§¹i häc Quèc gia Hµ néi

Tr­êng ®¹i häc khoa häc tù nhiªn

Phßng qu©n sù

Tæng côc kü thuËt quèc phßng Mü Washington, DC 20314-1000

®Þa chÊt ®íi bê

Ng­êi dÞch: TrÞnh Lª Hµ

Hµ néi - 2005

Ch­¬ng 1

Lêi giíi thiÖu

1.1. Môc ®Ých

Môc ®Ých cña tµi liÖu nµy lµ cung cÊp cho ng­êi ®äc kh¸i niÖm tæng hîp vÒ

®Þa chÊt ®íi bê, giíi thiÖu c¸c nguån th«ng tin, d÷ liÖu cã liªn quan vµ c¸c

ph­¬ng ph¸p khoa häc c«ng nghÖ cã kh¶ n¨ng øng dông trong lÜnh vùc nghiªn

cøu ®Þa chÊt bê. “§Þa chÊt bê” lµ mét ngµnh khoa häc chuyªn vÒ nghiªn cøu c¸c

®Æc ®iÓm h×nh th¸i, cÊu tróc, cÊu t¹o ®¸ gèc vµ trÇm tÝch ë khu vùc ®íi bê. C¸c

t­ liÖu tham kh¶o cña tµi liÖu ®Òu n»m trong c¸c cuèn s¸ch gi¸o khoa kinh ®iÓn

vµ nh÷ng t­ liÖu chuyªn m«n trong c¸c lÜnh vùc ®Þa chÊt, ®Þa m¹o, ®Þa lý, h¶i

d­¬ng, khÝ t­îng h¶i v¨n vµ c¸c c«ng nghÖ kü thuËt ®Þa vËt lý. Hy väng r»ng,

cuèn s¸ch nµy sÏ gióp cho ng­êi ®äc, ®Æc biÖt lµ nh÷ng ng­êi hiÖn ®ang ho¹t

®éng trong c¸c lÜnh vùc liªn quan ®Õn chuyªn ngµnh nµy cã ®­îc nh÷ng kh¸i

niÖm tæng qu¸t vÒ mäi khÝa c¹nh ®Þa chÊt cña khu vùc ®íi bê vµ c¸c nguån th«ng

tin liªn quan.

1.2. ý nghÜa thùc tiÔn

Cuèn s¸ch nµy ®­îc xuÊt b¶n nh»m ®¸p øng nhu cÇu chuyªn m«n vµ n©ng

cao hiÓu biÕt vÒ khu vùc ®íi bê cho c¸c ho¹t ®éng qu¶n lý, nghiªn cøu phôc vô lîi

Ých kinh tÕ x· héi. V× vËy ®èi t­îng b¹n ®äc th­êng lµ c¸c kü s­, c¸c nhµ ®Þa chÊt

vµ h¶i d­¬ng häc, nh÷ng ng­êi ®· cã Ýt nhiÒu nh÷ng kiÕn thøc vµ kinh nghiÖm

ho¹t ®éng trong lÜnh vùc ®íi bê, muèn ®­îc më réng thªm nh÷ng hiÓu biÕt vµ

tiÕp cËn víi mét sè vÊn ®Ò chuyªn biÖt liªn quan ®Õn qóa tr×nh ®éng lùc ®íi bê,

t­¬ng t¸c biÓn khÝ vµ lôc ®Þa. ë ®©y “§íi bê” ®­îc hiÓu lµ mét khu vùc n»m gi÷a

r×a cña thÒm lôc ®Þa vµ phÇn ®Êt liÒn tiÕp gi¸p cßn chÞu ¶nh h­ëng cña c¸c ho¹t

®éng sãng, b·o (chi tiÕt ë ch­¬ng II). §Þnh nghÜa nµy cã thÓ ¸p dông cho c¸c khu

vùc n»m ven bê c¸c ®¹i d­¬ng, c¸c hå lín, c¸c thñy vùc chøa n­íc, c¸c cöa s«ng

ven biÓn vµ cho mét khu vùc bê biÓn bÊt kú nµo cã c¸c qóa tr×nh ®éng lùc ven bê.

Víi c¸ch sö dông linh ho¹t nh­ vËy, chóng t«i hy väng r»ng cuèn s¸ch nµy sÏ trë

thµnh tµi liÖu bæ Ých cho c¸c nhµ nghiªn cøu vµ lµ cuèn cÈm nang cho nh÷ng

ng­êi hiÖn ®ang ho¹t ®éng trong c¸c lÜnh vùc liªn quan.

1.3. S¸ch tham kh¶o

Danh môc s¸ch vµ c¸c tµi liÖu tham kh¶o sÏ ®­îc liÖt kª ë phần phô lôc A.

Do néi dung cña cuèn s¸ch bao trïm nhiÒu vÊn ®Ò trªn quy m« lín vµ phôc vô

cho nhiÒu ®èi t­îng b¹n ®äc nªn trong phÇn phô lôc kh«ng cã sù ph©n lo¹i theo

chñ ®Ò hoÆc néi dung ®­îc xuÊt b¶n. Mét sè cuèn s¸ch mang tÝnh kinh ®iÓn nh­

M«i tr­êng ®íi bê cña Carter (1988); M«i tr­êng trÇm tÝch ®íi bê cña Davis

(1985) vµ H×nh th¸i häc bê biÓn cña Pethick (1984) nªn ®­îc t×m ®äc, nhÊt lµ ®èi

víi nh÷ng ng­êi hiÖn ®ang ho¹t ®éng trong c¸c lÜnh vùc liªn quan tíi “®íi bê” vµ

®iÒu nµy gièng nh­ mét tÊm “chøng chØ khoa häc” víi nh÷ng ai ®· ®äc nã.

1.4. C¬ së lý luËn

a. KÓ tõ khi con ng­êi biÕt tíi biÓn c¶, hä ®· bÞ thu phôc bëi sù ®a d¹ng

phong phó cña nh÷ng c¶nh quan ®Þa m¹o vµ c¸c hÖ sinh th¸i n»m ven bê. Ngo¹i

trõ ®Ønh nói cao Amp¬, tÊt c¶ nh÷ng m«i tr­êng ®íi bê kh¸c nhau ®Òu ®­îc t×m

thÊy ë kh¾p mäi n¬i trªn thÕ giíi. Tõ nh÷ng bê biÓn b¨ng hµ ë cùc b¾c tíi nh÷ng

bê ®¸ n»m trªn c¸c ®øt gÉy, c¸c barie c¸t ë vïng khÝ hËu Êm vµ nh÷ng tr¶ng c©y

lïm cá ë vïng nhiÖt ®íi víi v« sè c¸c h×nh d¹ng trung gian vµ hçn hîp. Con

ng­êi ®· biÕt sö dông biÓn c¶ ®Ó phôc vô cho c¸c ho¹t ®éng cña m×nh nh­ s¶n

xuÊt thùc phÈm, mü phÈm, giao th­¬ng vµ c¶ chiÕn tranh. NhiÒu nhµ cöa vµ

thµnh phè ®· mäc lªn ë c¸c khu vùc ven bê, còng v× vËy mµ con ng­êi ®· ph¶i

chÞu nh÷ng tæn thÊt do biÓn c¶ g©y ra, nh÷ng thiÖt h¹i do thiªn tai Ëp ®Õn bÊt

ngê vµ nh÷ng trë ng¹i bëi nh÷ng thay ®æi do biÓn c¶ t¸c ®éng lªn ®Êt liÒn trong

nh÷ng nhÞp thêi gian ng¾n ®¸ng chó ý nh­ sù biÕn mÊt cña c¸c b·i biÓn trong

tõng giê, sù biÕn mÊt cña c¸c l¹ch triÒu trong tõng ngµy vµ sù sôp ®æ cña c¸c

v¸ch bê trong mét thêi kú nµo ®ã. NhiÒu c«ng tr×nh x©y dùng cña con ng­êi ®· bÞ

ch«n vïi trong c¸t, quÐt s¹ch vµ bÞ nghiÒn vôn thµnh nh÷ng ®èng g¹ch vì lµm

n¶n lßng nh÷ng ph¸t kiÕn c«ng nghÖ cña con ng­êi. T¹i sao l¹i nh­ vËy? §iÒu g×

®· chi phèi nh÷ng t¸c nh©n g©y ra sù thay ®æi nµy cña biÓn c¶?

b. C©u tr¶ lêi nµy ®· bÞ l¶ng tr¸nh, mÆc dï trong nhiÒu thÕ kû qua, con

ng­êi ch­a bao giê tõ bá nh÷ng nç lùc ®Ó lµm chñ biÓn c¶. Bá qua c¸c yÕu tè tù

nhiªn vµ sù qóa ®é cña thãi hubris (®©y lµ mét tõ Hy l¹p kh«ng thÓ dÞch ®­îc ®ñ

nghÜa, tõ nµy dïng ®Ó chØ th¸i ®é kiªu c¨ng tù phô, s½n sµng th¸ch thøc mäi

ng­êi vµ mäi thø cã thÓ x¶y ra), con ng­êi ®· x©y dùng nhiÒu c«ng tr×nh ®Ó b¶o

vÖ nh÷ng thµnh phè cña hä ë nh÷ng khu vùc xung yÕu. Nh­ng mét ®iÒu ®¸ng

tiÕc lµ khi x©y dùng nh÷ng c«ng tr×nh ®ã hä ®· kh«ng ®Ó ý ®Õn nh÷ng cÊu tróc

vËt lý tù nhiªn cña khu vùc, sù c©n b»ng máng manh gi÷a c¸c nguån cung cÊp

trÇm tÝch, chÊt l­îng n­íc, c¸c hÖ sinh th¸i, nh÷ng yÕu tè kh«ng thÓ thiÕu cña

mét m«i tr­êng ®íi bê.

c. Cho ®Õn nh÷ng n¨m cuèi cïng cña thÕ kû 20, ng­êi ta míi nhËn biÕt ®­îc

tÇm quan träng cña ba yÕu tè c¬ b¶n sau trong vïng ®íi bê: cÊu tróc ®Þa chÊt

khu vùc, c¸c qóa tr×nh vËt lý - ®éng lùc ven bê, sinh th¸i vµ sinh häc cña c¸c loµi

®éng thùc vËt ven bê. Tuy nhiªn, trong cuèn s¸ch nµy chóng t«i chñ yÕu tËp

trung vµo c¸c néi dung liªn quan ®Õn chñ ®Ò thø nhÊt, ®ã lµ ®Þa chÊt, trong ®ã sÏ

bao gåm c¶ phÇn ®Þa m¹o c¶nh quan (h×nh d¹ng vµ h×nh th¸i) vµ cÊu tróc cña

c¸c ®Þa tÇng cæ n»m bªn d­íi hoÆc lé trªn bÒ mÆt. Mèi t­¬ng quan gi÷a c¸c lùc

t¸c ®éng vµ d¹ng ®Þa h×nh, c¸c m« t¶ bê biÓn nh­ lµ mét phÇn cña bøc tranh

tæng qu¸t trªn c¬ së c¸c kh¸i niÖm ®Þa chÊt tæng hîp cña c¸c ngµnh khoa häc tr¸i

®Êt kh¸c nhau nh­ khÝ t­îng vµ h¶i d­¬ng.

d. Môc ®Ých cña cuèn s¸ch nµy lµ :

- Kh¸i qu¸t c¸c ®Æc ®iÓm ®Þa chÊt, khÝ hËu vµ m«i tr­êng vïng bê biÓn trªn

thÕ giíi.

- M« t¶ chi tiÕt mét sè kiÓu bê biÓn ®Æc tr­ng

- Gi¶i thÝch sù h×nh thµnh cña c¸c kiÓu bê kh¸c nhau vµ mèi t­¬ng t¸c cña

chóng víi c¸c qóa tr×nh sãng, dßng ch¶y vµ biÕn ®æi cña thêi tiÕt (®«i khi ®­îc

hiÓu ®¬n gi¶n lµ h×nh th¸i ®éng lùc”.

- Tr×nh bµy c¸c ph­¬ng ph¸p kh¶o s¸t thùc ®Þa vµ quy tr×nh ph©n tÝch, xö lý

c¸c sè liÖu ®iÒu tra phôc vô cho c«ng t¸c nghiªn cøu ®íi bê.

e. Trong c¸c néi dung tr×nh bµy, chóng t«i sÏ nhÊn m¹nh ®Õn c¸c ®Æc ®iÓm

h×nh th¸i vµ c¸c d¹ng ®Þa h×nh cã kÝch th­íc kh¸c nhau tõ cm ®Õn km cïng víi

nh÷ng qóa tr×nh h×nh thµnh vµ biÕn ®æi cña chóng trªn quy m« thêi gian tõ

phót ®Õn hµng ngh×n n¨m (h×nh 1-1). Vµ nh÷ng t­¬ng quan trªn quy m« ®Þa

chÊt nhá nh­ sù chyÓn ®éng cña c¸c h¹t trÇm tÝch trong dßng ch¶y hoÆc c¸c lùc

hÊp dÉn- ®iÖn hãa häc cña c¸c líp ste trong c¸c trÇm tÝch g¾n kÕt. Do giíi h¹n vÒ

thêi l­îng cña cuèn s¸ch nªn ë ®©y chóng t«i chØ cã thÓ giíi thiÖu víi b¹n ®äc

mét c¸ch tãm t¾t vÒ c¸c ®iÒu kiÖn khÝ t­îng h¶i v¨n.

f. Ngoµi ra, trong cuèn s¸ch nµy cßn ®Ò cËp ®Õn mét chñ ®Ò còng kh¸ quan

träng kh¸c trong vïng ®íi bê ®ã lµ sinh häc. C¸c ho¹t ®éng cña sinh häc lµ mét

thµnh phÇn kh«ng thÓ thiÕu trong cÊu tróc m«i tr­êng ®Þa chÊt ®íi bê, kh«ng

nh÷ng thÕ chóng cßn t¸c ®éng ®Õn cÊu t¹o ®Þa chÊt cña khu vùc theo nhiÒu c¸ch:

- Sù cã mÆt cña c¸c r¹n san h« vµ rõng ngËp mÆn ®· t¹o ®iÒu kiÖn cho ®­êng

bê ph¸t triÓn vµ lÊn ra biÓn.

- Do ho¹t ®éng cña c¸c tæ chøc sinh vËt, l­îng dung dÞch hãa häc ®­îc tiÕt ra

vµ nh÷ng c¬ chÕ ®µo mßn vµ ®ôc khoÐt cña mét sè loµi ®· thóc ®Èy thªm qóa

tr×nh xãi mßn v¸ch bê.

- Sù cã mÆt cña c¸c loµi thùc vËt ®· gióp cho c¸c bar c¸t vµ cån c¸t ®­îc duy

tr× æn ®Þnh.

- Tèc ®é båi lÊp c¸c vïng cña s«ng vµ vòng vÞnh gi¶m nhê kh¶ n¨ng c¶n

trÇm tÝch cña c¸c loµi thùc vËt vµ ®ång thêi h×nh thµnh nªn c¸c vïng ®Êt ngËp

n­íc.

TÊt c¶ nh÷ng vÊn ®Ò nµy sÏ ®­îc ®Ò cËp mét c¸ch ®Çy ®ñ trong cuèn s¸ch,

song nh÷ng chi tiÕt vÒ thµnh phÇn c¸c loµi thùc vËt vµ ®éng vËt sÏ kh«ng ®­îc

nh¾c ®Õn ë ®©y.

g. C¸c khÝa c¹nh ®Þa kü thuËt ®íi bê nh­ viÖc khai th¸c vµ sö dông c¸c vËt

liÖu phôc vô cho x©y dùng hay tÝnh to¸n ®é dèc, søc bÒn trong ®Þa chÊt c«ng

tr×nh còng sÏ kh«ng ®­îc ®Ò cËp ®Õn. Nh­ng c¸c b¹n cã thÓ t×m ®äc vÊn ®Ò nµy

trong cuèn s¸ch cña Eckert vµ Callender (1987) vµ cuèn “ Nghiªn cøu trong c«ng

nghiÖp x©y dùng vµ nh÷ng th«ng tin liªn quan” (1991) vÒ khai th¸c ®¸ phôc vô

kü thuËt x©y dùng ®íi bê vµ EM 1110-2-2302.

h. Cuèn s¸ch nµy sÏ ®¹t ®­îc nh÷ng môc ®Ých cña nã nÕu cuèi cïng nã

thuyÕt phôc ®­îc c¸c ®éc gi¶ hiÓu r»ng kh«ng cã mét ®Æc ®iÓm hoÆc cÊu tróc ®íi

bê nµo tån t¹i ®éc lËp, kh«ng nh­ng thÕ mçi thµnh phÇn ®Òu cã nh÷ng mèi t­¬ng

t¸c víi nhau vµ ®íi bê còng lµ gièng nh­ thùc thÓ sèng, cã thÓ thay ®æi, ph¸t

triÓn vµ tiÕn hãa. V× vËy nh÷ng hiÓu biÕt vµ sù t«n träng nh÷ng ®Æc ®iÓm cÊu

tróc ®Þa chÊt tù nhiªn cña mét khu vùc ®íi bê lµ c¬ së ®¶m b¶o cho sù ph¸t triÓn

æn ®Þnh thµnh c«ng vµ kinh tÕ cña bÊt kú mét c«ng tr×nh quy ho¹ch ph¸t triÓn

nµo nh­ x©y dùng thiÕt kÕ, b¶o vÖ qu¶n lý vµ duy tr× c¸c dù ¸n.

1-5. CÊu tróc vµ néi dung cña cuèn s¸ch

Cuèn s¸ch tËp trung vµo 3 néi dung chÝnh:

- C¸c kh¸i niÖm c¬ b¶n liªn quan ®Õn ®Þa chÊt ®íi bê

- M« t¶ ®Æc ®iÓm h×nh th¸i ®Æc tr­ng cña bê biÓn vµ m«i tr­êng ven bê

- C¸c h­íng dÉn tiÕn hµnh kh¶o s¸t thùc ®Þa

a. Ch­¬ng 2 sÏ cung cÊp mét c¸ch c¬ b¶n vµ kh¸i qu¸t vÒ nh÷ng thuËt ng÷

khoa häc ®­îc sö dông trong nghiªn cøu ®íi bê vµ nh÷ng kh¸i niÖm c¬ b¶n liªn

quan nh­ cao ®é chuÈn vµ biÕn tr×nh cña mùc n­íc, c¸c ho¹t ®éng cña sãng,

thñy triÒu vµ c¸c qóa tr×nh g©y ra nh÷ng biÕn ®éng ®Þa chÊt trong khu vùc ®íi

bê. Môc ®Ých cña ch­¬ng nµy lµ gióp cho ng­êi ®äc cã nh÷ng kiÕn thøc c¬ b¶n vÒ

c¸c qóa tr×nh liªn quan ®Õn sù biÕn ®æi cña ®íi bê ®Ó cã thÓ ®i s©u vµo c¸c vÊn ®Ò

cô thÓ sÏ ®­îc th¶o luËn tiÕp trong c¸c ch­¬ng sau.

b. Ch­¬ng 3 giíi thiÖu vÒ c¸ch ph©n lo¹i ®íi bê cña Francis Shepard (1937;

1948; 1963; 1973) kÌm c¸c vÝ dô cô thÓ vµ nh÷ng vÊn ®Ò xoay quanh ph­¬ng

ph¸p ph©n lo¹i nµy.

c. Ch­¬ng 4 ®Ò cËp tíi h×nh th¸i ®éng lùc cña c¸c ®ång b»ng ch©u thæ ven

biÓn (delta), c¸c vòng vÞnh, thÒm c¸t (sandy shoreface) vµ thÒm cè kÕt (cohesive

shoreface).

d. Ch­¬ng 5 m« t¶ c¸c ph­¬ng ph¸p kü thuËt ®­îc sö dông trong qóa tr×nh

nghiªn cøu vµ ®¸nh gi¸ lÞch sö ®Þa chÊt, ®Þa m¹o ®íi bê. Trong ch­¬ng nµy

kh«ng h­íng dÉn c¸c b­íc tiÕn hµnh mét cuéc ®iÒu tra nghiªn cøu mµ chØ ®Ò cËp

tíi c¸c d¹ng sè liÖu cÇn thu thËp, c¸c c«ng cô kü thuËt cã thÓ trî gióp vµ ph­¬ng

ph¸p h¹n chÕ c¸c sai sè, c¸ch ph©n tÝch sè liÖu kh¶o s¸t bao gåm c¶ nguån sè

liÖu thø cÊp. Môc ®Ých nh»m gióp ng­êi ®äc h×nh dung ®­îc khèi l­îng c¸c sè

liÖu sau mçi cuéc ®iÒu tra kh¶o s¸t, c¸ch tæ chøc ph©n tÝch, xö lý, vµ sö dông

mét c¸ch hiÖu qña tr­íc khi tiÕn hµnh c¸c cuéc ®iÒu tra kh¸c. V× vËy néi dung

chÝnh cña ch­¬ng chñ yÕu tËp trung vµo viÖc ph©n tÝch, xö lý c¸c sè liÖu kh¶o s¸t

vµ kiÓm tra ®é sai sè.

1-6. Lêi ®Ò xuÊt

Tæng côc kü thuËt qu©n sù Mü ®Ò xuÊt l­u hµnh cuèn s¸ch nµy nh­ mét tµi

liÖu tham kh¶o chuyªn m«n vÒ khoa häc c«ng nghÖ, kü thuËt ®Þa chÊt ®íi bê vµ

lµ cuèn s¸ch h­íng dÉn cho c¸c nghiªn cøu trong lÜnh vùc ®Þa chÊt ®íi bê

(CECW-EG). Mäi ý kiÕn ®ãng gãp hay th¾c m¾c liªn quan ®Õn néi dung cña cuèn

s¸ch, xin göi trùc tiÕp vÒ ®Þa chØ sau :

Headquater, US , Army Corps of egineers Attn : CECW-EG

20 Massachusetts Ave., NW

Washington, DC 20314-1000

1-7. Lêi c¶m ¬n

Tªn c¸c t¸c gi¶ cuèn s¸ch vµ nhµ phª b×nh sÏ ®­îc liÖt kª trong phô lôc C

H×nh 1-1 : S¬ ®å quy m« (kh«ng gian vµ thêi gian) cña c¸c hiÖn t­îng tù nhiªn

Ch­¬ng 2

C¸c thuËt ng÷ khoa häc vµ m«i tr­êng ®Þa

chÊt ®íi bê

2-1. Kh¸i qu¸t chung

H×nh th¸i vµ cÊu tróc ®íi bê hiÖn ®¹i lµ s¶n phÈm t­¬ng t¸c cña nhiÒu qu¸

tr×nh phøc t¹p, trong ®ã cã sù biÕn ®éng kh«ng ngõng cña ®¸ gèc vµ trÇm tÝch.

ViÖc m« t¶ c¸c ®Æc ®iÓm ®Þa chÊt ®íi bê th­êng gÆp khã kh¨n do thiÕu sù thèng

nhÊt trong viÖc sö dông c¸c thuËt ng÷ chuyªn m«n vµ nh÷ng kh¸i niÖm liªn

quan ®Õn c¸c qóa tr×nh ®Þa chÊt nãi chung vµ nãi riªng. Môc 2-2 vµ 2-3 cña

ch­¬ng sÏ kh¸i qu¸t c¸c ®Æc ®iÓm chung cña ®íi bê vµ gi¶i thÝch mét sè kh¸i

niÖm th«ng dông nh­ “bê biÓn” vµ “®­êng bê”. Môc 2-4 ®Ò cËp ®Õn c¸c thuËt ng÷

liªn quan ®Õn mùc n­íc vµ thñy triÒu. C¸c môc cßn lµ c¸c quan ®iÓm kh¸c nhau

cña c¸c nhµ ®Þa chÊt, h¶i d­¬ng häc vµ sinh häc ®èi víi qóa tr×nh ph¸t triÓn vµ

h×nh thµnh cÊu tróc ®Þa m¹o d¶i ven biÓn, trong ®ã cã c¸c yÕu tè t¸c ®éng cña

con ng­êi. §Ó gióp ng­êi ®äc cã thÓ h×nh dung vµ n¾m b¾t nhanh chãng c¬ së lý

thyÕt ban ®Çu, c¸c t¸c gi¶ cña cuèn s¸ch ®· lùa chän mét sè khu vùc ®Æc tr­ng

trªn thÕ giíi lµm vÝ dô minh häa.

