại nơi này dòng chảy dọc bờ sẽ hội tụ và đổi hướng chảy về phía biển để tạo thành dòng tiêu. Các phân tích của Bowen có xét tới cả việc khảo sát sự biến thiên của chiều cao sóng dâng và sóng rút theo dọc bờ biển cũng như thành phần dọc bờ của ứng suất tỏa (Syy). Chiều cao nước dâng do thành phần Sxx về phía bờ của ứng suất tỏa được cân bằng với gradient áp lực của của độ dốc mặt nước có hướng về phía biển ở vùng ven b