2-2. §Þnh nghÜa ®íi bê vµ c¸c yÕu tè h×nh thµnh ®íi bê

a. Giíi thiÖu

1. Cã rÊt nhiÒu c¸c yÕu tè ®íi bê vµ qóa tr×nh ®Þa chÊt thµnh t¹o khã x¸c

®Þnh ®­îc ranh giíi v× b¶n th©n chóng lu«n biÕn ®éng theo kh«ng gian vµ thêi

gian. H¬n n÷a, do ch­a cã sù chuÈn hãa vÒ thuËt ng÷ chuyªn m«n chung, nªn

khi ®i vµo m« t¶ c¸c ®Æc ®iÓm, mçi mét nhµ nghiªn cøu l¹i sö dông mét thuËt

ng÷ khoa häc riªng. §iÒu nµy dÉn ®Õn sù bÊt ®ång lín trong c«ng t¸c nghiªn cøu

khoa häc. §Æc biÖt lµ trong viÖc ®Þnh nghÜa hai kh¸i niÖm d¶i ven bê vµ d¶i ven

biÓn. ViÖc x©y dùng mét hÖ thèng thuËt ng÷ chuyªn m«n thèng nhÊt sÏ gióp cho

c¸c nhµ nghiªn cøu dÔ dµng trao ®æi kinh nghiÖm vµ thuËn lîi trong viÖc xuÊt

b¶n c¸c c«ng tr×nh nghiªn cøu cña m×nh.

2. §Ó ph©n lo¹i vµ m« t¶ c¸c cÊu tróc h×nh th¸i, ®Þa chÊt ®íi bê, tr­íc tiªn

cÇn cã sù thèng nhÊt mét sè ®Þnh nghÜa liªn quan. ë ®©y, chóng t«i cã sö dông

mét sè ®Þnh nghÜa riªng ®­îc x©y dùng dùa trªn c¸c nguyªn t¾c tæng hîp tõ

nhiÒu lÜnh vùc nghiªn cøu kh¸c nhau, trong ®ã bao gåm c¶ ®Þa chÊt, v× vËy c¸ch

ph©n lo¹i cña chóng t«i cã thÓ kh«ng hoµn toµn trïng víi c¸ch ph©n lo¹i trong

®Þa chÊt hay ®Þa m¹o, v.v... Nh­ chóng ta ®· biÕt, ®íi bê lµ mét khu vùc cã sù

ph©n dÞ lín vÒ mÆt ®Þa h×nh, sù kh¸c nhau cña chóng cã thÓ gÆp ë n¬i nµy hoÆc

n¬i kh¸c. Mçi mét d¹ng hoÆc kiÓu ®Þa h×nh ®­îc m« t¶ kh«ng ph¶i lóc nµo còng

®¹i diÖn cho tÊt c¶ c¸c khu vùc. Ch¼ng h¹n, c¸c ®¶o atoll san h« th­êng kh«ng cã

®­êng bê nh­ng vÉn cã thÒm lôc ®Þa, trong khi c¸c biÓn néi lôc hay biÓn hå cã bê

biÓn nh­ng kh«ng cã thÒm lôc ®Þa. V× vËy viÖc x©y dùng mét hÖ thèng ph©n lo¹i

®Çy ®ñ c¸c ®¬n vÞ ®Þa h×nh ®íi bê sÏ gióp cho viÖc m« t¶ cÊu tróc ®Þa chÊt cña

khu vùc nghiªn cøu ®­îc dÔ dµng h¬n vµ t¹o c¬ së cho c¸c nghiªn cøu më réng

kh¸c.

b. §íi bê

Theo ®Þnh nghÜa riªng cña chóng t«i, ®íi bê lµ khu vùc chuyÓn tiÕp gi÷a lôc

®Þa vµ biÓn, ®ã lµ n¬i chÞu ¶nh h­ëng trùc tiÕp cña c¸c qóa tr×nh thñy ®éng lùc

s«ng, biÓn. Giíi h¹n ngoµi cña khu vùc lµ ranh giíi kÕt thóc thÒm lôc ®Þa, giíi

h¹n trong lµ phÇn lôc ®Þa chÞu ¶nh h­ëng cña sãng b·o, trong ®ã bao gåm c¸c

vïng cöa s«ng delta ven biÓn v× ®©y lµ c¸c khu vùc cã h×nh th¸i vµ cÊu tróc phô

thuéc vµo c¸c qóa tr×nh t­¬ng t¸c ®éng lùc gi÷a s«ng vµ biÓn. Víi c¸ch x¸c ®Þnh

nµy, khu vùc ®íi bê ®­îc ph©n chia nh­ sau (h×nh 2.1):

PhÇn bê biÓn

PhÇn ven bê

S­ên bê ngÇm

ThÒm lôc ®Þa

c. PhÇn bê biÓn

Lµ d¶i lôc ®Þa n»m ven biÓn ®­îc tÝnh tõ ®­êng bê lui vµo trong lôc ®Þa tíi vÞ

trÝ b¾t ®Çu xuÊt hiÖn sù biÕn ®æi ®ét ngét vÒ ®Þa h×nh, vÝ dô nh­ c¸c v¸ch biÓn,

c¸c d¶i cån c¸t hoÆc mét ranh giíi x¸c ®Þnh nµo ®ã cña th¶m thùc vËt. N»m

trong phÇn nµy cßn cã c¸c hÖ thèng ®Çm lÇy, vòng vÞnh vµ b·i triÒu. Tuy nhiªn ë

nh÷ng khu vùc cã vïng cöa s«ng delta lín nh­ Mississipi th× viÖc x¸c ®Þnh ranh

giíi trong (phÝa lôc ®Þa) th­êng gÆp khã kh¨n nh­ng víi nh÷ng khu vùc cã chÕ

®é thñy triÒu æn ®Þnh th× l¹i kh¸ thuËn lîi. Ranh giíi ngoµi (vÒ phÝa biÓn) chÝnh

lµ ®­êng bê, n¬i chÞu ¶nh h­ëng m¹nh mÏ cña sãng b·o. §­êng bê vµ ®Þnh nghÜa

vÒ bê biÓn lu«n ®­îc xem lµ c¬ së cho viÖc thµnh lËp vµ ®o vÏ b¶n ®å, v× vËy phÇn

nµy sÏ ®­îc ®Ò cËp thªm ë ch­¬ng 5, môc e. §èi víi c¸c bê ®¸, phÇn lôc ®Þa vµ

®­êng bê gÇn nh­ trïng nhau, ®èi víi khu vùc bê nh©n t¹o do x©y dùng ®ª kÌ

ranh giíi ®­êng bê khã x¸c ®Þnh h¬n nh­ng ranh giíi trong vÉn thÓ hiÖn râ rµng

dùa vµo nh÷ng biÕn ®æi tù nhiªn cña ®Þa h×nh.

d. PhÇn ven bê

Lµ vïng biÓn n»m trong giíi h¹n tõ ®­êng bê tíi vÞ trÝ mùc n­íc thÊp. ë

nh÷ng khu vùc bê cã b·i c¸t, th× phÇn ven bê ®­îc chia ra lµm 2 ®íi: ®íi tr­íc vµ

®íi sau. §íi tr­íc ®­îc x¸c ®Þnh tõ ranh giíi ngoµi cña phÇn ven bê ®Õn giíi h¹n

cña mÐp n­íc ë mùc thñy triÒu cao nhÊt, ®íi sau lµ phÇn cßn l¹i cña vïng ven

bê. VÒ mÆt h×nh th¸i, ®íi sau cã d¹ng ®Þa h×nh kh¸ b»ng ph¼ng nh­ng ®íi tr­íc

cã d¹ng ®Þa h×nh nghiªng vÒ phÝa biÓn. VÞ trÝ t¹i ®ã cã sù thay ®æi ®ét ngét vÒ ®é

dèc chÝnh lµ ®iÓm tiÕp gi¸p gi÷a 2 ®íi vµ ®­îc gäi lµ c¸c gê biÓn (r×a bËc thÒm).

PhÇn m« t¶ chi tiÕt ®Æc ®iÓm h×nh th¸i b·i biÓn vµ c¸c thuËt ng÷ liªn quan sÏ

®­îc tr×nh bµy ë ch­¬ng 3.

e. S­ên bê ngÇm

Lµ khu vùc kÕ tiÕp phÇn ven bê víi giíi h¹n bªn trong lµ ®­êng mùc n­íc

thÊp nhÊt, giíi h¹n bªn ngoµi lµ ranh giíi kÕt thóc cña thÒm lôc ®Þa. §©y lµ khu

vùc cã ®é dèc gi¶m dÇn so víi ®íi tr­íc. VÞ trÝ chuyÓn tiÕp sang phÇn thÒm lôc

®Þa chÝnh lµ ch©n cña s­ên bê ngÇm, vÞ trÝ nµy cã thÓ ®­îc x¸c ®Þnh mét c¸ch

t­¬ng ®èi dùa vµo sù biÕn ®æi ®é dèc. MÆc dï s­ên bê ngÇm lµ mét trong nh÷ng

®Æc ®iÓm cÊu tróc chung cña khu vùc ®íi bê, nh­ng kh«ng ph¶i lóc nµo chóng

còng cã mÆt ®Çy ®ñ ë tÊt c¶ c¸c ®íi bê, vÝ dô nh­ c¸c vïng bê cã n¨ng l­îng thÊp

hay c¸c khu vùc cã ®­êng bê cÊu t¹o bëi c¸c vËt liÖu bÒn v÷ng. S­ên bê ngÇm thÓ

hiÖn rÊt râ qua c¸c mÆt c¾t ngang vµ biÓu ®å ®é s©u. §©y còng lµ khu vùc diÔn

ra c¸c ho¹t ®éng vËn chuyÓn trÇm tÝch m¹nh mÏ, ®Æc biÖt lµ phÇn n»m gÇn giíi

h¹n trªn.

f. ThÒm lôc ®Þa

Lµ phÇn ®¸y biÓn n«ng bao quanh lôc ®Þa (h×nh 2-2) víi giíi h¹n ngoµi lµ vÞ

trÝ b¾t ®Çu cã sù thay ®æi ®ét ngét vÒ ®éc dèc ®Ó chuyÓn sang s­ên lôc ®Þa. ThÒm

lôc ®Þa còng ®­îc ph©n chia thµnh 3 ®íi, ®íi trong, ®íi ngoµi, ®íi gi÷a mÆc dï

ranh giíi gi÷a c¸c ®íi khã x¸c ®Þnh v× kh«ng cã nh÷ng ®Æc ®iÓm ®Þa chÊt ®Þa m¹o

®Æc tr­ng ®Ó lµm c¬ së ph©n ®Þnh nh­ng chóng vÉn ®­îc sö dông kh¸ réng r·i

trong qóa tr×nh nghiªn cøu ®íi bê. Tuú thuéc vµo mçi nghiªn cøu cô thÓ vµ ®iÒu

kiÖn ®Þa chÊt khu vùc, c¸c ®íi cã thÓ ®­îc ph©n chia theo nh÷ng ranh giíi t¹m

thêi trªn c¬ së nh÷ng quy ®Þnh riªng. Tuy nhiªn, nh­ ®· nãi ë trªn, kh«ng ph¶i

khu vùc ®íi bê nµo còng cã thÒm lôc ®Þa.

2-3. Thang tuæi ®Þa chÊt

a. Tuæi hãa th¹ch.

Trong thang tuæi ®Þa chÊt, c¸c nhµ khoa häc ®· ph©n chia thµnh bèn ®¬n vÞ

thêi gian lín lµ nguyªn ®¹i, kû, thÕ, kú (h×nh 2-3). Trªn c¬ së nh÷ng nghiªn cøu

hãa th¹ch ë nhiÒu vïng ®Þa chÊt kh¸c nhau, c¸c nhµ ®Þa tÇng häc (1800) ®· ph¸t

hiÖn ra sù xuÊt hiÖn vµ biÕn mÊt cña mét sè loµi hãa th¹ch trong c¸c tÇng trÇm

tÝch. §iÒu nµy cho phÐp so s¸nh vµ liªn hÖ tuæi c¸c hãa th¹ch trªn diÖn réng. VÝ

dô, ranh giíi cña 2 nguyªn ®¹i Mezoizoi vµ Cenozoi ®­îc ®¸nh dÊu bëi sù biÕn

mÊt cña hµng tr¨m loµi, trong ®ã cã khñng long, nh­ng ®ång thêi xuÊt hiÖn

nhiÒu loµi kh¸c víi sù ph¸t triÓn m¹nh mÏ (Stanley, 1986). Tuy nhiªn, thang

tuæi hãa th¹ch chØ mang tÝnh chÊt so s¸nh niªn ®¹i cña c¸c tÇng ®¸ mµ ch­a

®Þnh ra ®­îc gi¸ trÞ tuæi tuyÖt ®èi. M·i ®Õn gi÷a thÕ kû thøc 20, nhê sù ra ®êi

cña ph­¬ng ph©p ph©n tÝch phãng x¹ c¸c nhµ khoa häc míi tÝnh to¸n ®­îc tuæi

tuyÖt ®èi cña c¸c tÇng ®¸ vµ x©y dùng thang tuæi ®Þa chÊt (h×nh 2-3), víi ®¬n vÞ

thêi gian lµ triÖu n¨m.

b. Tuæi ®Þa chÊt cña ®íi bê

§èi víi c¸c nhµ nghiªn cøu ®íi bê, tuæi c¸c ®Þa tÇng Pleitocen vµ Holocen

®­îc quan t©m nhiÒu nhÊt, víi niªn ®¹i c¸ch ®©y kho¶ng chõng 1,8 triÖu n¨m.

Ngoµi ra c¸c tÇng trÇm tÝch tuæi ®Ö tø còng kh¸ phæ biÕn ë khu vùc ®íi bê.

(1) Trong kú Pleitocen ®· x¶y ra nh÷ng biÕn ®æi lín vÒ khÝ hËu ë B¾c b¸n

cÇu, ®· ®¸nh dÊu cho thêi kú b¨ng hµ hiÖn ®¹i. Nh÷ng dßng s«ng b¨ng xuÊt hiÖn

trªn kh¾p c¸c lôc ®Þa phÝa B¾c, kÌm theo c¸c qóa tr×nh ®Þa chÊt b¨ng hµ diÔn ra

trong thêi gian dµi. Nghiªn cøu c¸c ®Æc ®iÓm ®Þa m¹o ë khu vùc B¾c Mü sÏ cho

thÊy nh÷ng dÊu Ên cña thêi kú nµy, thÓ hiÖn qua c¸c tÇng trÇm tÝch ®­îc h×nh

thµnh bëi c¸c t¶ng b¨ng (xem ch­¬ng 3). Trong cuèn s¸ch “§Þa chÊt kû ®Ö tø vµ

thêi kú b¨ng hµ” cña Flint (1971) b¹n ®äc cã thÓ t×m thÊy nghiªn cøu toµn diÖn

vÒ ®Þa chÊt vïng B¾c Mü trong thêi kú Pleitocen.

(2) Giai ®o¹n biÓn tiÕn Holocen b¾t ®Çu xuÊt hiÖn c¸ch ®©y kho¶ng chõng 15

– 18 ngh×n n¨m víi sù d©ng cao mùc n­íc biÓn trªn toµn cÇu. §ång thêi víi sù

kiÖn nµy lµ dÊu hiÖu suy yÕu cña thêi kú b¨ng hµ, nguyªn nh©n g©y ra lµ sù

nãng lªn cña khÝ hËu toµn cÇu. §iÒu nµy ®· t¸c ®éng lín ®Õn h×nh th¸i ®éng lùc

cña m«i tr­êng ®íi bê trong thêi kú nµy, tuy nhiªn dÊu vÕt cña c¸c thêi kú ®Þa

chÊt tr­íc vÉn cßn l­u l¹i ë nhiÒu n¬i vµ rÊt dÔ nhËn thÊy. Ch¼ng h¹n, c¸c ®åi

b¨ng cßn sãt l¹i ë Boston Harbor hay c¸c ®¶o b¨ng ë phÝa nam n­íc Anh (Long

Island, Martha’s Vineyard, Block vµ Nantucket Island), ®ã lµ s¶n phÈm cña c¸c

con s«ng b¨ng trong thêi kú b¨ng hµ Wisconsin (Woodsworth vµ Wigglesworth

1934), nh­ng c¸c b·i biÓn hay c¸c doi ch¾n ven bê th× l¹i ®­îc h×nh thµnh trong

thêi kú Holocen.

(3) Thêi kú b¨ng hµ ë B¾c Mü, sù biÕn ®æi khÝ hËu toµn cÇu kÌm theo c¸c

giai ®o¹n ®ãng b¨ng vµ gian b¨ng ®an xen nhau trong suèt kû ®Ö tø ®· ¶nh

h­ëng rÊt lín tíi diÖn m¹o bÒ mÆt tr¸i ®Êt vµ tÝnh ®a d¹ng sinh häc trªn toµn

thÕ giíi. Ho¹t ®éng cña c¸c s«ng b¨ng trong lôc ®Þa vµo thêi kú nµy còng bÞ suy

yÕu dÇn dÇn do c¸c chÊn ®éng ®Þa tÜnh vµ sù biÕn ®æi cña mùc n­íc biÓn. Dùa

vµo kÕt qu¶ ph©n tÝch ®ång vÞ oxy trÇm tÝch biÓn s©u, c¸c nhµ khoa häc ph¸t

hiÖn ra r»ng, cã Ýt nhÊt 9 giai ®o¹n gian b¨ng vµ ®ãng b¨ng ®· x¶y ra trong

kho¶ng thêi gian 700.000 n¨m(Kraft vµ Chrzastowski 1985). B¶ng 2.1 cho thÊy,

giai ®o¹n ®ãng b¨ng gÇn ®©y nhÊt lµ Wisconsin (b¾c Mü) va Wrm (ch©u ¢u) ,

vµo hai giai ®o¹n nµy, mùc n­íc biÓn ®· bÞ h¹ thÊp xuèng 100m so víi b©y giê.

Ngµy nay, t¹i c¸c vïng bê ë vÜ ®é B¾c, chóng ta cã thÓ b¾t gÆp rÊt nhiÒu c¸c vÕt

tÝch ®Þa chÊt, ®Þa m¹o cña giai ®o¹n Wisconsin, nh­ng nh÷ng dÊu tÝch cña c¸c

thêi kú tr­íc th× cßn l¹i rÊt Ýt, ngo¹i trõ dÊu hiÖu dÔ nhËn biÕt nhÊt lµ sù n©ng

lªn cña ®­êng bê ë vïng bê biÓn §¹i T©y D­¬ng cña n­íc Mü vµ mét sè c¸c vÞnh

biÓn (Winkler 1977; Winkler vµ Howard 1977).

H×nh 2-1: C¸c d¹ng ®Þa h×nh ®íi bê

H×nh 2-2: ThÒm lôc ®Þa vµ ®¸y ®¹i d­¬ng (h×nh phãng ®¹i vïng ven bê §¹i T©y D­¬ng cña n­íc

Mü)

H×nh 2-3: Thang tuæi ®Þa chÊt (nguån Stanley, 1986)

2-4. cao ®é chuÈn cña mùc n­íc vµ c¸c kh¸i niÖm liªn quan

C¬ së ®Ó x©y dùng c¸c b¶n ®å biÕn ®éng ®­êng bê vµ ®¸nh gi¸ nh÷ng biÕn

®æi cña c¸c sè liÖu mùc n­íc vµ c¸c cao ®é chuÈn. Do nh÷ng biÕn ®éng theo

kh«ng gian vµ thêi gian cña mùc n­íc nªn viÖc x¸c ®Þnh c¸c ®­êng ®é s©u vµ ®é

cao ph¶i dùa vµo c¸c cao ®é chuÈn.

Thñy triÒu lµ sù dao ®éng cã chu kú cña n­íc biÓn (d©ng vµ rót) do t­¬ng t¸c

cña lùc hót gi÷a tr¸i ®Êt, mÆt trêi vµ mÆt tr¨ng.

Mùc n­íc lµ sù thay ®æi vÞ trÝ cña mÆt n­íc trong c¸c thñy vùc do ho¹t ®éng

cña dßng ch¶y, b¨ng tan vµ c¸c nguån n­íc n­íc ngÇm ®æ ra thñy vùc (EM 1110-

2-1003).

a. C¸c cao ®é thñy triÒu chuÈn

ë vïng ven bê, khi ®é cao cña mùc n­íc ®­îc lÊy theo mÆt ph¼ng quy chuÈn

cña thñy triÒu th× gi¸ trÞ trung b×nh cña mùc n­íc thÊp nhÊt th­êng ®­îc sö

dông lµm cao ®é chuÈn (EM 1110-2-1003). Nh­ng tïy thuéc vµo yªu cÇu cô thÓ,

ng­êi ta cã thÓ sö dông c¸c gi¸ trÞ mùc n­íc kh¸c nh­: mùc n­íc trung b×nh

thÊp, mùc n­íc biÓn trung b×nh, mùc n­íc triÒu trung b×nh, mùc n­íc trung

b×nh cao ®é chuÈn, trung b×nh cña mùc n­íc cao (h×nh 2-4 vµ b¶ng 2-2). C¸c gi¸

trÞ cao ®é chuÈn ®­îc thiÕt lËp tõ gi¸ trÞ thñy triÒu vµ tÝnh gi¸ trÞ trung b×nh

b»ng ph­¬ng ph¸p NOS víi chu kú lµ 19 n¨m (National Tidal Datum Epoch).

Do sù biÕn ®éng nhiÒu n¨m cña mùc n­íc t­¬ng ®èi. Mét sè khu vùc ë Ch©u Mü,

ng­êi ta th­êng cã cao ®é chuÈn riªng cho tõng vïng, trong ®ã c¸c sè liÖu ®­îc

tæng hîp tõ nhiÒu nguån kh¸c nhau (vÝ dô gi¸ trÞ trung b×nh thñy triÒu thÊp cña

c¸c vÞnh nh­ vÞnh Mexico) hoÆc tõ c¸c sè liÖu quan tr¾c mùc n­íc ®Þa ph­¬ng ë

nhiÒu giai ®o¹n kh¸c nhau. Theo quy ­íc, trªn b¶n ®å c¸c cao ®é thñy triÒu ph¶i

®­îc quy chiÕu râ rµng vÒ c¸c cao ®é kh¶o s¸t quèc gia (vÝ dô cao ®é ®Þa chÝnh

quèc gia, sè liÖu chØnh lý n¨m 1929 (NGVD 29) hoÆc cao ®é B¾c Mü 1983 (NAD

83)). Quy ®Þnh vÒ cao ®é vµ t­¬ng quan víi c¸c cao ®é ®Þa chÝnh ®­îc tr×nh bµy

trong Harris (1981), EM 1110-2-141 vµ trong phÇn tham kh¶o cña NOS. EM

1110-2-1810 31/1/95

B¶ng 2-1: C¸c giai ®o¹n ®ãng b¨ng vµ gian b¨ng trong Pleistocenne B¾c Mü

Tuæi xÊp xØ (n¨m )1 C¸c giai ®o¹n b¨ng hµ vµ

gian b¨ng

Tuæi xÊp xØ (n¨m) 2

12.000 - hiÖn t¹i GÇn ®©y (Holocen) 10.000 - hiÖn t¹i

150.000-12.000 Wisconsin 100.000-10.000

350.000-150.000 Sangamon (gian b¨ng) 300.000-100.000

550.000-350.000 Lllinoisan 450.000-300.000

900.000-550.000 Yarmouth (gian b¨ng) 1.100.000-450.000

1.400.000-900.000 Kansan 1.300.000-1.100.000

1.750.000-1.400.000 Aftonian (gian b¨ng) 1.750.000-1.300.000

>2.000.000-1.750.000 Nebraskan 2.000.000-1.750.000

>2.000.000 Giai ®o¹n b¨ng hµ suy yÕu

1 Tuæi theo ®­êng cong tæng qu¸t nhiÖt ®é n­íc ®¹i d­¬ng ®­îc diÔn gi¶i theo c¸c nghiªn cøu vÒ loµi

trïng lç trong ®¸y biÓn s©u (Strahler 1981)

2 Tuæi theo Young (1975) (nguån gèc kh«ng thèng kª ë ®©y)

b. D÷ liÖu mùc n­íc cña Great Lakes vïng B¾c Mü (hå Superior,

Huron, Michigan, Erie vµ Ontario)

(1) Cao ®é chuÈn theo mùc n­íc thÊp ®­îc sö dông cho Great Lakes vµ c¸c

tuyÕn ®­êng thñy liªn th«ng hiÖn t¹i ®Òu ®­îc quy chiÕu vÒ cao ®é IGLD, 1985

(International Great Lakes Datum). §©y lµ nguån sè liÖu do ñy ban hîp t¸c

qu¶n lý d÷ liÖu thñy ®éng lùc Great Lakes cung cÊp, ®Ó thay thÕ nguån sè liÖu

cò (IGLD 1955) vµ b¾t ®Çu sö dông tõ th¸ng giªng n¨m 1992. Sù kh¸c nhau

gi÷a hai nguån sè liÖu lµ viÖc hiÖu chØnh l¹i mèc mÆt n­íc (b¶ng 2-3). Víi c¸c

chuçi sè liÖu n¨m 1985, mùc cña mÆt chuÈn ®­îc ®iÒu chØnh theo sù vËn ®éng

cña líp vá tr¸i ®Êt. Nhê tÝnh chÝnh x¸c ®­îc n©ng cao vµ sù ph¸t triÓn cña hÖ

thèng m¹ng l­íi quan tr¾c. VÞ trÝ mùc 0 cña IGLD 1985 ®­îc ®Æt t¹i Rimouski,

QuÐbec (h×nh 2-5). Nguån d÷ liÖu n¨m 1985 lµ kÕt qña cña hµng lo¹t c¸c cuéc

kh¶o s¸t ®­îc tiÕn hµnh liªn tôc trong kho¶ng thêi gian tõ n¨m 1982 ®Õn n¨m

1988. IGLD 1985 ®­îc quy chiÕu vÒ cao ®é chuÈn B¾c Mü (NAVD) 1988 nh­ng

cÇn chó ý IGLD kh«ng hoµn toµn t­¬ng ®ång víi NGVD 29 hay NADV 1988 do

tÝnh chÊt biÕn ®æi th­êng xuyªn cña mùc n­íc trong c¸c hå, do c¸c c«ng tr×nh

thñy vµ c¸c tuyÕn giao th«ng ®­êng thñy.

(2) Khu vùc Great Lakes Ýt chÞu ¶nh h­ëng cña thñy triÒu thiªn v¨n, thùc tÕ

nh÷ng dao ®éng ng¾n h¹n x¶y ra trong khu vùc lµ do c¸c nguyªn nh©n nh­ giã

vµ sù biÕn ®æi khÝ ¸p. Nh÷ng dao ®éng kÐo dµi chØ x¶y ra khi cã nh÷ng biÕn ®æi

lín ®iÒu kiÖn khÝ t­îng thñy v¨n cña khu vùc, vÝ dô nh­ l­îng m­a, dßng ch¶y

nhiÖt ®é, ®é bèc h¬i, tuyÕt tan hoÆc l­îng b¨ng bao phñ (Great Lakes

Commission 1986), song c¸c yÕu tè nµy l¹i chÞu ¶nh h­ëng cña nh÷ng biÕn ®æi

khÝ hËu toµn cÇu. Ngoµi ra sù vËn ®éng cña líp vá tr¸i ®Êt còng cã thÓ g©y ra

nh÷ng biÕn ®æi mùc n­íc, ch¼ng h¹n sù gi¶m mùc n­íc ë phÝa t©y cña hå

Superior t¹i Duluth do vËn ®éng n©ng cña vá tr¸i ®Êt phÝa ®«ng nhanh h¬n phÝa

t©y tíi 25cm/ thÕ kû. Vai trß cña thùc vËt thñy sinh vµ cña con ng­êi ®Òu lµ

nh÷ng yÕu tè cã ¶nh h­ëng kh«ng nhá tíi nh÷ng biÕn ®æi phøc t¹p cña mùc

n­íc trong hå. V× vËy viÖc x¸c ®Þnh mùc n­íc trung b×nh cho hå lµ rÊt khã kh¨n

cho nªn c«ng t¸c dù b¸o n­íc d©ng còng khã cã thÓ thùc hiÖn.

2-5. C¸c yÕu tè ¶nh h­ëng ®Õn ®Þa chÊt ®íi bê

Bê biÓn lµ khu vùc th­êng xuyªn biÕn ®éng do nh÷ng thay ®æi phøc t¹p cña

c¸c qóa tr×nh ®éng lùc, ®iÒu nµy thÓ hiÖn rÊt râ ë tÊt c¶ c¸c vïng biÓn trªn thÕ

giíi. C¸c yÕu tè quyÕt ®Þnh h×nh th¸i ®­êng bê vµ b¶o toµn chóng rÊt ®a d¹ng

bao gåm ®Þa lý, vËt lý, sinh häc vµ ho¹t ®éng cña con ng­êi. C¸c tÇng ®¸, c¸c thÓ

trÇm tÝch ®­îc h×nh thµnh trong nhiÒu thêi kú cæ ®Þa chÊt ®· t¹o nªn cÊu tróc

®Þa chÊt nÒn mãng cña ®íi bê hiÖn ®¹i. Tr¶i qua thêi gian, nh÷ng dÊu Ên cña cÊu

tróc cæ dÇn dÇn bÞ ph¸ hñy bëi c¸c qóa tr×nh vËt lý, sau ®ã lµ qóa tr×nh bµo mßn

vµ ph¸ hñy bÒ mÆt. Dùa vµo lùc t¸c ®éng, ng­êi ta ph©n lµm hai lo¹i: c¸c qóa

tr×nh tøc thêi lµ nh÷ng ho¹t ®éng ng¾n nh­ng x¶y ra liªn tôc nh­ sãng, thñy

triÒu; c¸c qóa tr×nh dµi lµ nh÷ng biÕn ®æi toµn cÇu cã ¶nh h­ëng trªn quy m«

thêi gian lín.

B¶ng 2-2 : B¶ng ph©n lo¹i c¸c d¹ng sè liÖu thñy triÒu vµ ®Þnh nghÜa liªn quan, Yaquina Bay,

Oregon1

M· nhãm Tªn sè liÖu vµ ®Þnh nghÜa

4.42 Mùc triÒu cao cùc trÞ: lµ vÞ trÝ cao nhÊt mµ thñy triÒu ®¹t cã thÓ ®¹t tíi, gi¸ trÞ nµy b»ng tæng gi¸ trÞ

mùc n­íc triÒu cao theo dù b¸o vµ mùc n­íc cao nhÊt ®­îc ghi nhËn khi cã b·o, c¸c hiÖn t­îng

nµy cã chu kú trë l¹i rÊt dµi. ë mét vµi khu vùc gi¸ trÞ nµy cßn liªn quan ®Õn c¸c ho¹t ®éng cña

dßng ch¶y do ¶nh h­ëng cña l­îng mua trong lùc ®Þa. Gi¸ trÞ triÒu cao cùc trÞ ®­îc sö dông cho

viÖc thiÕt kÕ cÇu c¶ng

3.85 Mùc n­íc triÒu cao theo quan tr¾c: lµ kÕt qña triÒu cao nhÊt quan tr¾c tõ c¸c tr¹m ®o ®¹c

3.14 Mùc n­íc triÌu cao theo dù b¸o : lµ kÕt qña tÝnh to¸n theo b¶ng thñy triÒu

2.55 Mùc trung b×nh cña n­íc c­êng cao: lµ ®é cao trung b×nh cña mùc n­íc c­êng cao ®­îc ®o ®¹c

trong mét kho¶ng thêi gian nhÊt ®Þnh, theo chu kú thiªn v¨n cña mÆt tr¨ng tõ 28 ngµy ®Õn 18,6

n¨m. Qu·ng thêi gian ®­îc lùa chän phô thuéc vµo møc ®é chi tiÕt cÇn thiÕt. Nguån sè liÖu nµy

th­êng ®­îc sö dông cho c¸c b¶n ®å kh¶o s¸t Quèc gia ®Ó ®¶m b¶o an toµn hµng h¶i theo yªu

cÇu.

2.32 Mùc triÒu cao trung b×nh: lµ gi¸ trÞ trung b×nh cña mùc n­íc triÒu cao theo quan tr¾c, bao gåm gi¸

trÞ n­íc c­êng cao vµ n­íc c­êng thÊp ®­îc ghi nhËn hµng ngµy theo mét chu kú triÒu. C¸c gi¸

trÞ nµy ®­îc xem lµ ranh giíi ph©n ®Þnh gi÷a phÇn lôc ®Þa ngËp n­íc vµ phÇn b·i triÒu vµ ®­îc sö

dông cho viÖc thµnh lËp c¸c s¬ ®å ®Þa.

1.40 Mùc n­íc triÒu trung b×nh: lµ gi¸ trÞ trung b×nh cña c¸c mùc n­íc kh¸c nhau, bao gåm c¸c gi¸ trÞ

triÒu cao vµ triÒu thÊp. So s¸nh mùc n­íc triÒu trung b×nh víi mùc n­íc biÓn trung b×nh vµ mùc

n­íc trung b×nh khu vùc sÏ cho thÊy tÝnh bÊt ®èi xøng cña thñy triÒu trong khu vùc.

1.37 Mùc n­íc trung b×nh ®Þa ph­¬ng: lµ gi¸ trÞ trung b×nh cña mùc n­íc t¹i mét tr¹m quan s¸t nµo ®ã,

sè liÖu ®­îc ghi nhËn theo tõng giê.

1.25 Mùc n­íc biÓn trung b×nh: lµ cao ®é chuÈn dùa trªn c¸c sè liÖu ®o ®¹c liªn tôc ®­îc thu thËp

trong kho¶ng thêi gian mét vµi n¨m t¹i c¸c tr¹m quan tr¾c ph©n bè däc theo bê biÓn phÝa ®«ng

cña n­íc Mü vµ Canada. §©y lµ cao ®é chuÈn Sea Level Datum 1929, hiÖu chØnh 1947. Cao ®é

chuÈn nµy th­êng ®­îc sö dông chÝnh thøc cho c¸c nghiªn cøu vÒ sù biÕn ®æi mùc n­íc.

0.47 Mùc triÒu thÊp trung b×nh: lµ gi¸ trÞ trung b×nh mùc n­íc rßng theo kÕt qu¶ quan tr¾c hµng ngµy,

trong ®ã bao gåm gi¸ trÞ ®o ®¹c mùc n­íc rßng thÊp vµ cao trong mét chu kú triÒu. §©y lµ ®­êng

ph©n biÖt gi÷a b·i triÒu vµ vïng ngËp n­íc.

0.00 Mùc trung b×nh n­íc rßng thÊp: lµ gi¸ trÞ trung b×nh mùc n­íc rßng thÊp ®­îc ghi nhËn trong mét

kho¶ng thêi gian nhÊt ®Þnh. Cao ®é chuÈn nµy ®­îc sö dông cho viÖc vÏ h¶i ®å vïng bê biÓn Th¸i

B×nh D­¬ng.

-88 Mùc triÒu thÊp theo dù b¸o: lµ mùc n­íc triÒu thÊp nhÊt theo b¶ng thñy triÒu.

-96 Mùc triÒu thÊp theo quan tr¾c: lµ mùc n­íc triÒu thÊp nhÊt quan s¸t trªn thùc tÕ.

-1.07 Mùc triÒu thÊp cùc trÞ: lµ gi¸ trÞ theo tÝnh to¸n ®­îc sö dông trong H¶i qu©n vµ ho¹t ®éng cña c¸c

bÕn c¶ng.

1 KÕt qu¶ nghiªn cøu trong 6 n¨m cña Trung t©m khoa häc biÓn, tr­êng ®¹i häc Oregon

Nguån : Oregon (1973)

H×nh 2-4 : §å thÞ biÓu diÔn mùc thuû triÒu cña vÞnh Yaquina, Oregon (dùa trªn kÕt qu¶ quan s¸t

trong 6 n¨m). Theo ®Þnh nghÜa, ®iÓm 0 ®­îc lÊy theo mùctrung b×nh n­íc rßng (theo Oregon,

1973)

a. CÊu t¹o ®Þa chÊt vµ h×nh th¸i ®Þa m¹o1

(1 h×nh th¸i ®Þa m¹o lµ nh÷ng nghiªn cøu vÒ ®Æc ®iÓm h×nh th¸i tù nhiªn vµ c¸c

d¹ng ®Þa h×nh trªn bÒ mÆt tr¸i ®Êt, trong ®ã bao gåm c¶ phÇn lôc ®Þa vµ phÇn

®¸y biÓn)

T¹i vïng ven bê, c¸c tÇng ®Þa chÊt bªn d­íi cã ý nghÜa quyÕt ®Þnh tíi h×nh

th¸i bÒ mÆt, kiÓu trÇm tÝch vµ ®é dèc cña khu vùc. Ngoµi t¸c ®éng cña c¸c qóa

tr×nh vËt lý (sãng, thñy triÒu), sinh häc vµ ho¹t ®éng cña con ng­êi, vÒ c¬ b¶n

cÊu t¹o ®Þa chÊt vïng bê vÉn phô thuéc vµo yÕu tè th¹ch häc vµ kiÕn t¹o. VÊn ®Ò

nµy sÏ ®­îc tiÕp tôc bµn luËn ë nh÷ng phÇn sau.

(1) Th¹ch häc lµ kh¸i niÖm liªn quan ®Õn ®Æc tÝnh cña c¸c lo¹i ®¸ vµ trÇm

tÝch cÊu thµnh nªn ®íi bê hiÖn ®¹i. §ã lµ c¸c th«ng sè vÒ ®é bÒn cña ®¸ ®èi víi

qu¸ tr×nh ¨n mßn, ®é hoµ tan cña kho¸ng vËt vµ møc ®é g¾n kÕt. §iÒu nµy thÓ

hiÖn rÊt râ gi÷a c¸c khu bê cã cÊu t¹o ®¸ gèc kh¸c nhau. §èi víi c¸c vËt liÖu kÐm

kÕt dÝnh vai trß cña c¸c qóa tr×nh ®éng lùc ven bê cã t¸c ®éng rÊt lín, chóng sÏ

®­îc chän läc ph©n lo¹i, ph©n dÞ vµ tr¹m træ thµnh h×nh d¹ng c©n b»ng ®éng víi

tr¹ng th¸i n¨ng l­îng riªng.

(2) Bê g¾n kÕt ®­îc h×nh thµnh trªn c¸c ®¸ g¾n kÕt cã cÊu t¹o bëi c¸c kho¸ng

vËt r¾n, ®é kÕt dÝnh cao. T¹i khu bê cã cÊu tróc nµy, d¹ng ®Þa h×nh phæ biÕn lµ

®åi nói, v× vËy qóa tr×nh xãi mßn lu«n chiÕm ­u thÕ. Víi c¸c bê ®¸, møc ®é ph¸

hñy do qóa tr×nh phong hãa vµ bµo mßn phô thuéc vµo ®é g¾n kÕt cña chóng.

Tïy thuéc vµo lo¹i h×nh phong hãa (hãa häc hay c¬ häc), ®é cøng, ®é hßa tan cña

thµnh phÇn kho¸ng vËt, xi m¨ng kÕt dÝnh, ®é xèp vµ ®iÒu kiÖn khÝ hËu khu vùc

mçi lo¹i ®¸ cã møc ®é bÒn v÷ng riªng. Ngoµi ra c¸c ®Æc ®iÓm vÒ ®Þa tÇng, thí

chÎ, h­íng ®æ còng cã ý nghÜa rÊt lín trong viÖc quyÕt ®Þnh cÊu tróc h×nh th¸i

cña khu bê (h×nh 2-6). C¸c vÝ dô minh häa cã thÓ thÊy ë vïng bê biÓn cña Lakes

Superoir, Huron, Ontario, ®­êng bê ë ®©y cã cÊu t¹o bëi lo¹i ®¸ r¾n ch¾c thÓ

hiÖn râ cÊu t¹o cña nÒn ®Þa chÊt

- Phong hãa c¬ häc lµ qóa tr×nh ph¸ hñy c¸c ®¸ mµ kh«ng lµm thay ®æi

thµnh phÇn hãa häc vµ kho¸ng vËt cña chóng. Qu¸ tr×nh nµy x¶y ra do sù dao

®éng nhiÖt ®é gi÷a ngµy vµ ®ªm (g©y ra sù co d·n liªn tôc trong c¸c ®¸), sù kÕt

tinh cña muèi vµ n­íc trong thµnh phÇn kho¸ng vËt, sù biÕn ®æi cña thêi tiÕt

gi÷a c¸c mïa, sù nÐn Ðp vµ ho¹t ®éng cña sinh vËt.

- Phong hãa hãa häc lµ qóa tr×nh ph¸ hñy do sù thay ®æi thµnh phÇn hãa häc

cña ®¸ bëi c¸c c¬ chÕ thñy ph©n, hoµ tan, hydrat hãa, oxy hãa-khö, cacbonat vµ

nh÷ng ph¶n øng sinh hãa kh¸c.

B¶ng 2-3: Sè liÖu mùc n­íc thÊp trong c¸c hå vµ c¶ng theo IGLD 1955 vµ IGLD 1985

Sè liÖu mùc n­íc thÊp (m) VÞ trÝ

IGLD 1955 IGLD 1985

Hå Superior 182.9 183.2

Hå Michigan 175.8 176.0

Hå Huron 175.8 176.0

Hå St. Clair 174.2 174.4

Hå Erie 173.3 173.5

Hå Ontario 74.0 74.2

Hå St. Lawrence ë Long Sault, Ontario 72.4 72.5

Hå St. Francis ë Summerstown, Ontario 46.1 46.2

Hå St. Louis ë pointe Claire, QuÐbec 20.3 20.4

C¶ng MontrÐal ë Jetty Number1 5.5 5.6

Nguån : Uû ban qu¶n lý sè liÖu thñy lùc Great Lake (1992)

(b) Bê kÐm g¾n kÕt, kh¸c víi bê g¾n kÕt, t¹i vïng bê kÐm g¾n kÕt c¸c qu¸

tr×nh xãi lë vµ båi tô lu«n chiÕm ­u thÕ, nhÊt lµ ë khu vùc båi tô cöa s«ng vµ

vïng ®ång b»ng ven biÓn. KiÓu bê nµy th­êng cã ®­êng bê b»ng ph¼ng Ýt khóc

khuûu do qu¸ tr×nh xãi lë, båi tô vµ l¾ng ®äng trÇm tÝch lµm c¸c mòi ®Êt bÞ bµo

mßn, c¸c doi c¸t ®­îc h×nh thµnh vµ xuÊt hiÖn vòng vÞnh khi cã ®¶o ch¾n. Däc

theo ®íi ven bê lu«n tån t¹i c¸c nguån trÇm tÝch lín, d­íi t¸c ®éng cña sãng vµ

dßng ch¶y m«i tr­êng trÇm tÝch bÞ x¸o trén liªn tôc khiÕn c¸c ®¬n vÞ h×nh th¸i

vïng ven bê biÕn ®æi nhanh chãng. H×nh 2-7 m« pháng c¸c d¹ng ®Þa h×nh ®­îc

h×nh thµnh trong m«i tr­êng trÇm tÝch vïng bê g¾n kÕt yÕu. Tiªu biÓu cho kiÓu

bê nµy lµ vïng bê §¹i T©y D­¬ng vµ ven vÞnh Mexico cña n­íc Mü (ngo¹i trõ

mét sè Ýt khu vùc cã kiÓu bê ®¸ gièng ë New England).

H×nh 2-5: Mèi t­¬ng quan mùc n­íc gi÷a c¸c hå theo cao ®é chuÈn (®iÓm 0) cña IGLD 1985 ®Æt

t¹i Rimouski, QuÐbec. Gi¸ trÞ mùc n­íc thÊp tÝnh theo ®¬n vÞ m. (nguån Uû ban qu¶n lý sè liÖu

thñy lùc Great Lake, 1992)

H×nh 2-6: MÆt c¾t h×nh th¸i cña c¸c bê g¾n kÕt vµ kÐm g¾n kÒt (nguån Mossa, Meisberger vµ

Morang 1992).

H×nh 2-7: C¸c d¹ng ®Þa h×nh d­îc h×nh thµnh trong m«i tr­êng trÇm tÝch ven bê. vïng bê kÐm

g¾n kÕt. TrÇm tÝch ë ®©y chñ yÕu lµ c¸c vËt liÖu rêi r¹c (nguån Komar, 1976).

(2) YÕu tè kiÕn t¹o lµ c¸c lùc ®­îc sinh ra trong vá tr¸i ®Êt vµ líp manti cã

kh¶ n¨ng lµm biÕn d¹ng, ph¸ hñy ®íi bê vµ thµnh t¹o c¸c vËt liÖu míi. DÊu hiÖu

cña chóng trªn bÒ mÆt tr¸i ®Êt lµ c¸c ®øt g·y, uèn nÕp (bao gåm nÕp låi vµ nÕp

lâm) (h×nh 2-8) vµ c¸c chuyÓn ®éng n©ng tråi hoÆc sôt lón trªn quy m« lín. Mét

vÝ dô ®iÓn h×nh lµ vïng bê biÓn phÝa t©y cña n­íc Mü, cÊu tróc ®íi bê ë ®©y thÓ

hiÖn rÊt râ ¶nh h­ëng cña c¸c ho¹t ®éng kiÕn t¹o, v× vËy ®­êng bê cã h×nh th¸i

kh¸c h¼n víi phÇn phÝa ®«ng n¬i ®­îc h×nh thµnh do c¸c qóa tr×nh bµo mßn vµ

l¾ng ®äng trÇm tÝch. Theo c¸ch ph©n lo¹i bê biÓn cña Shepards (1973), ®Æc ®iÓm

vïng bê n»m trªn c¸c ®øt g·y lµ s­ên rÊt dèc vµ phÇn ch©n ®Õ n»m s©u d­íi

mùc n­íc, nguyªn nh©n lµ do nhiÒu khèi t¶ng ®· bÞ ®øt g·y c¾t rêi khái s­ên bê

vµ l¨n xuèng biÓn ®Ó l¹i nh÷ng khèi ®¸ dèc ®øng n»m ven bê (h×nh 2-9). KiÓu bê

nµy ®­îc t×m thÊy ë vïng biÓn California, do ho¹t ®éng cña c¸c ®øt g·y khèi

t¶ng nh­ Inglewood-Rose, mét ®íi ®Þa hµo ®· ®­îc h×nh thµnh n»m gi÷a vÞnh

Newport vµ San Diego, c¸nh cña ®Þa hµo lµ nh÷ng bËc thÒm biÓn ®· ®­îc n©ng

lªn víi c¸c v¸ch biÓn dùng ®øng cßn l­u l¹i nh÷ng hãa th¹ch minh chøng cho c¸c

thêi kú ho¹t ®éng kiÕn t¹o kh¸c nhau ®· diÔn ra liªn tôc trong mét thêi gian dµi

(Orme 1985).

(3) Bê nói löa, nh­ chóng ta ®· biÕt, khi nói löa phun trµo, c¸c dßng dung

nham sÏ lan to¶ trªn mÆt ®Êt t¹o thµnh c¸c gèi dung nham chång lªn nhau,

nh­ng khi chóng bïng næ th× toµn bé khèi nói sÏ bÞ sôp ®æ nhanh chãng vµ cã

thÓ ®Ó l¹i nh÷ng vÕt lâm lín trªn bÒ mÆt tr¸i ®Êt t¹o thµnh c¸c bån tròng s©u.

V× vËy, ë nh÷ng vïng bê cã ho¹t ®éng nói löa, ®­êng bê th­êng cã h×nh d¹ng låi

lâm (Shepard 1973). KiÓu ®­êng bê nµy kh¸ phæ biÕn ë nh÷ng quÇn ®¶o nói löa

nh­ Aleut (h×nh 2-10). H×nh th¸i ®Þa m¹o cña chóng sÏ ®­îc m« t¶ chi tiÕt ë

ch­¬ng 3.

b. C¸c qóa tr×nh ®éng lùc tÇn sè cao

Lµ c¸c qóa tr×nh cung cÊp nguån n¨ng l­îng cho ®íi bê theo chu kú lÆp ®i

lÆp l¹i hoÆc liªn tôc. Trong bÊt cø mét cuéc ®iÒu tra kh¶o s¸t nµo, vÊn ®Ò nµy

lu«n ®­îc xem xÐt nghiªm tóc v× nã liªn quan ®Õn mét lo¹t c¸c ho¹t ®éng diÔn ra

ë ven bê nh­ xãi mßn, di chuyÓn vµ l¾ng ®äng trÇm tÝch, ®ång thêi chóng còng lµ

nguyªn nh©n lµm biÕn ®æi c¸c d¹ng ®Þa h×nh ven bê vµ nh÷ng dao ®éng tøc thêi

cña mùc n­íc biÓn. Sù biÕn ®æi dµi h¹n cña mùc n­íc biÓn ®­îc xem xÐt trong

môc 2-6

(1) Sãng

(a) Sãng biÓn (sãng träng lùc) lµ nguån n¨ng l­îng chñ yÕu sinh ra c¸c qóa

tr×nh ®éng lùc ven bê ë c¸c vïng bê biÓn hë. Theo cuèn “H­íng dÉn b¶o vÖ bê

biÓn”, t¹i vïng ®íi bê sãng biÓn cã mét vai trß rÊt quan träng :

- Nã lµ mét trong nh÷ng yÕu tè chÝnh quyÕt ®Þnh h×nh th¸i vµ thµnh phÇn

cÊu t¹o cña bê biÓn. C¸c nghiªn cøu vÒ sãng cã ý nghÜa lín trong c«ng t¸c lËp

quy ho¹ch, thiÕt kÕ cÇu c¶ng, giao th«ng trªn biÓn vµ gióp t×m ra c¸c gi¶i ph¸p

®Ó b¶o vÖ bê biÓn vµ nh÷ng ho¹t ®éng liªn quan ®Õn ®íi bê. C¸c sãng chuyÓn

®éng trªn mÆt n­íc chñ yÕu tiÕp nhËn nguån n¨ng l­îng cña giã, tuy nhiªn

phÇn lín nguån n¨ng l­îng nµy sÏ bÞ tiªu tan ë vïng gÇn bê vµ trªn c¸c b·i biÓn.

- C¸c con sãng lµ nguån cung cÊp n¨ng l­îng chÝnh cho c¸c qóa tr×nh sau:

h×nh thµnh c¸c b·i biÓn ph©n dÞ trÇm tÝch trªn s­ên bê ngÇm, vËn chuyÓn trÇm

tÝch däc bê, xa bê vµ däc bê. Ngoµi ra ho¹t ®éng cña sãng cßn g©y ra nh÷ng lùc

ph¸ huû cã kh¶ n¨ng t¸c ®éng tíi c¸c c«ng tr×nh t¹i ®íi bê. §Ó nghiªn cøu b¶n

chÊt c¸c qóa tr×nh vËt lý c¬ b¶n liªn quan ®Õn sãng vµ sù lan truyÒn cña chóng,

chóng ta cÇn ph¶i t×m hiÓu râ c¬ chÕ chuyÓn ®éng cña c¸c ph©n tö n­íc trong

khu vùc ven bê. §©y ®­îc xem lµ yªu cÇu tiªn quyÕt ®èi víi ho¹t ®éng qu¶n lý,

quy ho¹ch vµ thiÕt kÕ c¸c c«ng tr×nh ven bê.

(b) N¨ng l­îng vïng ven bê xuÊt hiÖn trªn mét d¶i tÇn sè réng trong ®ã sãng

träng lùc n»m trong giíi h¹n tõ 1 - 30 gi©y (h×nh 2-11). Nh÷ng con sãng xuÊt

hiÖn do t¸c ®éng cña giã ®Þa ph­¬ng trong khu vùc th­êng cã chu kú ng¾n h¬n 5

hoÆc 6 gi©y, ®­îc gäi lµ sãng giã. Nh÷ng con sãng cã chu kú dµi vµ ®Òu h¬n, cã

kh¶ n¨ng vuît ra ngoµi vïng xuÊt hiÖn ®­îc gäi lµ sãng c­êng, so víi sãng giã,

sãng b·o cã ngän sãng dÑt h¬n. Sãng sinh ra c¸c dßng ch¶y cã kh¶ n¨ng vËn

chuyÓn trÇm tÝch ra xa bê hoÆc vµo gÇn bê hoÆc song song víi bê.

(c) ChÕ ®é sãng nãi chung thay ®æi theo mïa, v× vËy tr¾c diÖn cña bê biÓn

còng bÞ biÕn ®æi theo. Vµo mïa ®«ng, däc theo vïng bê biÓn cña California vµ

mét vµi n¬i kh¸c, cã thÓ quan s¸t thÊy qóa tr×nh xãi lë bê m¹nh mÏ cña sãng

biÓn, c¸c vËt liÖu xãi mßn sau ®ã ®­îc vËn chuyÓn tíi phÇn trªn cña s­ên bê

ngÇm, gÆp ®iÒu kiÖn thuËn lîi chóng tÝch ®äng h×nh thµnh doi c¸t ngÇm. §Õn

mïa hÌ, khi khÝ hËu b¾t ®Çu trë nªn «n hßa vµ Êm h¬n, nh÷ng con sãng sÏ l¹i

®­a nh÷ng vËt liÖu bµo mßn trë l¹i bê båi tô nh÷ng n¬i xung yÕu t¹o nªn c¸c b·i

c¸t (Bascom 1964).

(d) Do giíi h¹n néi dung cña cuèn s¸ch, trong phÇn nµy chóng t«i kh«ng ®i

s©u vµo tr×nh bµy nh÷ng nghiªn cøu chi tiÕt vÒ sãng biÓn. NÕu b¹n ®äc muèn t×m

hiÓu thªm vÒ vÊn ®Ò nµy, xin ®­îc giíi thiÖu cuèn “Sãng biÓn vµ Bê biÓn” cña

Bascom, 1964. Nh÷ng m« t¶ kh¸i qóat vÒ c¬ chÕ ho¹t ®éng cña sãng biÓn sÏ ®­îc

®Ò cËp ë phÇn EM 1110-2-1502, ngoµi ra ®éc gi¶ cã thÓ t×m ®äc c¸c cuèn s¸ch

cña Kinsman (1965), Horikawa (1988) vµ Le MÐhautÐ (1976). Ph­¬ng ph¸p xö lý

vµ sö dông sè liÖu sãng vµ mùc n­íc sÏ ®­îc tr×nh bµy trong phÇn EM 1110-2-

1414. C¸c vÊn ®Ò liªn quan ®Õn viÖc ®¸nh gi¸ chÊt l­îng sè liÖu sãng ®èi víi

nh÷ng ng­êi sö dông sÏ ®­îc ®Ò cËp ë ch­¬ng 5 cña cuèn s¸ch.

(2) Thñy triÒu

(a) Mét trong nh÷ng nguyªn nh©n chÝnh lµm biÕn ®æi mùc n­íc biÓn lµ do

hiÖn t­îng thñy triÒu thiªn v¨n. Thñy triÒu lµ hiÖn t­îng n©ng lªn vµ h¹ xuèng

cã chu kú cña mùc n­íc do ¶nh h­ëng cña c¸c lùc hót gi÷a tr¸i ®Êt, mÆt tr¨ng vµ

mÆt trêi. Nh­ chóng ta ®· biÕt, tr¸i ®Êt cña chóng ta kh«ng hoµn toµn lµ biÓn vµ

®¹i d­¬ng cho nªn nh÷ng dao ®éng triÒu theo chu kú ë mçi mét n¬i l¹i kh¸c

nhau vµ phô thuéc vµo c¸c chu kú dao ®éng tù nhiªn cña thñy vùc chøa n­íc

(Komar 1976). Dùa vµo chu kú dao ®éng, thuû triÒu ®­îc ph©n lµm 3 lo¹i : nhËt

triÒu (mét lÇn n­íc lªn vµ n­íc xuèng trong ngµy), b¸n nhËt triÒu (hai lÇn n­íc

lªn n­íc xuèng trong ngµy), thñy triÒu hçn hîp (hai lÇn n­íc lªn n­íc xuèng víi

®é cao cña mùc triÒu kh¸c nhau) (h×nh 2-12). ë khu vùc ®íi bê, do cã sù ®a d¹ng

vÒ ®Þa h×nh, ®é s©u, kiÓu trÇm tÝch vµ c¸c líp biªn nªn thñy triÒu t¹i c¸c vïng

bê diÔn biÕn rÊt phøc t¹p. Dùa vµo c¸c h»ng sè ®iÒu hßa thiªn v¨n, ng­êi ta cã

thÓ dù ®o¸n ®é cao cña thñy triÒu. Hµng n¨n Côc kh¶o s¸t BiÓn Quèc gia ®Òu

cho ra ®êi c¸c cuèn “b¶ng thñy triÒu” cña phÇn b¸n cÇu T©y (phô lôc F). §Ó tù

trang bÞ thªm c¸c kiÕn thøc ®¹i c­¬ng vµ lý thuyÕt vÒ thñy triÒu, ®äc gi¶ cã thÓ

t×m ®äc c¸c cuèn s¸ch gi¸o khoa vÒ vËt lý biÓn nh­ cña Von Arx (1962) hay

Knauss (1978), c¸c ph­¬ng ph¸p ph©n tÝch thñy triÒu cña Dronkers (1964) vµ

Godin (1972)

(b) §èi víi c¸c qóa tr×nh ®Þa chÊt ven bê, thñy triÒu cã vai trß quan träng

gÊp 3 lÇn. Thø nhÊt, nã ¶nh h­ëng gi¸n tiÕp th«ng qua c¸c dao ®éng cña mùc

n­íc ®Õn c¸c vïng bê chÞu t¸c ®éng cña n¨ng l­îng sãng. T¹i nh÷ng vïng cã dao

®éng triÒu lín, ®é chªnh lÖch gi÷a hai con n­íc (n­íc lín vµ n­íc rßng) cã thÓ

®¹t tíi 10m vµ sù di chuyÓn ®­êng bê cã thÓ ®¹t tíi vµi km. HiÖn t­îng nµy cã ý

nghÜa lín vÒ mÆt sinh häc do hÖ sinh th¸i cña c¸c b·i triÒu phô thuéc vµo sè lÇn

ngËp vµ ph¬i cña chóng. Theo quan ®iÓm ®Þa chÊt, c¸c dao ®éng triÒu cã ¶nh

h­ëng ®Õn sù h×nh thµnh, tån t¹i vµ ph¸t triÓn cña c¸c b·i triÒu.

(c) Thø hai, c¸c dßng triÒu b¶n th©n chóng còng cã kh¶ n¨ng g©y xãi mßn vµ

vËn chuyÓn trÇm tÝch, cµng gÇn bê dßng triÒu trë nªn m¹nh h¬n vµ chóng chiÕm

vai trß quan träng trong hoµn l­u cña khu vùc. Do tÝnh chÊt xoay chiÒu cña sãng

thñy triÒu ë nhiÒu khu vùc (nhÊt lµ c¸c biÓn néi lôc vµ biÓn kÝn), c¸c dßng ch¶y

sinh ra khi triÒu lªn vµ triÒu xuèng th­êng theo nh÷ng h­íng kh¸c nhau, sinh

ra c¸c chuyÓn ®éng d­ liªn quan tíi qóa tr×nh vËn chuyÓn vµ l¾ng ®äng trÇm

tÝch (Carter 1988). T¹i c¸c vïng cöa s«ng hay l¹ch triÒu, sù bÊt ®èi xøng trong

kh«ng gian cña triÒu lªn vµ triÒu xuèng cã thÓ g©y ra qóa tr×nh vËn chuyÓn tÞnh

cña n­íc vµ trÇm tÝch.

(d) Thø ba, thñy triÒu t¹o ra qóa tr×nh l­u th«ng n­íc trong vÞnh triÒu, ngay

c¶ ë nh÷ng vïng bê biÓn cã thñy triÒu thÊp nh­ vÞnh Mexico, ng­êi ta vÉn t×m

thÊy c¸c vÞnh triÒu. §©y lµ mét qóa tr×nh kh¸ quan träng bëi nã liªn quan ®Õn

sù ng¾t qu·ng vµ ®æi h­íng cña c¸c l¹ch triÒu ®ång thêi h×nh thµnh nªn c¸c b·i

triÒu ngÇm ven bê. Sù trao ®æi cña n­íc trong c¸c vÞnh cã ý nghÜa lín ®èi víi c¸c

chu tr×nh sèng cña nhiÒu loµi sinh vËt biÓn.

H×nh 2-11: Sù ph©n bè n¨ng l­îng sãng trªn ®¹i d­¬ng (Kinsman 1965)

(3) Sù ph©n lo¹i ®­êng bê theo nguån gèc n¨ng l­îng

(a) Davies (1964) d· ¸p dông c¸ch ph©n lo¹i nµy cho c¸c vïng bê biÓn kh¸c

nhau dùa trªn c¸c dao ®éng thñy triÒu ®Æc tr­ng. Trªn c¬ së sù ph©n lo¹i cña

Davies, Hayes (1979) ®· ph¸t triÓn vµ ph©n chia thµnh 5 lo¹i triÒu ®Æc tr­ng

cho ®íi ven bê :

- TriÒu nhá : <1m

- TriÒu thÊp trung b×nh : 1-2m

- TriÒu cao trung b×nh : 2- 3,5m

- TriÒu lín thÊp : 3,5 – 5m

- TriÒu lín : >5m

Tuy nhiªn, c¸ch ph©n lo¹i nµy chØ phï hîp víi vïng bê cã n¨ng l­îng sãng

yÕu vµ bê båi tô

(b) Nh­ ®· nãi ë trªn, sãng ®­îc xem lµ mét trong nh÷ng nguån n¨ng l­îng

quan träng chi phèi sù biÕn ®æi h×nh th¸i ®­êng bê, do vËy c¸c nhµ nghiªn cøu

®· cè g¾ng ®­a yÕu tè nµy vµo xem xÐt trong qóa tr×nh ph©n lo¹i ®­êng bê. Theo

®ã, dùa vµo mèi t­¬ng quan gi÷a dao ®éng thñy triÒu víi chiÒu cao trung b×nh

cña sãng, c¸c nhµ khoa häc ®· ®­a ra 5 kiÓu ®­êng bê (h×nh 2-13) (Nummerdal

vµ Fischer 1978; Hayes 1979; Davis vµ Hayes 1984).

- KiÓu 1 : §­êng bê cã chÕ ®é thñy triÒu chiÕm ­u thÕ (cao)

- KiÓu 2 : §­êng bê cã chÕ ®é thñy triÒu chiÕm ­u thÕ (thÊp)

- KiÓu 3: §­êng bê cã nguån n¨ng l­îng hçn hîp (trong ®ã n¨ng l­îng thñy

triÒu chiÕm ­u thÕ)

- KiÓu 4 : §­êng bê cã nguån n¨ng l­îng hçn hîp (trong ®ã n¨ng l­îng sãng

chiÕm ­u thÕ)

- KiÓu 5 : §­êng bê cã chÕ ®é sãng chiÕm ­u thÕ

(c) Theo c¸ch ph©n lo¹i trªn, c¸c vïng ®¶o ven bê ®­îc xÕp vµo kiÓu 3, trong

®ã thñy triÒu chiÕm ­u thÕ, chó ý r»ng, lo¹i bê nµy bao trïm c¸c d¶i sãng vµ

thñy triÒu kh¸c nhau. Trªn thùc tÕ, ë quy m« n¨ng l­îng nhá vÉn lu«n tån t¹i sù

c©n b»ng máng manh gi÷a c¸c lùc, vµ sù ph©n lo¹i theo mèi t­¬ng quan n¨ng

l­îng gi÷a sãng vµ thñy triÒu nh×n chung kh«ng cã sù kh¸c biÖt lín vÒ c¸c th«ng

sè liªn quan. Ngoµi ra, c¸c l¹ch triÒu ®«i khi còng ®­îc ph©n lo¹i theo c¸ch nµy.

(d) Theo nhiÒu nghiªn cøu kh¸c nhau ®­îc thùc hiÖn sau ®ã, ph­¬ng ph¸p

ph©n tÝch dùa trªn ®Æc ®iÓm sãng vµ thñy triÒu cña khu vùc cßn ch­a ®Çy ®ñ bëi

ngoµi c¸c yÕu tè thñy lùc, h×nh th¸i ®­êng bê vµ tÝnh chÊt ho¹t ®éng cña c¸c l¹ch

triÒu cßn phô thuéc vµo nhiÒu yÕu tè kh¸c nh­ (Davis vµ Heyes 1984;

Nummerdal vµ Fischer 1978):

- CÊu t¹o ®Þa chÊt vµ ®iÒu kiÖn tù nhiªn

- ThÓ tÝch triÒu

- Nguån trÇm tÝch

- ¶nh h­ëng cña dßng ch¶y s«ng

- §é s©u cña c¸c vÞnh biÓn

- §iÒu kiÖn khÝ t­îng vµ ¶nh h­ëng cña front b·o

H×nh 2-12: §å thÞ biÓu diÔn c¸c kiÓu triÒu

(4) KhÝ t­îng

KhÝ t­îng lµ nh÷ng nghiªn cøu vÒ sù biÕn ®æi cña c¸c hiÖn t­îng khÝ quyÓn

theo kh«ng gian vµ thêi gian. KhÝ hËu lµ c¸c yÕu tè khÝ t­îng diÔn ra trong thêi

gian dµi t¹i mét khu vùc nµo ®ã ®­îc ®¸nh gi¸ dùa trªn nh÷ng sè liÖu thèng kª

vµ trung b×nh, vÝ dô nh­ giã, nhiÖt ®é, ®é Èm, l­îng m­a, ®é bay h¬i, møc ®é

phong hãa hãa häc vµ c¸c tÝnh chÊt cña n­íc biÓn. C¸c ®iÒu kiÖn khÝ hËu lu«n cã

¶nh h­ëng trùc tiÕp hoÆc gi¸n tiÕp tíi ®íi bê, ch¼ng h¹n nh­ sù h×nh thµnh sãng

giã hoÆc sãng b·o (do c¸c c¬n b·o xa hµng ngh×n km). N¨m 1976 Fox vµ Davis ®·

giíi thiÖu mét sè m« h×nh thêi tiÕt vµ c¸c qu¸ tr×nh ®éng lùc ®íi bê. Sau ®ã,

Ch­¬ng tr×nh nghiªn cøu Sãng biÓn (Wave Information Studies Program – WIS)

do USACE thùc hiÖn ®· ®­a ra nh÷ng ph©n tÝch vÒ tr­êng giã vµ tr­êng khÝ hËu

trªn biÓn (phô lôc D). N¨m 1988 Hsu ®· tæng quan c¬ së ®¹i c­¬ng khÝ t­îng ®íi

bê.

(a) Giã : giã ®­îc sinh ra do sù biÕn ®æi ¸p suÊt vµ sù chªnh lÖch theo

ph­¬ng ngang cña khÝ ¸p kh¸c nhau trong mét khu vùc. Ho¹t ®éng cña giã diÔn

ra trªn quy m« kh¸c nhau tõ toµn cÇu ®Õn ®Þa ph­¬ng, hoÆc kÐo dµi mét c¸ch æn

®Þnh hoÆc chØ tån t¹i trong mét thêi gian ng¾n khi x¶y ra gi«ng b·o.

(b) Nh÷ng t¸c ®éng trùc tiÕp ®ã lµ vai trß t¸c nh©n cña giã trong qóa tr×nh

bµo mßn, di chuyÓn vµ tÝch tô trÇm tÝch ë ®íi ven biÓn. Theo Bagnold (1954) gi÷a

tèc ®é giã vµ tèc ®é vËn chuyÓn trÇm tÝch cã mèi quan hÖ tØ lÖ, nh÷ng nghiªn cøu

ban ®Çu vÒ sù ph©n dÞ vµ ®é lín cña trÇm tÝch ®· cho thÊy, cã hai d¹ng ®Þa h×nh

®íi ven bê lµ s¶n phÈm cña c¸c qóa tr×nh do giã g©y ra. Lo¹i thø nhÊt lµ c¸c cån

c¸t ven biÓn, ®©y lµ d¹ng ®Þa h×nh ®­îc h×nh thµnh do qóa tr×nh di chuyÓn vµ

tÝch ®äng trÇm tÝch cña giã (Pethick 1984), lo¹i nµy cã nhiÒu h×nh d¹ng kh¸c

nhau tuú thuéc vµo mét sè yÕu tè nh­ kiÓu trÇm tÝch, ®Þa h×nh, h­íng giã, tèc ®é

giã vµ thêi gian thæi. Lo¹i thø hai lµ c¸c d¹ng ®Þa h×nh thæi mßn, th­êng xuÊt

hiÖn ë c¸c khu vùc cã líp phñ thùc vËt kÐm dÔ chÞu t¸c ®éng bµo mßn cña giã

(xem ch­¬ng 3).

(c) Nh÷ng t¸c ®éng gi¸n tiÕp chÝnh lµ øng suÊt cña giã lªn khèi n­íc trong

biÓn vµ ®¹i d­¬ng sinh ra sãng vµ c¸c dßng h¶i l­u.

(d) Giã ®Êt/biÓn. Sù thay ®æi c¸c lo¹i giã kh¸c nhau trong thêi gian mét ngµy

®ªm lµ do sù chªnh lÖch vÒ nhiÖt ®é gi÷a biÓn vµ lôc ®Þa. Vµo ban ngµy, nhÊt lµ

vµo mïa hÌ, nhiÖt ®é trong lôc ®Þa th­êng t¨ng nhanh lµm lµm kh«ng khÝ bÞ

gi·n në bay lªn cao vµ h×nh thµnh khu vùc cã tÇng ¸p suÊt thÊp so víi tÇng khÝ

¸p trªn biÓn vµ ®¹i d­¬ng. Sù chªnh lÖch ¸p suÊt nµy ®· t¹o ra h­íng giã tõ biÓn

thæi vµo lôc ®Þa . §Õn ®ªm, khi nhiÖt ®é trong lôc ®Þa gi¶m th× nhiÖt ®é trªn biÓn

vµ ®¹i d­¬ng l¹i gi¶m chËm h¬n nªn khèi kh«ng khÝ trªn mÆt biÓn bÞ d©ng cao

vµ xuÊt hiÖn h­íng giã míi thæi tõ lôc ®Þa ra biÓn. Tèc ®é cña nh÷ng c¬n giã nµy

Ýt khi lín h¬n 8m/s (15knots) v× vËy chóng kh«ng cã ¶nh h­ëng nhiÒu tíi h×nh

th¸i ®­êng bê mÆc dï ®«i chç chóng ta vÉn cã thÓ quan s¸t thÊy mét vµi ho¹t

®éng di chuyÓn trÇm tÝch, nhÊt lµ trªn c¸c b·i biÓn, nh­ng c­êng ®é ho¹t ®éng

kh«ng ®¸ng kÓ (Komar 1976).

(e) Sù lªn xuèng cña mùc n­íc. Do t¸c ®éng cña giã ë khu vùc gÇn bê líp

n­íc trªn mÆt biÓn vµ ®¹i d­¬ng cã xu h­íng dån vÒ phÝa bê trong khi líp n­íc

d­íi s©u l¹i cã xu h­íng chuyÓn ®éng ra biÓn. NÕu t¸c ®éng cña giã kÐo dµi víi

c­êng ®é lín cã thÓ dÉn ®Õn qóa tr×nh d©ng cao cña mùc n­íc ven bê vµ ng­îc

l¹i khi giã h­íng ra kh¬i, mùc n­íc gÇn bê sÏ bÞ gi¶m xuèng.

(d) Thñy triÒu gi¶ (seiches). §©y lµ mét hiÖn t­îng dao ®éng ®øng th­êng

xuÊt hiÖn ë biÓn hå, cöa s«ng vµ c¸c vïng biÓn nhá do sù biÕn ®æi ®ét ngét ¸p

suÊt cña kh«ng khÝ hay khi xuÊt hiÖn gi«ng b·o vµ thñy triÒu trong khu vùc, lóc

®ã khèi n­íc trong thñy vùc sÏ bÞ dao ®éng theo kiÓu mét b¸t n­íc bÞ sãng s¸nh.

H×nh 2-13: Sù ph©n lo¹i ®­êng bê theo nguån gèc n¨ng l­îng (Hayes 1979)

(5) B·o nhiÖt ®íi

Theo ®Þnh nghÜa, sù di chuyÓn cña c¸c c¬n giã xo¸y theo chiÒu kim ®ång hå

(ë b¸n cÇu Nam) hoÆc ng­îc chiÒu kim ®ång hå (ë b¸n cÇu B¾c) vÒ vïng trung

t©m ¸p thÊp ®­îc gäi lµ lèc (Gove 1986). B·o nhiÖt ®íi lµ c¸ch gäi chung cña hiÖn

t­îng ¸p thÊp nhiÖt ®íi vµ giã xo¸y trªn quy m« lín (quy m« Synop- lµ mét hÖ

thèng thêi tiÕt trªn quy m« lín kh¸c víi c¸c hiÖn t­îng thêi tiÕt mang tÝnh ®Þa

ph­¬ng nh­ c¸c c¬n gi«ng) x¶y ra ë vïng nhiÖt ®íi. Theo ®ã, lèc nhiÖt ®íi lµ

nh÷ng c¬n b·o m¹nh cã c­êng ®é lín víi tèc ®é giã trong c¬n b·o cã thÓ v­ît qóa

90m/s (175 knots hoÆc 200mph) vµ kÌm theo m­a xèi x¶ (Huschke 1959). Theo

quy ­íc, khi tèc ®é giã ®¹t 33m/s (74mph) b·o nhiÖt ®íi ®­îc gäi lµ cuång phong

nÕu x¶y ra ë vïng §¹i T©y D­¬ng vµ ®«ng Th¸i B×nh D­¬ng hoÆc lµ b·o nhiÖt

®íi nÕu x¶y ra ë vïng t©y Th¸i B×nh D­¬ng (Philippin vµ biÓn §«ng) hoÆc lµ lèc

nÕu x¶y ra ë Ên §é D­¬ng

(a) ¶nh h­ëng cña b·o nhiÖt ®íi cã thÓ g©y xãi mßn bê biÓn, ph¸ hñy ®­êng

bê do sù d©ng cao cña mùc n­íc, søc giã vµ sù suy gi¶m ¸p suÊt kh«ng khÝ kÐo

dµi trªn hµng tr¨m km hoÆc g©y nh÷ng thiÖt h¹i nÆng nÒ vÒ tµi s¶n, con ng­êi

vµ lµm di chuyÓn khèi l­îng lín trÇm tÝch ven bê. VÝ dô nh­ c¬n b·o x¶y ra ë

vÞnh Mexico n¨m 1900 ®· lµm ngËp lôt toµn bé ®¶o Galveston vµ c­íp ®i sinh

m¹ng cña 6.000 ng­êi. Th¸ng 9/1938, mét c¬n b·o lín ®· ®æ bé vµo ®¶o Long

Island vµ New England lµm chÕt 600 ng­êi, ®ång thêi ph¸ hñy toµn bé c¸c vïng

d©n c­ ven biÓn phÝa nam cña ®¶o Rhode Island (Minsinger 1988), nh÷ng ng­êi

sèng sãt kÓ l¹i c¸c con sãng cao 50 feet ®· quÐt s¹ch c¸c ®ª ch¾n sãng cña vïng

Rhode Island (Allen 1976). Ngµy 21 th¸ng 9 n¨m 1989, mét c¬n cuång phong ®·

trµn vµo phÇn lôc ®Þa cña Mü, gÇn vïng Charleston, SC g©y thiÖt h¹i tíi 4 triÖu

®« la, lµm xãi mßn nhiÒu vïng ®ª biÓn vµ thay ®æi cÊu t¹o ®Þa chÊt cña mét vïng

réng lín (kÐo dµi 180km vÒ phÝa b¾c vµ 50km phÝa nam) (Davidson, Dean vµ

Edge 1990; Finkl vµ Pilkey 1991). Theo ®iÒu tra nghiªn cøu cña Simpson vµ

Riehl (1981) vµ cña Neumann vµ nnk (1987) vÒ ¶nh h­ëng cña nh÷ng c¬n b·o

nhiÖt ®íi ë Mü, mét danh môc c¸c khu vùc cã nguy c¬ x¶y ra tr­ît ®Êt ë vïng

ven biÓn ®· ®­îc thµnh lËp. ViÖc x¸c ®Þnh vÞ trÝ cña c¸c t©m b·o x¶y ra trong

kho¶ng thêi gian x¶y ra tõ n¨m 1971 ®Õn 1986 ®· ®­îc Neumann vµ nnk (1987)

thùc hiÖn, tr­íc ®ã Tennehill (1956) ®· x¸c ®Þnh ®­îc vÞ trÝ c¸c t¹m b·o x¶y ra

tr­íc nh÷ng n¨m 50 ë t©y b¸n cÇu. Trªn c¬ së ®ã s¬ ®å h­íng ®i cña b·o nhiÖt

®íi ®­îc x¸c lËp (h×nh 2-14).

(b) T¹i Trung t©m khÝ t­îng Quèc gia cña Mü, Quy m« Saffir-Simpson ®­îc

sö dông trong 20 n¨m cho viÖc so s¸nh c­êng ®é cña lèc nhiÖt ®íi (b¶ng 2-5).

Theo tèc ®é giã cùc ®¹i, lèc nhiÖt ®íi ®­îc chia lµm 5 lo¹i.

(c) Trong thêi gian b·o xuÊt hiÖn vµ cã nh÷ng x¸o ®éng bÊt th­êng vÒ thêi

tiÕt, mùc n­íc biÓn bÞ biÕn ®æi do hai nguyªn nh©n:

- ¸p suÊt cña khÝ quyÓn. ¸p suÊt cña khÝ quyÓn cã mèi quan hÖ ng­îc chiÒu

víi mùc n­íc biÓn. Khi ¸p suÊt t¨ng th× mùc n­íc h¹ ®Ó ¸p lùc trªn ®¸y biÓn

lu«n ®­îc duy tr× c©n b»ng, v× vËy khi ¸p suÊt gi¶m, th× mùc n­íc t¨ng. TØ lÖ

t­¬ng quan lµ 0.01m cho mçi millibar chªnh lÖch ¸p suÊt vµ ë nh÷ng khu vùc

chÞu ¶nh h­ëng cña b·o nhiÖt ®íi vµ cuång phong, sù t¨ng gi¶m ¸p suÊt cã thÓ

lµm n­íc biÓn d©ng cao tíi 1,5m (Carter 1988).

N­íc d©ng do b·o: ë nh÷ng vïng n­íc n«ng, ho¹t ®éng cña giã cã thÓ ®Èy c¸c

khèi n­íc di chuyÓn vµo gÇn bê hoÆc kÐo ra xa bê. Sãng b·o sinh ra do sù kÕt

hîp gi÷a giã vµ khÝ ¸p thÊp, lµm mùc n­íc ven bê cã thÓ d©ng cao mét vµi mÐt,

g©y ngËp lôt c¸c vïng ven biÓn. C¬ quan cøu hé Liªn bang Mü (FEMA) x¸c ®Þnh

mùc lò cã thÓ x¶y ra t¹i c¸c khu vùc ven biÓn, trong ®ã bao gåm sù d©ng cao mùc

n­íc do sãng b·o víi chu kú trë l¹i 100 n¨m. Víi nh÷ng tr­êng hîp mùc n­íc

d©ng kh«ng ®¸ng kÓ, c¸c b¶n ®å phßng chèng thiªn tai vÉn nªn th­êng xuyªn

®­îc cËp nhËt (National Research Council 1987). Nh­ vËy, ngoµi søc giã, ¶nh

h­ëng sãng b·o cã thÓ lµm mùc m­íc ven bê bÞ d©ng cao t¹m thêi tíi hµng chôc

centimÐt. Nh÷ng ph©n tÝch dù b¸o vÒ ®é cao cña sãng sÏ ®­îc tr×nh bµy chi tiÕt

trong phÇn EM 1110-2-1412.

B¶ng 2-4: Nh÷ng kho¶n tiÒn b¶o hiÓm thiªn tai lín mµ c¸c c«ng ty b¶o hiÓm Mü ph¶i chi tr¶ tõ

n¨m 1938 ®Õm n¨m 1992

Thêi gian Thiªn tai (vïng vµ c¸c khu vùc chÞu ¶nh h­ëng lín) ThiÖt h¹i tÝnh b»ng tiÒn (triÖu ®« la)

8/1992 C¬n cuång phong Andrrew (Florida, Louisiana) 16.500

9/1989 C¬n cuång phong Hugo (S.Carolina) 4.195

3/1993 B·o mïa ®«ng (24 bang, ®íi ven biÓn California) 1.750

10/1991 Oakland, CA 1.700

9/1992 C¬n cuång phong Iniki (Hawaiian Is) 1.600

10/1989 Loma Prieta, Ca, §éng ®Êt 960

12/1983 B·o mïa ®«ng, 41 bang 880

4-5/1992 Los Angeles 775

4/1992 Gios, m­a ®¸, lèc xo¸y, b·o, ngËp lôt (Texas vµ

Oklahoma)

760

9/1979 C¬n cuång phong Frederic (Long Island, Rhode Island) 753

9/1938 C¬n cuång phong Great New England (Long Island,

Rhode Island, Connecticut, Massachusett)

400

Nguån : thêi b¸o New york, 28/12/1993

H×nh 2-14: H­íng ®i cña c¸c c¬n b·o nhiÖt ®íi trªn thÕ giíi (Cole 1980)

B¶ng 2-5: Quy m« c­êng ®é Saffir-Simpson

Sè kiÓu ¸p suÊt trung

t©m (mllibar)

Tèc ®é giã

(mile/giê)

Tèc ®é giã

(m/gi©y)

Søc b·o

(ft)

Søc b·o

(m)

Møc ph¸ hñy

1 ≥ 980 74 – 95 33 – 42 4 – 5 ~ 1.5 RÊt nhá

2 965 – 979 96 – 110 13 – 49 6 – 8 ~ 2 – 2.5 Trung b×nh

3 945 – 964 11 – 130 50 – 58 9 – 12 ~ 2.6 – 3.9 M¹nh

4 920 – 944 131 – 155 59 – 69 13 – 18 ~ 4 – 5.5 RÊt m¹nh

5 < 920 > 155 > 69 > 18 > 5.5 G©y th¶m

häa

Nguån Hsu (1998) vµ Simpson, Riehl (1981)

(6) B·o ngo¹i nhiÖt ®íi

B·o ngo¹i nhiÖt ®íi lµ nh÷ng c¬n lèc liªn quan ®Õn sù di chuyÓn cña front

khÝ ë nh÷ng vïng vÜ ®é cao vµ trung b×nh (Hsu 1988).

MÆc dï c¸c trËn cuång phong ®æ bé vµo bê biÓn §¹i T©y D­¬ng cña nuíc Mü

®Òu lµ nh÷ng c¬n b·o m¹nh nh­ng c¸c c¬n b·o cùc nhiÖt ®íi x¶y ra vÉn yÕu h¬n,

tuy nhiªn chóng vÉn cã kh¶ n¨ng ph¸ hñy tµu thuyÒn, g©y xãi lë bê vµ ¶nh

h­ëng ®Õn tÝnh m¹ng con ng­êi, tªn th­êng gäi lµ b·o mïa ®«ng hoÆc b·o ®«ng

b¾c. Nh÷ng c¬n b·o nµy rÊt khã x¸c ®Þnh, tèc ®é giã cña chóng còng kh«ng lín

b»ng c¸c c¬n cuång phong, chóng di chuyÓn kh¸ chËm v× vËy th­êng sinh ra

nh÷ng con sãng cao v­ît qóa ®é cao cña c¸c con sãng do b·o nhiÖt ®íi (Dolan vµ

Davis 1992).

(a) PhÇn lín c¸c c¬n b·o ®«ng b¾c xuÊt hiÖn ë vïng biÓn §¹i T©y D­¬ng vµo

th¸ng 12 cho tíi th¸ng 4. Theo nh÷ng nghiªn cøu cña Dolan vµ Davis (1992) vÒ

lÞch sö b·o cùc nhiÖt ®íi, c¸c c¬n b·o x¶y ra vµo kho¶ng th¸ng 10 vµ th¸ng giªng

t¹i vïng bê ®«ng b¾c lµ nh÷ng c¬n b·o m¹nh nhÊt.

b) Th¸ng 10 n¨m 1991 c¬n b·o ®«ng b¾c cã tªn gäi lµ b·o Halloween x¶y ra ë

vïng bê biÓn §¹i T©y D­¬ng ®­îc biÕt ®Õn lµ mét c¬n b·o ngo¹i nhiÖt ®íi cã søc

ph¸ hñy lín nhÊt. Vµo ngµy 30 th¸ng 10, mét luång kh«ng khÝ ¸p suÊt thÊp ch­a

tõng cã 972mb ®· trµn vµo vïng bê biÓn víi søc giã 40-60knot vµ thæi liªn tôc

kh«ng ngõng trong suèt 48 tiÕng ®ång hå khiÕn biÓn ®éng m¹nh, n­íc d©ng tµn

ph¸ nhiÒu khu vùc réng lín (Dolan vµ Davis 1992). Mét c¬n b·o næi tiÕng kh¸c lµ

Ash Wednesday x¶y ra vµo n¨m 1962 ®· c­íp ®i sinh m¹ng cña 33 ng­êi vµ g©y

nhiÒu thiÖt h¹i lín vÒ tµi s¶n.

(c) §Çu n¨m 1983, vïng bê biÓn phÝa nam cña California ®· chÞu sù c«ng

ph¸ cña mét c¬n b·o lín ch­a tõng x¶y ra trong vßng 100 n¨m, toµn bé vïng bê

biÓn ®· bÞ ph¸ hñy vµ xãi lë m¹nh mÏ. §óng vµo thêi ®iÓm x¶y ra c¬n b·o, th¸ng

1 n¨m 1983 còng lµ thêi kú triÒu lªn khiÕn c¸c v¸ch biÓn ë SanDiego bÞ lïi s©u

vµo lôc ®Þa tíi 5m. Theo lËp luËn cña Kuhn vµ Shepard (1984), nguyªn nh©n

chÝnh dÉn ®Õn sù biÕn ®æi thêi tiÕt bÊt th­êng nµy lµ do ¶nh h­ëng cña ho¹t

®éng phun trµo cña nói löa El Chichon ë b¸n ®¶o Yucatan vµo th¸ng 3 n¨m 1982

vµ ®©y lµ c¬n b·o lín nhÊt kÓ tõ n¨m 1884.

(d) Vµo thêi gian ®ã, nh÷ng th«ng tin dù b¸o thêi tiÕt vÒ ¶nh h­ëng cña b·o

ngo¹i nhiÖt ®íi cßn rÊt h¹n chÕ do thiÕu c¸c ph­¬ng tiÖn kü thuËt hiÖn ®¹i. V×

vËy, viÖc dù b¸o c¸c c¬n b·o xa lu«n lµ mét yªu cÇu tÊt yÕu ®Ó phôc vô cho

nh÷ng c«ng t¸c qu¶n lý vµ quy ho¹ch ®íi bê, phßng chèng thiªn tai vµ b¶o vÖ tµi

s¶n vµ sinh m¹ng con ng­êi.

c. C¸c yÕu tè sinh häc

§íi ven bê lµ khu vùc diÔn ra nhiÒu ho¹t ®éng sèng cña sinh vËt. C¸c ho¹t

®éng nµy cã thÓ gi÷ vai trß quan träng trong cÊu t¹o ®Þa chÊt cña mét vµi khu

vùc, song còng cã thÓ ch¼ng cã ý nghÜa g× ë mét vµi khu vùc kh¸c. VÝ dô sù ph¸t

triÓn cña c¸c r¹n san h« ven bê võa b¶o vÖ bê biÓn võa më réng bê hay ho¹t ®éng

sèng cña nh÷ng tæ chøc sinh vËt ë ch©n v¸ch cã thÓ lµm ph¸ hñy c¸c v¸ch biÓn.

Mét sè loµi sinh vËt kh¸c do cã cÊu t¹o x­¬ng lµ canxi khi chÕt x¸c cña chóng trë

thµnh nguån trÇm tÝch vôn cung cÊp cho c¸c qóa tr×nh trÇm tÝch ven bê, ®«i khi

chóng trë thµnh nguån trÇm tÝch chÝnh cho c¸c ho¹t ®éng trÇm tÝch ngay t¹i khu

vùc ®ã. Ngoµi ra sù cã mÆt cña c¸c loµi thùc vËt nh­ rong, t¶o, cá biÓn còng gãp

phÇn x©y dùng vµ b¶o vÖ bê biÓn nhê kh¶ n¨ng l­u gi÷ vµ æn ®Þnh trÇm tÝch cña

chóng. ë c¸c vïng ®Êt ngËp n­íc hay vïng cöa s«ng ven biÓn, sù ph¸t triÓn cña

c¸c loµi thùc vËt thñy sinh ®· trë thµnh c¸c bÉy trÇm tÝch mÞn, c¶n trë qóa tr×nh

di chuyÓn trÇm tÝch vµ lµm lÊp ®Çy thñy vùc (nÕu cã sù c©n b»ng æn ®Þnh gi÷a

nguån cung cÊp trÇm tÝch vµ sù biÕn ®æi cña mùc n­íc biÓn). §Æc biÖt, sù xuÊt

hiÖn cña mét sè loµi t¶o cã kÝch th­íc lín cã thÓ trë thµnh nguyªn nh©n g©y ra

xãi lë vµ lµm di chuyÓn c¸c vËt liÖu h¹t th« nh­ cuéi, sái. Víi c¸c khu bê ®­îc

h×nh thµnh do ho¹t ®éng cña sinh vËt sÏ ®­îc ®Ò cËp cô thÓ ë ch­¬ng 3. Ch­¬ng

4 lµ c¸c qóa tr×nh cöa s«ng, delta do ¶nh h­ëng cña c¸c yÕu tè sinh häc.

2-6. Sù biÕn ®æi cña mùc n­íc biÓn

a. C¸c kh¸i niÖm c¬ b¶n

(1) Kh¸i qu¸t

(a) ë ®íi bê, nh÷ng biÕn ®æi mùc n­íc cã ¶nh h­ëng rÊt lín ®Õn cÊu t¹o ®Þa

chÊt, c¸c hÖ sinh th¸i ven bê vµ c¸c vïng d©n c­ ven biÓn. Qu¸ tr×nh d©ng cao

liªn tôc cña mùc n­íc trong thêi gian dµi lu«n lµ nguyªn nh©n g©y ra xãi lë vµ

ph¸ hñy ®­êng bê. C¸c kÕt qña nghiªn cøu, dù b¸o n­íc d©ng cã ý nghÜa rÊt lín

®èi víi ho¹t ®éng ph¸t triÓn ®íi bê bao gåm c¸c dù ¸n kinh tÕ, thiÕt kÕ c«ng tr×nh

cÇu c¶ng vµ giao th«ng hµng h¶i.

(b) RÊt nhiÒu c¸c ®Æc ®iÓm ®Þa m¹o ®íi bê hiÖn ®¹i lµ s¶n phÈm cña qóa

tr×nh d©ng cao “®¼ng tÜnh” mùc n­íc trong kú Holocen do sù Êm lªn cña khÝ hËu

vµ b¨ng tan. Nh÷ng biÕn ®æi cña mùc n­íc biÓn trong c¸c thêi kú ®Þa chÊt kh¸c

nhau lµ kÕt qu¶ cña c¸c qóa tr×nh biÕn ®æi khèi l­îng n­íc ®¹i d­¬ng, h×nh d¹ng

cña ®¸y ®¹i d­¬ng, t¸ch d·n lôc ®Þa vµ h×nh thµnh lôc ®Þa míi.

(c) C¸c nghiªn cøu vÒ mùc n­íc lu«n lµ chñ ®Ò chÝnh trong c¸c ho¹t ®éng

nghiªn cøu khoa häc thuéc lÜnh vùc h¶i d­¬ng vµ c«ng nghiÖp dÇu khÝ. Nh­

chóng ta ®· biÕt, ®a sè c¸c tr¹m quan tr¾c khÝ t­îng h¶i v¨n ®Òu n»m ë c¸c quèc

gia ven biÓn cã nÒn c«ng nghiÖp ph¸t triÓn nh­ B¾c b¸n cÇu, v× vËy qóa tr×nh

nghiªn cøu nh÷ng biÕn ®æi cña mùc n­íc biÓn vµ ®¹i d­¬ng trªn toµn thÕ giíi bÞ

h¹n chÕ (®iÒu nµy ®· diÔn ra trong tr­íc thÕ kû). §Ó hiÓu thªm vÒ vÊn ®Ò nµy,

chóng t«i giíi thiÖu tíi b¹n ®äc cuèn s¸ch cña Emery vµ Aubrey (1991) víi tiªu

®Ò “ Mùc n­íc biÓn, ®é cao cña lôc ®Þa vµ c¸c tr¹m quan tr¾c”. Ngoµi ra, c¸c b¹n

cã thÓ t×m thÊy c¸c b¶ng thñy triÒu ®­îc lÊy tõ c¸c tr¹m quan tr¾c cña Mü trong

c¸c tuyÓn tËp do Lyles, Hickman vµ Debaugh (1988) thùc hiÖn vµ mét sè tµi liÖu

liªn quan ®Õn sù biÕn ®æi cña mùc n­íc biÓn trªn toµn thÕ giíi trong thêi kú

Holocen do Pirazzoli (1991) xuÊt b¶n. TËp hîp bµi viÕt vÒ sù dao ®éng cña mùc

n­íc vµ ¶nh h­ëng cña nã tíi vïng bê ®­îc Nummedal, Pilkey vµ Howard (1987)

xuÊt b¶n. C¸c vÊn ®Ò liªn quan ®Õn c«ng nghÖ, sù thay ®æi khÝ hËu, mùc n­íc

biÓn, khÝ CO2 trong khÝ quyÓn ®Òu ®­îc Héi nghiªn cøu Quèc gia xuÊt b¶n

thµnh s¸ch vµo c¸c n¨m 1987 vµ 1983. C¸c ph­¬ng ph¸p tÝnh to¸n vµ dù b¸o vÒ

sù biÕn ®æi cña mùc n­íc biÓn ®­îc Houston xuÊt b¶n n¨m 1993.

(2) Mét sè kh¸i niÖm

Sù biÕn ®æi cña mùc n­íc biÓn lu«n lµ mét vÊn ®Ò phøc t¹p v× vËy ®Ó hiÓu râ

®­îc b¶n chÊt cña vÊn ®Ò nµy, chóng ta cÇn ph¶i biÕt hai kh¸i niÖm sau:

(a) Dao ®éng ®Þa tÜnh cña mùc n­íc biÓn lµ c¸c dao ®éng x¶y ra do sù biÕn

®æi thÓ tÝch cña ®¹i d­¬ng vµ khèi l­îng n­íc trong ®¹i d­¬ng (Sahagian vµ

Holland 1991). §Ó x¸c ®Þnh, ng­êi ta dùa vµo viÖc tÝnh to¸n sù chªnh lÖch gi÷a

bÒ mÆt n­íc ®¹i d­¬ng víi mét mèc chuÈn theo hÖ thèng quy uíc toµn cÇu. §©y

lµ mét th¸ch thøc v× vÞ trÝ c¸c mèc chuÈn chØ nh¹y c¶m víi nh÷ng biÕn ®æi cña

®¹i d­¬ng vÒ thÓ tÝch n­íc biÓn vµ thÓ tÝch d¹i d­¬ng. V× vËy víi nh÷ng vïng cã

ho¹t ®éng kiÕn t¹o m¹nh, viÖc ®o ®¹c mùc n­íc ®Þa tÜnh lµ kh«ng thÝch hîp do

th­êng xuyªn cã c¸c chuyÓn ®éng th¼ng ®øng cña tr¸i ®Êt (Mariolakos, 1990).

KÕt qña quan tr¾c thñy triÒu t¹i c¸c tr¹m ®o ë nh÷ng khu vùc æn ®Þnh cho thÊy

kho¶ng dao ®éng cña mùc n­íc ®Þa tÜnh lµ tõ 15-23cm/ thÕ kû (Barnett, 1984).

(b) Dao ®éng t­¬ng ®èi cña mùc n­íc biÓn lµ nh÷ng dao ®éng liªn quan ®Õn

sù chªnh lÖch gi÷a mùc n­íc ®¹i d­¬ng víi bÒ mÆt lôc ®Þa t¹i mét khu vùc nµo

®ã. Trong tù nhiªn, c¶ lôc ®Þa vµ biÓn ®Òu chuyÓn ®éng t­¬ng ®èi so víi mÆt

Geoid (mÆt trung b×nh cña tr¸i ®Êt), v× vËy viÖc x¸c ®Þnh dao ®éng t­¬ng ®èi cña

mùc n­íc dùa vµo c¸c tr¹m quan tr¾c thñy triÒu th­êng thiÕu chÝnh x¸c do b¶n

th©n chóng còng bÞ n©ng lªn hoÆc h¹ xuèng. Trong tr­êng hîp, nÕu biÓn vµ lôc

®Þa ®Òu chuyÓn ®éng n©ng theo cïng mét tØ lÖ th× c¸c tr¹m quan tr¾c sÏ kh«ng

biÓu hiÖn ®­îc nh÷ng dao ®éng cña mùc n­íc. Ngoµi ra dùa vµo c¸c dÊu hiÖu

kh¸c nh­ vÕt tÝch cña ®­êng bê cæ ng­êi ta cã thÓ x¸c ®Þnh ®­îc d¹ng dao ®éng

nµy.

(3) C¸c nguyªn nh©n g©y ra biÕn tr×nh cña mùc n­íc

(a) Nh÷ng biÕn ®æi ng¾n h¹n th­êng phô thuéc vµo mét sè c¸c yÕu tè thêi

tiÕt vµ h¶i d­¬ng nh­ thñy triÒu, dßng ch¶y trong ®¹i d­¬ng, dßng ch¶y trªn lôc

®Þa, b¨ng tuyÕt vµ c¸c biÕn ®æi vi khÝ hËu vµ c¶ nh÷ng thay ®æi vÒ ®é dèc cña bÒ

mÆt lôc ®Þa do ¶nh h­ëng cña ®éng ®Êt hay nói löa. “Giai ®o¹n ng¾n” ë ®©y lµ

qu·ng thêi gian chóng ta cã thÓ quan s¸t vµ nhËn biÕt ®­îc nh÷ng biÕn ®æi

th«ng th­êng nh­ d©ng cao hay h¹ thÊp cña mùc n­íc trong vßng 10 hoÆc 25

n¨m. §©y ®­îc xem lµ vÊn ®Ò cùc kú quan träng ®èi víi c¸c nhµ qu¶n lý vµ quy

ho¹ch ®íi bê v× mèi quan t©m hµng ®Çu cña hä bao giê còng lµ tuæi thä vaif chôc

n¨m cña dù ¸n, nªn viÖc dù ®o¸n ®­îc tiÕn tr×nh biÕn ®æi cña mùc n­íc sÏ gióp

hä l­êng tr­íc c¸c rñi ro trong kÕ ho¹ch x©y dùng.

(b) Nh÷ng biÕn ®æi theo thêi gian dµi th­êng diÔn ra kh¸ chËm ch¹p trong

kho¶ng hµng ngh×n ®Õn hµng triÖu n¨m do ¶nh h­ëng cña c¸c yÕu tè ®Þa chÊn,

kiÕn t¹o, trÇm tÝch, b¨ng hµ, khÝ hËu vµ h¶i d­¬ng x¶y ra trªn quy m« lín.

Ch¼ng h¹n, trong thêi kú b¨ng hµ, c¸ch ®©y chõng 15.000 n¨m, mùc n­íc biÓn

®· bÞ h¹ xuèng rÊt thÊp so víi b©y giê tõ 100-130m (h×nh 2-15). Nh÷ng vÕt tÝch

®­êng bê cæ vµ c¸c vïng ®ång b»ng ven biÓn trong giai ®o¹n ®ã ®Õn nay vÉn cßn

cã thÓ t×m thÊy ë c¸c vÞ trÝ ®é s©u kh¸c nhau trªn r×a lôc ®Þa (Suter vµ Berryhill,

1985). NhiÒu thay ®æi lín kh¸c còng ®· ®­îc ghi nhËn qua c¸c thêi kú ®Þa chÊt

kh¸c nhau (Payton, 1977).

(c) B¶ng 2-6 lµ c¸c thèng kª vÒ nh÷ng yÕu tè g©y t¸c ®éng tíi biÕn tr×nh cña

mùc n­íc theo c¸c quy m« thêi gian kh¸c nhau. Néi dung chi tiÕt sÏ ®­îc tr×nh

bµy thªm ë c¸c phÇn tiÕp theo.

b. C¸c nguyªn nh©n g©y ra sù dao ®éng mùc n­íc ng¾n h¹n

(1) Dao ®éng theo mïa

(a) PhÇn lín c¸c dao ®éng mùc n­íc ng¾n h¹n x¶y ra theo mïa, ë nhiÒu n¬i

chóng cã thÓ dao ®éng trong kho¶ng tõ 10-30cm (trong nh÷ng tr­êng hîp ®Æc

biÖt nh­ ë vÞnh Bengal mùc n­íc biÕn ®æi tíi 100cm) (Komar vµ Enfield, 1987).

T¹i c¸c vïng cöa s«ng vµ cöa s«ng ven biÓn, nh÷ng dao ®éng mùc n­íc theo mïa

lµ rÊt dÔ nhËn thÊy. Do sù thay ®æi cña dßng ch¶y s«ng vµo c¸c mïa trong n¨m,

h¬n 21% biÕn ®éng mùc n­íc hµng n¨m chÞu ¶nh h­ëng chÝnh cña nguyªn nh©n

nµy (Meade vµ Emery, 1971). So víi mùc n­íc d©ng ®Þa tÜnh ë ®¹i d­¬ng cã thÓ

®¹t tíi 20cm/thÕ kû. C¸c yÕu tè khÝ hËu cßn lµ mét trong nh÷ng t¸c nh©n chÝnh

g©y ra qóa tr×nh xãi lë bê hµng n¨m (Komar vµ Enfield, 1987).

(b) Trong thùc tÕ, nhiÒu khu vùc trªn thÕ giíi cã mùc n­íc biÓn h¹ thÊp vµp

mïa xu©n vµ d©ng cao vµo mïa thu. ViÖc ph©n t¸ch tõng yÕu tè cã t¸c ®éng ®Õn

biÕn tr×nh hµng n¨m cña mùc n­íc lµ rÊt khã v× ®a sè c¸c c¬ chÕ ®iÒu khiÓn ®­îc

h×nh thµnh ®Òu diÔn ra liªn kÕt vµ ®ång pha víi nhau. Tuy nhiªn, sù biÕn thiªn

cña ¸p suÊt khÝ quyÓn vÉn lµ yÕu tè cã ¶nh h­ëng lín ®Õn biÕn tr×nh mùc n­íc

hµng n¨m (Komar vµ Enfield, 1987).

(2) Bờ biển phía tây của Bắc Mỹ

(a) Vùng bờ biển phía tây của Bắc Mỹ là khu vực có mực nước biển biến đổi

khá mạnh và phức tạp. Những dao động ngắn hạn thường liên quan tới điều kiện

môi trường biển, trong đó có hoạt động El Nino ở Nam bán cầu. Hiện tượng này

xuất hiện theo chu kỳ khi gió mậu dịch ở nam Thái Bình Dương suy giảm và gây

ra hiệu ứng thuỷ triều giả tạo thành luồng nước ấm tiến về phía đông khiến mực

nước tại các vùng bờ biển phía tây của Mỹ dâng lên. Thông thường hiệu ứng này

chỉ tạo ra những biến đổi nhỏ vài cm, nhưng đôi khi cũng gặp tình huống nước

biển dâng khá cao tới 35 cm như năm 1982 – 1983 ở Newport, OR (Komar,

1992). Mặc dù đây là yếu tố không có những ảnh hưởng lớn đến những biến đổi

có tính thường xuyên về địa chất, nhưng các công trình sư hay nhà hoạch định

chính sách ven bờ lại phải tính đến những tác động tiềm tàng của chúng

(b) Những cơn bão mùa đông xảy ra ở vùng bờ biển tây bắc Thái Bình Dương

vào thời điểm xuất hiện thủy triều có thể đẩy mực nước lên cao tới hơn 3,6m.

Chẳng hạn như cơn bão mạnh năm 1983 đã làm mực nước vượt trên mức dự báo

60cm.

H×nh 2-15 : §å thÞ biÓu diÔn sù dao ®éng mùc n­íc trong Pleistocen vµ Holocen (Nguån sè liÖu

cña Dillon vµ Oldale, 1987

B¶ng 2.6: Nh÷ng biÕn ®æi mùc n­íc ë vïng ven bê

Nh÷ng nguyªn nh©n g©y ra dao ®éng mùc n­íc

ng¾n hạn

Quy m« thêi gian

(P = chu kú)

§é dao ®éng (tÝnh theo

ph­¬ng th¼ng ®øng1)

C¸c yÕu tè biÕn ®æi theo chu kú

Thiªn v¨n häc (thñy triÒu)

Thñy triÒu chu kú dµi Chu kú 6 – 12 giê 0.2 – 10m

Dao ®éng tuÇn hoµn (hiÖu øng Chandler) Chu kú 14 th¸ng

C¸c yÕu tè khÝ t­îng, h¶i v¨n

¸p suÊt khÝ quyÓn

Tèc ®é giã (sãng b·o) 1 – 5 ngµy XÊp xØ 5m

Mùc ®é bay h¬i, kÕt tña Vµi ngµy – vµi tuÇn

§Þa h×nh ®¸y (t¸c ®éng ®Õn tØ träng cña n­íc vµ dßng

ch¶y)

Vµi ngµy – vµi tuÇn XÊp xØ 1m

¶nh h­ëng cña El Nino vïng nam b¸n cÇu 6 th¸ng theo chu kú 5 – 10

n¨m/ 1 lÇn

XÊp xØ 60cm

C¸c yÕu tè khÝ hËu theo mïa

Sù ®ång ®Òu cña khèi n­íc trong c¸c ®¹i d­¬ng vµo

c¸c mïa kh¸c nhau (§¹i T©y D­¬ng, Th¸i B×nh D­¬ng,

Ên §é D­¬ng)

Sù biÕn ®æi ®é dèc cña ®Þa h×nh ®¸y ®¹i d­¬ng theo

mïa

¶nh h­ëng cña lò lôt ë th­îng nguån vµ dßng ch¶y

cña c¸c con s«ng trong lôc ®Þa

2 th¸ng 1m

Nh÷ng thay ®æi cña mËt ®é n­íc theo mïa (nhiÖt ®é vµ

®é mÆn)

6 th¸ng 0.2m

Thñy triÒu gi¶ Vµi phót – vµi giê

§éng ®Êt

Sãng thÇn (g©y ra c¸c con sãng lín, chuyÓn ®éng

nhanh)

Vµi giê

BiÕn ®æi ®ét ngét ®é cao mÆt ®Êt Vµi phót

Nh÷ng nguyªn nh©n g©y ra dao ®éng mùc n­íc trong

thêi gian dµi

Quy m« t¸c ®éng

Lín (L), nhá (N)

Tèc ®é biÕn ®æi (tÝnh

theo ph­¬ng th¼ng

®øng)

Thay ®æi thÓ tÝch ®¸y ®¹i d­¬ng

Ho¹t ®éng kiÕn t¹o m¶ng vµ t¸ch d·n (t¸ch d·n hay

hót ch×m) vµ nh÷ng biÕn ®æi ®é cao ®¸y biÓn (do ho¹t

®éng cña nói löa ngÇm)

L

0.01mm/n¨m

Qóa tr×nh l¾ng ®äng trÇm tÝch biÓn L < 0.01mm/nam

Thay ®æi khèi l­îng n­íc trong ®¹i d­¬ng

HiÖn t­îng ®ãng b¨ng trong lôc ®Þa L 10mm/n¨m

C¸c dßng ch¶y ngÇm trong lôc ®Þa L

Kh¶ n¨ng chøa vµ tho¸t n­íc cña c¸c thñy vùc trong

lôc ®Þa

L

Sù n©ng cao vµ h¹ thÊp cña bÒ mÆt tr¸i ®Êt (c¸c hiÖn

t­îng ®¼ng tÜnh)

HiÖn t­îng ®¼ng tÜnh nhiÖt (c¸c biÕn ®æi nhiÖt ®é/ tØ

träng trong lßng ®Êt)

N

HiÖn t­îng b¨ng hµ (®ãng b¨ng vµ tan b¨ng) N 1cm/n¨m

HiÖn t­îng thñy v¨n (l­u tr÷ vµ tho¸t) N

HiÖn t­îng nói löa (x©m nhËp macma) N

HiÖn t­îng trÇm tÝch (l¾ng ®äng vµ bµo mßn) N <4mm/n¨m

Ho¹t ®éng kiÕn t¹o (n©ng tråi, sôt lón)

C¸c chuyÓn ®éng ngang vµ th¼ng ®øng cña líp vá tr¸i

®Êt (do c¸c ®øt g·y)

N 1 – 3mm/n¨m

§é nÐn Ðp cña trÇm tÝch

D¹ng khèi ®Æc xÝt N

D¹ng rçng v× mÊt n­íc (do khai th¸c dÇu má vµ n­íc

ngÇm)

N

D¹ng bë rêi do ®éng ®Êt N

Nh÷ng biÕn ®æi so víi mÆt Geoid cña tr¸i ®Êt

Sù ®ét biÕn trong c¸c líp thñy quyÓn, quyÓn mÒn vµ

ranh giíi tiÕp gi¸p gi÷a Manti víi nh©n tr¸i ®Êt

N

Sù thay ®æi trong chuyÓn ®éng quay cña tr¸i ®Êt, trôc

quay vµ ®iÓm ph©n thu

L

Nh÷ng biÕn ®æi vÒ lùc n»m bªn ngoµi tr¸i ®Êt L

1 Đây chỉ là các giá trị ước tính vì còn có rất nhiều quá trình tương tác xảy ra đồng thời, do đó

không thể bóc tách riêng rẽ mức độ tác động của từng yếu tố trong khi một số yếu tố thậm chí còn rất

khó ước đoán được giá trị dao động này. (Nguồn: Emery và Aubrey (1991); Gornitz và Lebedeff

(1987); Komar và Enfield (1987).

(3) Sự biến đổi đột ngột về độ cao mặt đất

Động đất là loại sóng chấn động sinh ra do sự dịch chuyển đột ngột của các

khối vỏ Trái đất. Một ví dụ điển hình là trận động đất lớn xảy ra ở Alaska năm

1964, khi đó độ cao đường bờ đã bị biến đổi mạnh mẽ từ nâng lên 10m đến hạ

xuống 2m (Hicks,1972; Plafker và Kachadoorian,1966).

(4) Nhiệt độ nước đại dương

Những thay đổi nhiệt độ của lớp nước mặt là nguyên nhân gây ra sự biến đổi

về mật độ và thể tích nước. Khi nhiệt độ giảm, mật độ nước biển tăng, thể tích của

chúng giảm và mực nước bị hạ xuống. Khi nhiệt độ tăng, qúa trình này sẽ xảy ra

ngược lại. Tuy nhiên, sự biến thiên nhiệt độ của nước biển và đại dương không

đơn giản chỉ phụ thuộc vào lượng bức xạ mặt trời mà trước hết liên quan đến

những biến đổi của gió và dòng chảy trong đại dương.

(5) Các dòng hải lưu

Do những biến đổi mật độ nước trong dòng chảy, tồn tại một độ dốc của bề

mặt biển ở góc phải theo hướng của dòng chảy. Kết quả phần bắc bán cầu, độ cao

phía bên phải dòng tăng lên (theo hướng xuôi dòng), nhưng ở nam bán cầu độ cao

phía trái dòng tăng lên. Chẳng hạn sự chênh lệch độ cao của dòng hải lưu Gulf

Stream là trên 1m (Emery và Aubrey, 1991). Ngoài ra, ở vùng ven bờ có thể xuất

hiện những dòng nước trồi đưa khối nước lạnh từ dưới xâm nhập lên trên bề mặt

khiến thể tích của lớp nước mặt giảm do mật độ tăng và mực nước trong khu vực

bị hạ xuống.

c. Những nguyên nhân dài hạn gây ra dao động của mực nước

(1) Tính bất ổn định kiến tạo

Sự biến đổi chậm chạp và không đồng đều về độ cao giữa các khu vực nằm dọc

theo rìa lục địa phía tây nước Mỹ đã ảnh hưởng đến sự biến đổi dài hạn của mực

nước. Nguyên nhân chính là sự nâng lên và hạ xuống với tốc độ khác nhau ở

những khu bờ khác nhau. Ví dụ sự nâng lên ở phần bờ phía nam và sự hạ xuống

của phần bờ phía bắc của Oregon đã tạo ra sự chênh lệch độ cao giữa hai khu bờ

so với mực nước biển (Komar,1992).

(2) Sự biến động đẳng tĩnh

Sự cân bằng đẳng tĩnh là quá trình cân bằng trọng lực của lớp vỏ trái đất khi

xuất hiện một lực tác động bất kỳ (Emery và Aubrey, 1991).Qúa trình này xảy ra

nhờ sự nâng lên và hạ xuống của vỏ trái đất để điều chỉnh sự mất cân bằng trọng

lực.

(a) Một trong những chuyển động đẳng tĩnh nhanh nhất và phổ biến nhất

trong địa chất là hiện tượng sụt lún do tạo băng và sự giãn nâng trở lại khi băng

tan. Ví dụ sự hạ lún của lớp vỏ trái đất trrong thời kỳ băng hà Pleitocen ở Alaska

và Scandinavia hay sự nâng trồi ở một vài nơi thuộc vùng bờ biển Alaska (như

Juneau) với tốc độ hơn 1cm/năm (dựa theo số liệu đo thuỷ triều) (H.2.16) (Lyles,

Hickman, và Debaugh,1988).

(b) Sự cân bằng đẳng tĩnh còn phụ thuộc vào qúa trình lắng đọng và tích tụ

trầm tích trên thềm lục địa và ở vùng châu thổ. Theo tính toán, lượng trầm tích

lắng đọng ở thềm lục địa khoảng chừng 4mm/năm, nhưng ở các bãi bồi cửa sông

tốc độ bồi tích cao hơn rất nhiều lần (Emery và Aubrey, 1991).

(3) Mức độ nén ép trầm tích

(a) Qúa trình nén ép diễn ra khi các trầm tích bở rời liên kết với nhau thành

khối đặc hoặc bị nén ép bởi các tầng trầm tích nằm bên trên hoặc mất nước do bay

hơi, do qúa trình khai thác các chất lỏng trong lòng đất (thường là tác động của

con người).

(b) Các hoạt động khai thác nước ngầm và dầu mỏ là một trong những

nguyên nhân chính gây nén ép trầm tích trên quy mô lớn. Người ta đã đo được

mức độ hạ lún của trầm tích ở Long Beach, CA là 8m và ở Houston-Freeport trên

20m (Emery và Aubrey, 1991). Theo các số liệu đo thủy triều cho thấy tốc độ

dâng mực nước biển hàng năm ở Galveston là 0,6 cm/năm (H.2.17) (Lyles,

Hickman, và Debaugh,1988). Cũng do việc khai thác nước ngầm, thành phố

Venice của Italia đã từng bị hạ lún nghiêm trọng và điều này đe dọa đến các công

trình kiến trúc văn hóa của thành phố, nhưng nhờ những khuyến cáo đã được

đưa ra kịp thời nên các hoạt động khai thác đã được ngăn chặn lại (Emery và

Aubrey, 1991).

(c) Qúa trình hạ thấp mặt đất cũng thường xuyên xảy ra ở các châu thổ nơi

tập trung một lượng lớn trầm tích dạng mịn. Vùng châu thổ sông Missisipi là một

ví dụ tiêu biểu, những năm gần đây vấn đề mất đất đã trở nên nghiêm trọng,

nhiều vùng đất ngập nước ven biển đã bị sạt lở và ngập chìm trong nước biển cùng

với sự nén chặt tự nhiên của các trầm tích châu thổ sét bùn bở rời, sự khai thác

nước ngầm, dầu khí và sự đổi dòng của các nhánh sông đều là những nguyên

nhân góp phần gây sụt lún vùng nam Lousiana. Theo số liệu quan trắc của các

trạm thủy triều ở Eugene Island và Bayou Rigaud cho thấy tốc độ hạ thấp của

Lousiana không ngừng tăng bắt từ năm 1960 (Emery và Aubrey,1991) trong khi

tốc độ dâng của mực nước ở châu thổ Missisipi khoảng 15mm/năm và ở New

Orleans là xấp xỉ 20mm/năm (Frihy, 1992).

Hình 2-16: Đồ thị biểu diễn biến trình mực nước trung b×nh hàng năm ở Juneau, Alaska (1936-

1986). Qua đã cho thấy ảnh hưởng của qóa tr×nh gi·n nở đẳng tĩnh (theo số liệu của Lyles,

Hickman và Debaugh, 1988).

d. Các yếu tố địa chất liên quan đến sự biến đổi của mực nước biển

(1) Sự cân bằng trầm tích và biến đổi mực nước

Qúa trình biến đổi mực nước xảy ra ở các vùng miền khác nhau trên thế giới

luôn phụ thuộc vào một số điều kiện địa chất như thành phần trầm tích, nguồn

cung cấp, cấu tạo bờ và kiến tạo khu vực. Để đơn giản, có thể phân chúng thành

hai nhóm yếu tố: trầm tích và biến đổi mực nước. Vị trí đường bờ là kết quả tổng

hợp của các tác động do biến trình mực nước gây ra (bảng 2.6), đó là vị trí phản

ánh sự cân bằng giữa khả năng cung cấp trầm tích với tốc độ biến đổi của mực

nước (bảng 2.7). Có thể lấy ví dụ trên một nhánh sông chết ở châu thổ Missisipi,

do trầm tích bị nén ép nên mực nước biển dâng lên rất nhanh đồng thời tác động

của sóng gây xói lở bờ liên tục khiến vị trí đường bờ ngày càng bị lùi sâu vào đất

liền (bảng 2.7). Các trường hợp trong bảng 2.7 là những ví dụ mang tính khái

quát vì vậy chúng có thể xuất hiện ở nơi này nhưng không xuất hiện ở nơi khác

do những điều kiện địa chất riêng của khu vực.

(2 Xu hướng phát triển bờ

Theo các số liệu nghiên cứu, trong nhiều thập kỷ qua vùng bờ biển nước Mỹ

thường có xu hướng phát triển đường bờ vào phía đất liền (Ủy ban tư vấn nghiên

cứu Quốc gia, 1987) :

Tốc độ xói mòn trung bình chung (không tính trọng số) là

0,4m/năm.

Phía bờ Đại Tây Dương : 0,8m/năm

Bờ vịnh Mexico:1,8 m/năm(trong đó ở Lousiana, tốc độ xói mòn đạt

giá trị lớn nhất 4,2m/năm)

Phía bờ Thái Bình Dương: ít bị xói mòn hơn và khá bền vững do

phần lớn là các bờ đá cứng

Theo Bird (1976), trong một thế kỷ qua phần lớn các bờ cát trên toàn thế giới

đều có xu hướng ăn sâu vào đất liền, chỉ trừ một vài nơi do có nguồn cung cấp

trầm tích dư thừa từ các nhánh sông hoặc được nâng trồi do hoạt động kiến tạo

mới có đường bờ lấn ra biển.

(3) Các kiểu bờ đặc biệt

(a) Bờ cát. Để dự báo ảnh hưởng của mực nước dâng với các khu bờ kiểu bờ

cát người ta đã đưa ra một số mô hình dự báo khác nhau, trong đó mô hình xây

dựng theo nguyên lý Brunn được sử dụng nhiều nhất (xem chương 3, mục 3-9).

(b) Qúa trình lùi của vách biển. Sự giật lùi của các vách bờ dựng đứng ở Great

Lake, Thái Bình Dương và một số vùng bờ biển của New England và New York

luôn là một vấn đề lớn. Nguyên nhân gây giật lùi vách rất đa dạng, ở Great Lake,

qúa trình này thường xuyên xảy ra do ảnh hưởng của mực nước dâng khiến tốc độ

xói lở bờ tăng lên (Hands, 1983). Nhưng ở nam California, các vách bờ chỉ bị giật

lùi vào những thời điểm nhất định như khi xuất hiện các trận bão mùa đông hay

có sự thất thoát nước ngầm, nước mặt hoặc có hoạt động đứt gãy và động đất xảy

ra (Kuhn và Shepard, 19840). Đối với các vách có cấu tạo là đá kết tinh, do đặc

tính bền vững nên qúa trình giật lùi của chúng diễn ra khá chậm chạp so với kiểu

vách của bờ cát (xem chương 3, mục 3.8).

(c) Đầm lầy và đất ngập nước. Đầm lầy và rừng ngập mặn là hai hệ sinh thái

xuất hiện khá nhiều ở các vùng đới bờ ven vịnh Mexico và bờ Đại Tây Dương.

Đầm lầy có khả năng phát triển theo độ cao của mực nước. Tuy nhiên, khi mực

nước dâng với tốc độ nhanh, mặc dù có khả năng tự sinh ra trầm tích hữu cơ, các

đầm lầy vẫn cần thêm nguồn trầm tích bổ xung từ bên ngoài để có thể theo kịp tốc

độ của mực nước. Mục 3.11, chương 3 chúng tôi sẽ đề cập tới đầm lầy nước mặn,

mục 3.12 là các hệ sinh thái đất ngập nước, rạn san hô và rừng ngập mặn. Nhìn

chung, các hệ sinh thái đều có khả năng tự điều chỉnh với sự dâng cao của mực

nước nếu chúng không bị suy thoái do những hoạt động của con người như phá

rừng, ngăn hồ, xây đập, xả rác, nước thải sinh hoạt và công nghiệp hoặc biến động

mạnh của nguồn trầm tích.

Hình 2-17 : Đồ thị biểu diễn mực nước trung bình hàng năm ở Galveston, Texas (1908-1986).

Qúa trình hạ lún của Galveston là do nguyên nhân khai thác nước ngầm và trầm tích bị nén ép

(nguồn dữ liệu của Lyles, Hickman và Debaugh, 1988)

Bảng 2-7: Mối tương quan giữa nguồn cung cấp trầm tích và sự biến đổi của mực nước

đối với vị trí đường bờ

Sự biến đổi của mực nước biển Mực biển hạ Ổn định Mực biển dâng

Nguồn trầm tích

Nhanh Chậm Chậm Nhanh Khối lượng xói mòn nhanh

Đường bờ không thay đổi

Lùi vào bờ chậm

Lùi vừa phải Lùi nhanh 4 Lùi rất nhanh2

Khối lượng xói mòn chậm

Tiến ra biển nhanh

Không thay đổi Lùi chậm Lùi vừa phải6 Lùi nhanh

Khối lượng xói mòn cân bằng với khối lượng tích tụ (=0)

Tiến vừa phải Tiến chậm Không thay đổi

8

Lùi chậm Lùi vừa phải

Khối lượng tích tụ chậm

Tiến chậm Tiến vừa phải10 Tiến chậm 7 Không thay đổi 3,5

Lùi chậm

Khối lượng tích tụ nhanh

Tiến rất nhanh Tiến nhanh9 Tiến vừa phải Tiến chậm1 Không thay đổi

Các khu vực có đường bờ biển bị biến đổi trong thời gian dài 1. Châu thổ sông Missisipi – có các nhánh sông lưu hoạt động. 2. Châu thổ sông Missisipi – có các nhánh sông đổi dòng. 3. Vùng bờ Panhandle ở Florida, giữa Pensacola và thành phố Panama. 4. Bờ biển của Sargent, Texas. 5. Bờ biển khu vực Trạm Nghiên cứu Thực địa ở Duck, NC 6. Bờ biển của New Jersey. 7. Bờ biển của quần đảo Hawaii – thuộc kiểu bờ san hô và núi lửa. 8. Bờ biển của các đảo thuộc quần đảo Hawaii hiện nay không có hoạt động núi lửa. 9. Bờ biển gần các vùng cửa sông ở Alaska. 10. Đường bờ của Great Lake khi mực nước thấp được duy trì

(Bảng dựa trên một hình vẽ trong tài liệu của Curray, 1964)

e. Các hoạt động kỹ thuật và kinh tế xã hội làm biến đổi mực nước

(1) Dao động dâng địa tĩnh

(a) Khi bắt đầu bước vào xây dựng một dự án kỹ thuật hay quản lý liên quan

đến đới bờ, người thực hiện bao giờ cũng phải chú ý đến sự biến đổi của mực nước

biển ven bờ trong khu vực đó. Trong thập niên gần đây, các phương tiện thông tin

đại chúng thường xuyên đề cập đến vấn đề nóng lên toàn cầu hay “hiệu ứng nhà

kính”, và theo các nhà khoa học hiện tượng này chính là nguyên nhân dẫn đến sự

dâng cao của mực nước biển và sự gia tăng bão lụt ở các vùng duyên hải. Năm

1983, theo khuyến cáo của Ủy ban Bảo vệ Môi trường, lượng khí CO2 có mặt trong

khí quyển có khả năng làm cho mực nước biển sẽ tăng cao từ 0,6 đến 3,5m

(Hoffman, Keyes, và Titus, 1983). Nhưng sau đó, các kết qủa điều tra nghiên cứu

cho thấy rằng tốc độ dâng cao của mực nước đã có xu hướng giảm đi và mức nước

biển địa tĩnh có thể hạ thấp trong tương lai (Houston,1993).

(b) Những dấu vết cho thấy sự biến đổi của mực biển trong thời kỳ Holocene

có thể dễ dàng tìm thấy trong các di chỉ khảo cổ trên những bậc thềm mài mòn và

vật liệu hữu cơ. Dựa vào phương pháp phân tích phóng xạ, Stone và Morgan

(1983) đã xác định được độ dâng cao trung bình của mực nước là 2,4mm/năm trên

cơ sở các mẫu than bùn lấy ở đảo Santa Rosa, vịnh Mexico thuộc Florida, một địa

điểm có kiến tạo ổn định.Tuy nhiên, theo Tanner (1989) việc áp dụng phương

pháp đồng vị phóng xạ để xác định tuổi địa chất không đủ cơ sở phân tích cho việc

xác định những dao động của mực nước cổ.

(c) Trên cơ sở theo dõi nguồn số liệu thủy triều từ nhiều nơi trên thế giới,

Emery và Aubrey (1991) cho rằng không thể kết luận được qúa trình dâng cao địa

tĩnh của mực biển đang tiếp tục, bởi ở nhiều nơi số liệu quan trắc cho thấy mực

nước biển hiện tại có xu hướng dâng, những ở nhiều nơi khác số hiệu quan trắc lại

thể hiện sự hạ thấp của mực nước. Theo họ “thực chất các tín hiệu nhiễu trong dữ

liệu là do những chuyển động kiến tạo và ảnh hưởng của các yếu tố khí tượng hải

văn và điều này tạo điều kiện thuận lợi cho các nghiên cứu về kiến tạo mảng hơn

là tác động ảnh hưởng của khí nhà kính với sự nóng lên của khí quyển, tan chảy

băng và sự dâng cao của mực nước biển” (tr.178).

(d) Tóm lại, những cố gắng của các nhà hoa học trong việc nghiên cứu vấn đề

này hiện vẫn chưa đưa ra được những bằng chứng xác thực về sự dâng cao mực

nước biển địa tĩnh trên toàn cầu. Mặc dù theo tính toán của một số nhà khoa học,

tốc độ dâng trung bình có thể đạt từ 0 đến 3mm/năm, nhưng kết qủa này vẫn bị

nhiều nhà nghiên cứu bác bỏ và không công nhận do chưa đủ độ tin cậy. Vào thời

Holocene muộn những biến đổi mực nước còn diễn ra phức tạp hơn nhiều so với

những gì chúng ta biết hiện nay. Theo Tanner (1989), tồn tại trên đồ thị biểu diễn

mực nước biển “trung bình” sự kết hợp của các nhiễu động do nhiều nguyên nhân

khác nhau. Vì vậy, vấn đề mực nước biển địa tĩnh vẫn là chủ đề còn nhiều tranh

cãi.

(2) Sự biến đổi mực nước biển tương đối

Trung tâm Nghiên cứu mực nước biển thuộc Ủy ban nghiên cứu Quốc gia (Ủy

ban Nghiên cứu Quốc gia, 1987) đã đưa ra một số bằng chứng về sự biến đổi mực

nước biển tương đối. Theo kết qủa thống kê hàng năm, giá trị trung bình của mực

nước biển tương đối tại phần lớn các trạm quan trắc thủy triều nằm ven bờ đều có

xu hướng tăng và theo họ: “Sự tăng cao mực nước biển trung bình luôn là nguy cơ

đe dọa tới các công trình và hoạt động kinh tế ven bờ. Mặc dù sự biến thiên của

mực nước có thể mang tính chất cục bộ và các số liệu thống kê đôi khi không

thống nhất nhưng vẫn cho thấy xu hướng dâng của mực nước tương đối trong

trong thế kỷ qua ở một số khu vực của nước Mỹ như bờ biển phía đông là 30cm,

bờ phía tây là 11cm, trừ khu vực Alaska mực nước có xu hướng giảm do hiện

tượng giãn nở lớp vỏ trái đất khi băng tan. Còn ở khu vực bờ biển ven vịnh

Mexico mực nước lại biến thiên rất mạnh, độ dâng cao từ trên 100cm/thế kỷ ở

nhiều nơi trên đồng bằng châu thổ Missisipi đến 20cm/thế kỷ dọc theo bờ tây

Florida” (tr.123). Đồng thời họ cũng đưa ra những lời khuyến cáo về các hoạt

động quản lý: “Sự gia tăng tốc độ dâng của mực nước đồng nghĩa với nguy cơ xói

lở và xâm thực bờ biển. Tuy nhiên, ở một số vùng bờ biển, hoạt động của con

người mới là nguyên nhân chính gây ra xói lở và xâm thực bờ mạnh và tốc độ này

lớn hơn rất nhiều so với tốc độ tự nhiên. Lấy ví dụ như việc quản lý ngăn sông đắp

đập ở một số nơi do không chặt chẽ đã làm thay đổi dòng chảy dẫn đến sự thiếu

hụt trầm tích nghiêm trọng tại các vùng ven bờ khiến qúa trình xói lở xảy ra

mạnh mẽ. Như vậy, sự dâng cao mực nước sẽ càng thúc đẩy thêm qúa trình này”.

(b) Hình 2.18 thể hiện sự biến đổi mực nước cục bộ ở các vùng bờ biển bao

quanh nước Mỹ (Hội đồng Nghiên cứu Quốc gia, 1987). Các giá trị trên hình mới

chỉ là kết qủa tính toán dựa trên những nguồn số liệu thống kê từ 1940 đến 1980,

vì vậy đây chỉ là những thông tin khái quát mang tính chất tham khảo. Để phục

vụ cho dự án phát triển trong khu vực đới bờ, nguồn số liệu cần được chi tiết hóa,

trong đó bao gồm cả số liệu thủy triều và sóng như trong Lyles, Hickman và

Debaugh (1988). (H.2.16 và H.2.17 là hai ví dụ về số liệu đo đạc thuỷ triều quan

trắc ở các trạm nghiên cứu).

Hình 2-18 : Độ dâng cao của mực nước biển tương đối tại một số vùng bờ của nước Mỹ

(mm/năm) (nguồn Ủy ban nghiên cứu Quốc gia, 1987)

(3) Ý kiến của người thực hiện và các vấn đề về chính sách

(a) Mặc dù vẫn còn nhiều ý kiến tranh cãi xoay quanh vấn đề mực nước biển

địa tĩnh, nhưng đối với các công trình sư hay những các nhà quản lý và lập kế

hoạch đới ven bờ, việc xác định các giá trị biến đổi của mực nước và dự báo mực

nước dâng luôn là yêu cầu hàng đầu trong việc thiết kế các công trình và xây

dựng các dự án liên quan đến đới bờ.

(b) Do các kết qủa đánh giá sự biến đổi của mực nước còn thiếu tính xác thực

nên hiện chưa một phương pháp xác định nào được USACE công nhận. Vì vậy

trong quy chế ER 1105-2-100 (28.12.1990) đối với các công trình sư, USACE đã

nêu rõ:

Khi nghiên cứu tính khả thi của một công trình, người thiết kế cần lựa chọn

những phương án xác định dao động mực nước thích hợp nhất , có độ tin cậy cao,

thể hiện được các giá trị dự báo trong tương lại, chú ý ưu tiên đến tính ứng dụng

trên quy mô rộng và phổ biến hơn là tính tối ưu của phương pháp bởi đôi khi kết

qủa nghiên cứu có thể không phùhợp với sự biến đổi của hoàn cảnh.

Trong các nghiên cứu khả thi mà USACE chịu trách nhiệm việc xem xét khả

năng dâng cao của mực nước ở các vùng ven bờ và cửa sông (tới giới hạn mực nước

triều còn chạm tới ) luôn được coi trọng. Một quy hoạch dự án bao giờ cũng phải

tính tới ảnh hưởng của mực nước cao nhất theo dự báo với các tham số khác nhau.

(4) Ảnh hưởng của mực nước dâng đến cuộc sống của con người

(a) Sự dâng cao của mực nước sẽ làm ngập lụt các vùng dân cư ven biển, đồng

thời làm thất thoát qũy đất, phá hủy các công trình xây dựng và phát sinh bệnh

dịch. Theo thống kê, có khoảng 50% dân số Mỹ sống ở vùng ven biển (số liệu điều

tra dân số năm 1980 theo báo cáo của Emery và Aubrey,1991), và tỷ lệ này

không ngừng tăng. So với một số quốc gia khác như Hà Lan hay Trung Quốc, các

nghiên cứu về biến đổi mực nước biển và những ứng dụng trong công tác quy

hoạch quản lý đới bờ ở Mỹ chỉ mới xuất hiện trong khi vấn đề này đã được hai

quốc gia trên xem xét từ hàng ngàn năm nay (Ủy ban Nghiên cứu Quốc gia,

1987). Có ba biện pháp con người thường sử dụng để chống lại nguy cơ dâng cao

của mực nước biển :

Lùi vào lục địa

Xây dựng đê biển

Tôn nền và đóng cọc

(b) Châu thổ delta là một trong số các vùng nhạy cảm nhất trước ảnh hưởng

của nước biển dâng. Được hình thành từ những tích tụ trầm tích tự nhiên, các

vùng châu thổ tạo nên những vùng đồng bằng ven biển rộng lớn và màu mỡ với

những phần nằm thấp hơn là vùng đầm lầy và rừng ngập mặn. Vì vậy đây cũng là

nơi quy tụ nhiều dân cư nhất, trong điều kiện hiện nay, qúa trình sụt chìm của

nhiều vùng cửa sông đã và đang mang lại những bất lợi lớn cho cư dân ven biển,

chẳng hạn như ở Bangladesh, tốc độ sụt chìm hàng năm của các vùng cửa sông là

10mm/năm hay ở vùng châu thổ sông Nile 2mm/năm. Đó là hai khu vực tập

trung đông dân nhất trên thế giới (Emery và Aubrey,1991) nên ngay cả khi mực

nước biển dâng chậm, tác động của chúng tới các vùng dân cư vẫn rất lớn, vậy làm

thế nào để khống chế những ảnh hưởng đó? Người ta đã nghĩ đến việc xây dựng

hàng ngàn km đê biển để bảo vệ những vùng đất rộng lớn này, nhưng xét trong

hoàn cảnh thực tế ở một số quốc gia như Bangladesh việc xây dựng những công

trình dân dụng ở quy mô lớn dường như qúa tốn kém và không hiện thực bằng

biện pháp di dời dân cư và làng mạc vào sâu trong lục địa (Ủy ban Nghiên cứu

Quốc gia, 1987). Tuy nhiên, với một chi phí lớn cho những giải pháp thiết thực,

Hà Lan đã thành công trong việc khắc phục sự dâng cao của mực nước, giữ vững

quỹ đất để phát triển sản xuất nông nghiệp và mở rộng thành phố.

(c) Giải pháp di dân có thể được thực hiện theo kế hoạch hoặc không theo kế

hoạch hoặc liên tiếp tùy thuộc vào những biến chuyển bất lợi của mực nước (Ủy

ban Nghiên cứu Quốc gia, 1987). Đa số các trường hợp, khi chỗ ở bắt đầu gặp

nguy hiểm, người dân thường tự ý bảo nhau rời đi. Chính quyền bang Texas đã

từng áp dụng biện pháp di dời sau khi cơn bão nhiệt đới Alicia đổ bộ lên đảo

Galveston năm 1983. Việc xây dựng đê chắn hậu được xem là một trong những

cách thức kiểm soát qúa trình biển tiến, tuy nhiên giải pháp này lại có những

khó khăn riêng do việc quyết định vị trí tuyến đê thường bị các nhà đầu tư phản

ứng vì đa số đều muốn các công trình đầu tư nằm sát bờ biển và càng gần bờ càng

tốt.

(d) Theo đánh giá chung của các nhà khoa học, phần lớn các bờ đại dương

trên thế giới đều có nguy cơ bị ngập úng ngay cả khi nước biển dâng chậm, do vậy

những yêu cầu bảo vệ tài sản, con người ở các vùng ven bờ đại dương đã trở thành

một áp lực chính trị lớn. Một trong các biện pháp bảo vệ đang được sử dụng hiệu

qủa như xây đê ở Hà Lan hay Tokyo, Osaka của Nhật Bản có thể áp dụng rộng rãi

cho cả các vùng đất thấp trong nội địa để tránh lũ lụt khi nước sông lên. Với một

số thành phố lớn nằm dưới mực nước biển New Orleans hay những thành phố

gần vùng cửa sông như Rotterdam thì hệ thống đê điều là bức tường bảo vệ vững

chắc nhất không gì có thể thay thế được và hàng năm những con đê này luôn được

bồi cao theo nhịp dâng của nước biển. Ngoài chức năng chống lũ, ở một số nơi

người ta còn xây dựng các đê, kè chắn sóng bão như ở New Bedford, MA,

Providence,RI, và Thames, London.

(e) Giải pháp san lấp và tôn nền cũng là một biện pháp được áp dụng khá phổ

biến ở một số thành phố ven biển để mở mang diện tích và tận dụng các vùng đất

bồi. Về cơ bản đây là các vùng đất yếu, dễ sụt lún khi bị ngập nước vì vậy ngay từ

thời xa xưa để sử dụng các vùng đất hoang này cho việc xây dựng các công trình

văn hóa nghệ thuật, con người đã biết cách khắc phục bằng việc gia cố đóng cọc và

tôn cao nền. Chẳng hạn như các vùng đất được san lấp ở Boston năm 1800 (H.

2.19) và nhiều vùng rộng lớn quanh New York, kể cả một phần Manhattan và

Brooklyn từ những năm 1600 (Leveson,1980). Ngày nay, nhiều công trình lớn

như cụm cảng hàng không, nhà ở, các công trình vui chơi giải trí đã được xây

dựng trên những nền đất đã được tôn cao nhưng đáng kể nhất vẫn là công trình

xây dựng thủ đô Saint Peterburg của Nga trên cọc và đất bồi cửa sông Nêva từ

những năm đầu 1700 thời Piôt Đại đế.

f. Kết luận

(1) Sự biến đổi của mực nước biển là do nhiều quá trình tự nhiên gây ra,

trong đó bao gồm các lực kiến tạo làm thay đổi độ cao mặt đất, các yếu tố khí

tượng hải văn làm mực nước dao động theo chu kỳ (bảng 2.5) và đến nay ảnh

hưởng của mỗi qúa trình vẫn chưa xác định được một cách riêng rẽ.

(2) Khoảng dao động của mực nước biển địa tĩnh theo số liệu sóng là 0 đến

3mm/năm. Theo Emery và Aubrey (1991) việc xác định tốc độ dâng của mực nước

biển địa tĩnh không thể thực hiện được vì các tín hiệu băng tần thường bị nhiễu

loạn bởi nhiều yếu tố và số lượng các trạm quan trắc sóng và thủy triều còn qúa

hạn chế và phân bố không đồng đều trên toàn thế giới.

(3) Các báo cáo về biến động mực nước biển địa tĩnh mới chỉ là những nghiên

cứu cơ bản chưa mang tính ứng dụng thực tiễn. Với mực nước biển tương đối ( ở

Mỹ) phạm vi dao động khá lớn, vì vậy những nhà lập quy hoạch và xây dựng dự

án đới bờ phải luôn chú ý tới các dự báo nước dâng để bảo đảm tính an toàn cho

các dự án của mình kể từ các bước thực hiện ban đầu.

(4) Cần chú trọng tới các hoạt động quản lý nói chung và đới bờ nói riêng để

tránh tình trạng phá hủy môi trường, gia tăng tốc độ xói lở và thúc đẩy thêm qúa

trình nước dâng (Emery và Aubrey, 1991); Ủy ban Nghiên cứu Quốc gia,1987).

(5) Hiện tại, chưa một phương pháp nghiên cứu nào về sự biến động của mực

nước được USACE công nhận. Tuy nhiên trong quy chế ER 1105-2-100 (USACE

,28.12.1990) vẫn yêu cầu trong các nghiên cứu khả thi phải xét đến biên độ biến

đổi mực nước có thể xảy ra trong tương lai và người lập dự án được quyền tham

khảo và lựa chọn những phương pháp dự báo thích hợp hoặc có thể sử dụng những

số liệu mực tương đối đã xảy ra trong quá khứ.

Hình 2-19: Sự phân bố của các vùng đất đã được bồi đắp ở Boston,MA từ năm 1630 (đồng thời

với sự phát triển của các vùng đất mới là sự biến mất của các vùng đất ngập nước qúy giá,

đáng lẽ có thể đem lại nhiều lợi ích cao cho con người) (nguồn Rosen, Brenninkmeyer và

Maybury, 1993)

2.7. NHỮNG TÁC ĐỘNG CỦA CON NGƯỜI ĐẾN ĐỊA CHẤT ĐỚI BỜ

a. Giới thiệu

Có thể nói hoạt động của con người là một trong những yếu tố chủ quan gây

ra sự biến đổi lớn của đường bờ. Dưới các tác động trực tiếp từ các công trình xây

dựng nhà ở hay nạo vét sông ngòi hoặc gián tiếp qua các hoạt động làm biến đổi

môi trường, thay đổi dòng chảy, giảm nguồn cung cấp trầm tích hoặc biến đổi khí

hậu, con người đã can thiệp mạnh vào sự phát triển tự nhiên của đường bờ. Ở

những nước công nghiệp phát triển và Mỹ, sự can thiệp đó là những biến đổi lớn

về môi trường vùng đới bờ, còn với các nước kém phát triển là sự thất thoát qũy

đất, suy giảm các hệ sinh thái hữu ích, thay đổi hướng dòng chảy… Tuy nhiên,

đáng kể nhất vẫn là các hoạt động xây dựng nhà ở, các công trình đê điều chắn

sóng hoặc các khu nhà nghỉ tư nhân ở sát bờ biển. Trong lịch sử đã có rất nhiều

thành phố đã được xây dựng ngay trên bờ biển, mặc dù chỉ giới ban đầu là ven bờ

các vịnh và những nơi có khả năng bảo vệ an toàn, song càng về sau theo đà phát

triển, các thành phố ngày càng tiến ra sát bờ biển, những ví dụ điển hình như

New York, Boston, San Diego và Los Angeles hay những thành phố lúc đầu chỉ

là những cụm cư dân và những khu nghỉ mát nhỏ trên các đảo chắn sau phát

triển thành thành phố như Atlantic City, Ocean City, Virginia Beach và Miami

Beach. Ngoài ra, tập quán canh tác và sử dụng đất ở các vùng sâu trong lục địa

cũng ảnh hưởng nghiêm trọng đến sự bồi lắng ở đới ven bờ. Nhưng việc phân tích

và xác định những yếu tố nhân văn không dễ dàng bởi nhiều khi nguồn tác động

nằm cách xa bờ hàng trăm km, chẳng hạn như việc phá rừng đầu nguồn, đào

kênh thuỷ có thể làm tăng lượng phù xa của sông, gây lắng đọng trầm tích và phá

hủy nhiều hệ sinh thái ven bờ.

b. Xây dựng đê và hồ chứa nước

Nguồn cung cấp trầm tích cơ bản cho các vùng bờ là từ các nhánh sông (chỉ

dẫn bảo vệ bờ biển,1984), vì vậy việc xây dựng các con đê và hồ chứa nước sẽ làm

giảm lượng trầm tích tại các vùng cửa sông. Sự ra đời của các công trình này, một

mặt gióp sẽ làm hạn chế các cơn lũ ở thượng nguồn tràn xuống vùng đồng bằng, nhưng mặt

khác lại gây ra sự thiếu hụt trầm tích cho đới bờ khiến các qúa trình xói lở bờ gia

tăng và hạ tháp độ cao bờ biển (Schwartz, 1982). Một ví dụ tiêu biểu là sự phát

triển của các qúa trình bào mòn vùng châu thổ sông Nile từ khi đập Hạ Asuan

(1902) và Thượng Asuan (1964) được xây dựng; hai con đập này đã hoàn toàn

ngăn chặn con đường vận chuyển trầm tích từ sông ra biển (Frihy, 1992), tốc độ

xói mòn trung bình của mũi Rosetta là 55 m/năm kể từ năm 1909 đến nay. Do bị

mất đi nguồn phù sa lớn, năng suất nông nghiệp ở thung lũng và châu thổ sông

Nile bị giảm mạnh. Nhiều đoạn bờ ở nam California trong thế kỷ này cũng bị mất

đi nguồn trầm tích sông do các hoạt động xây dựng tương tự (Bowen và Inman,

1966).

c. Các công trình ven bờ và sự kiểm soát xói mòn

Các công trình ven bờ như đê chắn sóng, đê vòm (groin), đê biển, đê quai, kè

đá được xác định là những nguyên nhân góp phần xói lở bờ biển (Chỉ dẫn bảo vệ

bờ biển,1984). Các công trình này có thể được chia thành vài nhóm chính :

Đê biển và đê quai nhằm ngăn qúa trình xói mòn vách và sườn bờ dốc

Đê vòm được xây thẳng góc với bờ để bẫy các dòng trầm tích dọc

Đập chắn sóng được thiết kế để bảo vệ lạch triều và cầu cảng.

Sau đây những đề cập ngắn gọn về tác động của những công trình trên đối với

địa chất đới bờ

(1) Đê biển, đập chắn sóng và kè đá

Đây là những công trình được xây dựng theo truyền thống để bảo vệ đoạn bờ

có nguy cơ bị phá hủy do bào mòn hoặc xói lở. Tuy nhiên, cùng với việc xây dựng

là những biến đổi đề môi trường bởi là những cấu trúc tĩnh, chúng không có khả

năng phản ứng với các biến đổi động lực của đới bờ, đặc biệt là cản trở qúa trình

trao đổi trầm tích giữa lục địa với biển và đại dương (Carter,1988). Mặt trước của

các con đê (phía biển) sóng phản xạ có xu hướng mang trầm tích ra khơi và làm

độ cao bờ dần dần bị hạ thấp. Ví dụ về trường hợp này là đê biển Revere, MA, và

Galveston, TX. Các tác động bất lợi cũng có thể xảy ra ở phần mặt sau của con đê

(phía đất liền) khi nước ngầm không được thoát đi một cách thích hợp, áp lực

nước trong các lỗ hổng tăng cao sinh ra nguy cơ rạn nứt, mất bền vững và sập lở

vách đá (Kuhn và Shepard, 1984). Ngoài ra sự xói mòn còn phát sinh ở khu vực

gần hai đầu đê nếu chúng không được xây gắn chặt vào bờ. Do ảnh hưởng của

sóng, phần bờ không được bảo vệ có thể bị phá hủy tạo thành một vũng vịnh nhỏ,

sau đó phát triển lớn rộng dần bao bọc lấy đầu đê và làm lộ ra phần bờ sau đê và

qúa trình xói mòn bắt đầu xâm nhập vào, chẳng hạn như Cape May ở New

Jersey, đường bờ lấn sâu vào đất liền trên 1km và tàn phá một làng ở nam Cape

May (Carter,1988).

(2) Đê chắn sóng và đê vòm (jetty and groin)

(a) Đê vòm được xây để ngăn ngừa hoặc giảm nhẹ tốc độ xói mòn dọc theo

đường bờ Chức năng cụ thể của chúng là làm gián đoạn qúa trình vận tải trầm

tích dọc bờ, bẫy giữ một phần lượng trầm tích đang được di chuyển. Tuy nhiên,

các con đê này không ngăn chặn được các nguyên nhân gây xói mòn, chúng chỉ có

ích đối với một số vùng bờ cụ thể nhất là ở các khu vực có lạch triều. Các đê vòm

cũng có nhiều điểm yếu, trong đó rõ nhất là sự thiếu hụt trầm tích ở phía sau đê.

(b) Đê chắn sóng được xây dựng với mục đích điều hướng và kiểm soát dòng

triều hoặc dòng chảy sông theo một hướng nhất định để giảm thiểu qúa trình lắng

đọng trầm tích của dòng chảy. Ngoài ra đê chắn sóng còn có tác dụng bảo vệ lạch

triều và cửa bến cảng khỏi ảnh hưởng của sóng bão, ở Mỹ nhiều luồng lạch giao

thông trên biển đều có đê bảo vệ. Sự có mặt của các đê chắn sóng cũng phần nào

tác động đến cấu tạo địa chất trong khu vực (không phải ở tất cả mọi nơi) :

Đê chắn sóng làm gián đoạn dòng trầm tích dọc bờ và gây qúa trình lắng

đọng và thiếu hụt trầm tích ở các phần khác nhau của dòng chảy.

Cửa lạch triều được ổn định, không bị đổi dòng.

Thể tích triều có thể bị thay đổi do thường xuyên có các dòng chảy liên tục.

Điều này đồng thời cũng tác động đến độ mặn và sự trao đổi nước, dinh dưỡng

giữa các biển với vịnh.

Sự di chuyển ra vào của các dòng trầm tích có thể bị gián đoạn gây ra qúa

trình thừa và thiếu trầm tích ở những khu vực khác nhau.

Sự phát triển của các bãi triều thấp khi xuất hiện đê chắn và sự ổn định của

các cửa kênh.

Tuy nhiên trên thực tế một số những tác động này không hoàn toàn do đê

chắn sóng gây ra mà còn là hậu quả của sự nạo vét, sự lưu thông phương tiện

hàng hải và các hoạt động bảo dưỡng đường hàng hải khác. Chương 4 đề cập chi

tiết về các lạch triều. Hướng dẫn EM 1110-2-2904 đề cập thiết kế các đập chắn

sóng và đê chắn sóng.

d. Bảo vệ môi trường tự nhiên

(1) Tác động hủy hoại.

Sự biến mất của các dải cồn cát và thảm thực vật ven bờ cộng với sự phát triển

của nhiều công trình xây dựng đã làm tăng tốc độ rửa trôi và xói mòn bờ biển. Ở

nhiều nơi, nguồn cung cấp trầm tích bị giới hạn do diện tích bề mặt các đảo chắn

bị lấn chiếm và che kín bởi các công trình xây dựng, kết quả là phần bờ nằm sau

bị xói mòn. Phần lớn các vùng bờ biển nước Mỹ đều thấy sự phát triển đồ sộ của

các công trình xây dựng và dự án phát triển trong khi yêu cầu bảo vệ thiên nhiên

là phải đạt được sự dung hòa. Nhiều hệ sinh thái đới ven bờ đã bị suy thoái

nghiêm trong do hậu quả của biến đổi dòng, thiếu hụt trầm tích và gia tăng ô

nhiễm đới ven bờ.

(2) Những cố gắng có tính xây dựng

Để bảo vệ các cồn cát và giữ được sự ổn định lâu dài của chúng, người ta đã sử

dụng các hàng rào bằng cây xanh và phát triển các loài thực vật rễ bám sống trên

cát. Ngoài chức năng bảo vệ các vùng đất thấp nằm bên trong, các dải cồn cát còn

có tác dụng duy trì môi trường tự nhiên vùng ven biển (xem chương 3, mực 3.6).

e. Sự bồi đắp bờ biển

Là một trong những giải pháp được coi là hữu hiệu để thay thế việc xây dựng

đê điều và một số các công trình cố định khác. Để thực hiện, người ta phải vận

chuyển cát từ nơi khác tới những khư vực bờ cần bồi đắp, nguồn cát có thể được

lấy từ các bar chắn hoặc từ các hoạt động nạo vét sông ngòi hoặc kênh rạch. Mặc

dù việc bồi đắp nhân tạo nhìn chung có vẻ đơn giản, song, trên thực tế, việc lên kế

hoạch, thiết kế thi công và duy trì khu vực bờ đã bồi đắp là một quy trình xây

dựng khá khó khăn và đòi hòi một sự nhìn nhận tinh tế. Việc thiết kế bồi đắp bờ

biển không thuộc phạm vi đề cập ở cuốn sách này, nhưng bạn đọc quan tâm có thể

tham khảo thêm cuốn Hướng dẫn bảo vệ bờ biển, (1984); Tait, (1993); và Stauble

và Kraus, (1993). Tạp chí Shore and Beach, Tập 61, No 1, (tháng 1.1993) là số

đặc biệt đề cập dự án bồi đắp bờ ở Ocean City, MD. Stauble et al. (1993) phân tích

chi tiết dự án ở Ocean City. Krumbein (1957) là một cuốn sách mô tả mẫu mực

các quy trình phân tích trầm tích dùng cho việc bồi đắp bờ. Một trong số những

dự án bồi đắp bờ thành công nhất ở Hoa Kỳ là ở Miami Beach, FL. (Carter (1988)

phân tích bổ xung).

f. Khai thác cát

Khai thác các vật liệu bở rời được xem là một trong những nguyên nhân gây

thiếu hụt trầm tích đới bờ. Hiện nay, việc khai thác cát biển phục vụ cho mục đích

thương mại đã bị nghiêm cấm ở nhiều vùng trên nước Mỹ do lượng cát cung cấp

cho bờ biển ngày càng giảm, gây biến đổi đới bờ và ảnh hưởng đến môi trường

sinh sống của một số loài động thực vật sống trong cát. Những hoạt động khai

thác lộ thiên còn góp phần làm tăng tốc độ xói lở bờ và giảm lượng trầm tích

trong sông (trừ trường hợp có các bẫy trầm tích sau đê kè).

g. Sự đổi dòng của các con sông

(1) Qúa trình nắm dòng theo tự nhiên và nhân tạo của các con sông đều trực

tiếp làm gián đoạn sự cung cấp trầm tích cho các vùng bờ do sông đưa tới. Một

trong nhiều hoạt động của con người can thiệp đến dòng chảy tự nhiên của các con

sông chính là việc xây dựng các hệ thống thủy lợi và cung cấp nước. Nhiều con

đập ngăn dòng chảy phía thượng nguồn đã làm giảm một lượng lớn trầm tích trôi

ra biển, thời gian để chúng tích đọng tại các bẫy nhân tạo có thể không dễ nhận

thấy trong hàng chục hay hàng trăm năm, nhưng sự vắng mặt của chúng tại các

vùng châu thổ lại thể hiện rất rõ ràng ở tốc độ phát triển của qúa trình xâm thực

bờ.

(2) Sự đổi dòng tự nhiên xảy ra khi dòng chảy của sông nắm theo hướng ngắn

hơn để đổ ra biển, khi đó các nhánh sông cũ sẽ trở nên cạn kiệt biến thành sông

chết. Chẳng hạn do quá trình đổi dòng nhiều nhánh sông Misisipi đã dần dần lấn

vào vùng phân thủy Atchafalaya, nếu quá trình này vẫn tiếp tục theo diễn biến tự

nhiên thì hậu quả là châu thổ Balize sẽ bị biến mất do không có đủ lượng trầm

tích cần thiết, nhưng đồng thời một châu thổ mới sẽ được hình thành tại vịnh

Atchafalaya (Coleman,1988). Sự tiến hóa của sông Misisipi được đề cập ở chương

4, mục 4.3.

h. Hoạt động nông nghiệp

Do trình độ canh tác yếu kém, một số nơi đất đai bị bào mòn trôi ra sông suối

và cuối cùng lắng đọng ở các vùng cửa sông ven biển, ngoài khơi dẫn đến sự hình

thành các vùng bồi tụ mới.

i. Lâm nghiệp

Tệ nạn phá rừng luôn là một vấn đề bức xúc đối với nhiều nước đang phát

triển. Do sự đốn chặt và khai thác gỗ bừa bãi đã làm lớp phủ thực vật bị suy giảm

mạnh mẽ, nhiều khu vực nhất là các vùng thượng nguồn đất đại bị xói mòn và bạc

màu nhanh chóng. Quỹ đất giảm cũng đồng nghĩa với đói nghèo và lạc hậu, đồng

thời còn làm mất đi nơi sinh sống của nhiều động vật hoang dã. Ở Trung Mỹ, và

tại một số nước Đông Nam Á (như Pennant-Rea …) tập tục chặt cây đốt rừng làm

nương rãy là nguyên nhân gây phá hủy nhiều diện tích rừng gỗ quý giá.

Ch­¬ng 3

H×nh th¸i ®íi bê vµ c¸ch ph©n lo¹i

3-1. Lêi giíi thiÖu

a. Ngay tõ thêi xa x­a, con ng­êi ®· biÕt tíi biÓn c¶ nh­ lµ mét nguån sèng

v« tËn, hä b¸m vµo biÓn ®Ó t×m kiÕm thøc ¨n, sö dông ®­êng biÓn ®Ó vËn chuyÓn

hµng hãa vµ kh¸m ph¸ thÕ giíi. Qua c¸c chuyÕn hµnh tr×nh lªnh ®ªnh trªn ®¹i

d­¬ng, con ng­êi ®· tù m×nh tÝch lòy nh÷ng kinh nghiÖm ®i biÓn vµ ®óc kÕt

thµnh vèn kiÕn thøc c¬ b¶n vÒ h¶i d­¬ng häc, ®Þa chÊt, ®Þa m¹o biÓn vµ ®Þa chÊt

®íi bê. Ngay tõ nh÷ng n¨m ®Çu thÕ kû 19 vµ 20, c¸c nhµ ®Þa chÊt ®Çu tiªn ®·

®­a ra m« t¶ vÒ h×nh th¸i ®íi bê, nguån gèc sù h×nh thµnh vµ ph¸t triÓn cña c¸c

d¹ng ®Þa h×nh, vai trß cña c¸c qóa tr×nh ®éng lùc vµ c¸c ph­¬ng ph¸p ph©n lo¹i

kh¸c nhau theo nghiªn cøu cña hä.

b. PhÇn ®Çu cña ch­¬ng nµy, chóng t«i sÏ giµnh ®Ó giíi thiÖu víi b¹n ®äc

c¸ch ph©n lo¹i ®íi bê cña Francis Shepard (1973). PhÇn thø hai sÏ lµ nh÷ng m«

t¶ cô thÓ vÒ c¸c m«i tr­êng ®íi bê kh¸c nhau bao quanh bê biÓn n­íc Mü trªn c¬

së ph¸c th¶o cña Shepard.

3-2. Ph­¬ng ph¸p ph©n lo¹i ®íi

Bê biÓn lµ mét m«i tr­êng tù nhiªn ®a d¹ng vµ phøc t¹p, h×nh d¹ng cña

chóng biÕn ®æi liªn tôc vµ kh«ng theo mét sù s¾p ®Æt thèng nhÊt nµo. VËy lµm

thÕ nµo ®Ó biÕt ®­îc c¬ chÕ h×nh thµnh cña chóng, lµm thÕ nµo ®Ó biÕt ®­îc mèi

quan hÖ t­¬ng t¸c gi÷a con ng­êi víi c¸c qóa tr×nh ®íi bê tù nhiªn. §Ó tr¶ lêi

nh÷ng c©u hái ®ã chóng ta cÇn mét hÖ thèng ph©n lo¹i ban ®Çu lµm c¬ së cho c¸c

h­íng nghiªn cøu cô thÓ.

a. Ph­¬ng ph¸p ph©n lo¹i ®Çu tiªn

Lµ c¸ch ph©n lo¹i cña c¸c nhµ ®Þa chÊt, ®­îc dùa theo nguån gèc ph¸t sinh.

Trong ®ã bê biÓn ®­îc chia lµm 3 kiÓu, kiÓu bê h×nh thµnh do sù d©ng cao cña

mùc n­íc, kiÓu bê h×nh thµnh do sù h¹ thÊp cña mùc n­íc vµ kiÓu bê h×nh

thµnh do sù kÕt hîp c¶ hai qóa tr×nh trªn (Dana 1849; Davis 1896; Gulliver

1899; Jãhnon 1919; Sues 1888).

b. C¸c ph­¬ng ph¸p ph©n lo¹i ra ®êi sau

So víi c¸ch ph©n lo¹i ®Çu, c¸c ph­¬ng ph¸p ph©n lo¹i ra ®êi sau cô thÓ h¬n,

chi tiÕt h¬n vµ khoa häc h¬n. Ch¼ng h¹n nh­ c¸ch ph©n lo¹i ®íi bê cña Cotton

(1952), Inman vµ Nordstrom (1971), Shepard (1937), Harola Wanless (1973) vµ

Valentin (1952). §a sè c¸c ph©n lo¹i míi ®Òu tËp trung vµo h×nh th¸i bê biÓn, ®íi

bê vµ bá qua phÇn ®Þa h×nh ®¸y biÓn, ngo¹i trõ hÖ thèng ph©n lo¹i cña Inman vµ

Nordstrom (1971). §©y lµ mét h¹n chÕ lín cña nh÷ng ph­¬ng ph¸p ph©n lo¹i

míi bëi theo ®Þnh nghÜa phÇn bê ngËp n­íc vµ thÒm lôc ®Þa ®Òu thuéc ®íi bê. §Ó

kh¾c phôc, c¸c nhµ khoa häc sau ®ã ®· cè g¾ng bæ sung thªm phÇn ph©n lo¹i

riªng cho thÒm lôc ®Þa dùa trªn mét sè ®Æc ®iÓm ®Æc tr­ng, vÝ dô b¶ng ph©n lo¹i

thÒm lôc ®Þa cña Shepard (1948; 1977) vµ King (1972). Tuy nhiªn, hai hÖ thèng

ph©n lo¹i nµy vÉn cßn rÊt kh¸i qu¸t vµ chung chung, ch­a cã ®­îc c¸c m« t¶ chi

tiÕt vµ míi chØ dõng l¹i ë mét sè lo¹i thÒm phæ biÕn vµ tiªu biÓu.

c. Ph­¬ng ph¸p ph©n lo¹i ®íi bê theo Francis Shepard

Cã lÏ ®©y lµ hÖ thèng ph©n lo¹i kh¸ hoµn chØnh do Shepard ®­a ra n¨m 1973 vµ

sau ®ã ®· ®­îc hiÖu chØnh l¹i nhiÒu lÇn. Trong ®ã, bê biÓn ®­îc ph©n chia thµnh

nhiÒu thø bËc kh¸c nhau, bËc lín nhÊt lµ theo nguån gèc, bê biÓn ®­îc chia

thµnh nguyªn sinh vµ thø sinh. Nguyªn sinh lµ c¸c vïng bê ®­îc h×nh thµnh

chñ yÕu bëi c¸c t¸c nh©n bªn ngoµi kh«ng thuéc ®¹i d­¬ng, thø sinh lµ c¸c vïng

bê ®­îc h×nh thµnh do c¸c qóa tr×nh ®éng lùc biÓn kh¸c nhau. C¸c bËc ®¬n vÞ

nhá h¬n ®­îc xÐt theo tõng t¸c nh©n cô thÓ, bao gåm c¸c qóa tr×nh ®éng lùc trªn

c¹n hoÆc d­íi n­íc cã ¶nh h­ëng lín ®Õn sù ph¸t triÓn cña bê biÓn. ¦u ®iÓm cña

ph­¬ng ph¸p ph©n lo¹i theo Shepard lµ kh¸ chi tiÕt, cho phÐp cã thÓ tæ hîp ®­îc

phÇn lín c¸c kiÓu bê trªn thÕ giíi. MÆc dï ®íi bê lµ mét khu vùc liªn tôc ph¸t

triÓn, song ë ®ã vÉn tån t¹i dÊu vÕt ¶nh h­ëng do t¸c ®éng cña mét qóa tr×nh

nµo ®ã, v× vËy chóng hoµn toµn cã thÓ ®­îc ph©n lo¹i (Shepard 1973). B¶ng 3-1

sÏ tr×nh bµy ®Çy ®ñ hÖ thèng ph©n lo¹i cña Shepard ®­a ra n¨m 1973. C¸c vïng

nghiªn cøu ®­îc th¶o luËn trong cuèn s¸ch nµy ®Òu dùa trªn b¶ng ph©n lo¹i

nµy.

d. HÖ thèng ph©n lo¹i theo c¶nh quan m«i tr­êng

(1) HÖ thèng ph©n lo¹i s«ng

Coleman vµ Wright (1971) ®· x©y dùng hÖ thèng ph©n lo¹i chi tiÕt cho c¸c

vïng cöa s«ng vµ deltas.

(2) HÖ thèng ph©n lo¹i hå vïng B¾c Mü

Do cã nh÷ng tÝnh chÊt ®Æc tr­ng cña mét thñy vùc lín nªn ho¹t ®éng cña c¸c

hå ®­îc xem lµ nh÷ng vïng bê thu nhá trong c¸c nghiªn cøu vÒ ®íi bê hiÖn ®¹i.

V× vËy, Herdendorf (1988) ®· ®­a hÖ thèng c¸c hå vµo b¶ng ph©n lo¹i ®íi bê vµ

c¸c nhµ khoa häc Canada lµ nh÷ng ng­êi ®Çu tiªn ®· øng dông hÖ thèng ph©n

lo¹i nµy (Bowes 1989). Mét hÖ thèng ph©n lo¹i kh¸c, ®¬n gi¶n h¬n cña

Herdendorf do Stewart vµ Pope x©y dùng n¨m 1992 còng ®­îc phæ biÕn réng r·i

vµ ®­îc ñy ban hîp t¸c quèc tÕ sö dông lµm c¬ së cho c¸c nghiªn cøu vÒ båi xãi

mßn ®­êng bê.

H×nh 3-1: a. Sù ph©n bè n¨ng l­îng vµ c¸c qóa tr×nh vËt lý vïng cöa s«ng; b. §Þnh nghÜa vïng

cña s«ng theo Dalrymple, Zaitlin vµ Boyd (1992); c. H­íng vËn chuyÓn trÇm tÝch theo quy m«

thêi gian trung b×nh

Bảng 3-.1: Hệ thống phân loại đới bờ

Trích từ cuốn ĐỊA CHẤT BIỂN,

Francis P.Shepard, xuất bản lần thứ ba

Mục trích dẫn

1. Các bờ nguyên thủy có cấu tạo ban đầu không chịu ảnh hưởng của các qúa

trình biển

a. Bờ bào mòn đựợc hình thành do qúa trình bào mòn bề mặt và bị nhấn chìm một

phần do sự dâng cao của mực nước sau băng hà (có hoặc không có qúa trình hạ

lún vỏ trái đất) hoặc bị ngập lụt do tuyết tan từ các thung lũng lân cận.

(1)Bờ Ria (thung lũng sông bị sụt chìm ). Được nhận biết qua các vùng cửa sông

nước nông khía sâu vào đất. Chúng có thiết diện ngang hình chữ V và độ dốc

nghiêng về phía biển, trừ những nơi có các bar cát chắn ngang cửa sông.

(a) Bờ dạng răng cưa có hình dáng giống múi khế do tác động xói mòn của sông

qua các tầng trầm tích nằm ngang hoặc có thành phần đồng nhất.

(b)Bờ dạng mắt cáo được hình thành do sóng xói mòn tầng trầm tích nằm nghiêng

hoặc có độ rắn chắc không đồng đều.

(2) Bờ bào mòn và sụt chìm do băng hà. Nhận biết bằng dạng răng cưa bị khoét

sâu với rất nhiều đảo. Nước ở đây sâu (thường trên 100mét) và các vịnh có mặt cắt

hình chữ U, trong đó vùng trong vịnh sâu hơn vùng cửa sông. Các thung lũng treo

và sườn thường song song và khá thẳng, ngược với các bờ kiểu Ria. Hầu hết các

bờ đóng băng đều có vịnh với các đặc tính trên đây.

(a) Bờ kiểu vịnh hẹp (fjord). Được hình thành do sự xuyến cắt của các lạch triều hẹp

qua vùng bờ có các dạng địa hình g đồi núi.

(b) Bờ máng băng hà. Các bờ này có dạng răng cưa thưa, rộng tựa như ở các vùng

eo biển Cabot, vịnh St.Lawrence hoặc eo biển Juan de Fuca.

(3) Địa hình carst ngập nước. Đó là các vịnh với các hố sụt hình bầu dục. Kiểu bờ ít

đặc trưng này xuất hiện cục bộ ở một vài nơi như ở dọc bờ tây Florida phía bắc

Tarpon Springs, bờ đông biển Adriatic, và dọc miền bờ Asturias ở bắc Tây Ban

Nha.

b. Các bờ trầm tích lộ thiên.

(1) Các bờ trầm tích sông. Phần lớn được hình thành do lắng đọng trầm tích sông

làm mở rộng đới bờ từ khi mực nước biển sau băng hà dâng lên chậm hơn.

(a) Bờ Delta

(I) Bờ dạng chân chim, miền hạ lưu châu thổ Misisipi.

(II) Bờ dạng vách đứng, miền tây châu thổ Misisipi, châu thổ sông Rhone.

(III) Bờ dạng cổng vòm, châu thổ sông Nile.

(IV) Bờ dạng mũi nhô, châu thổ sông Tiber.

(V) Các châu thổ sông bị chìm ngập một phần với các tàn dư đê bồi tự nhiên tạo

thành các đảo

(b) Bờ delta phức hợp. Khi một loạt các châu thổ cùng tạo thành một đoạn bờ dài,

như sườn bắc Alaska kéo dài từ phía đông Point Barrow đến Mackenzie

3-3

3-4

4-3

(c) Bờ tích tụ nón bồi tích aluvi được nắn thẳng bởi qúa trình xói lở do sóng

(2) Bờ trầm tích băng hà.

(a) Bờ trầm tích băng hà bị nhấn chìm một phần. Loại bờ này thường khó có thể

nhận biết nếu không có khảo sát thực địa để tìm hiểu nguồn gốc của trầm tích

băng. Bờ kiểu này thường bị biến đổi do xói mòn và được bồi đắp bởi các quá trình

biển, thí dụ, các bờ ở Long Island.

(b) Bờ các trầm tích drumlins phần nào bị nhấn chìm. Được xác định trên bản đồ địa

hình qua ranh giới hình elip trên lục địa và đảo với các đường bờ hình bầu dục, thí

dụ, bờ ở cảng Boston và tây Ireland (Guicher,1965)

(c) Bờ phần nào bị nhấn chìm với các đặc điểm di chuyển trầm tích.

(1) Các bờ trầm tích phong thành. Thường rất khó khẳng định một bờ được hình

thành từ vật liệu do gió đưa tới, song, có nhiều bờ cấu thành từ các cồn cát và chỉ

có một ít riềm hẹp là cát biển.

(a) Bờ có cồn cát di chuyển. Sườn dốc khuất gió của cồn cát di chuyển trên bãi

biển.

(b) Bờ có cồn cát. Khi các cồn cát được tiếp giáp với bãi biển.

(c) Bờ có cồn cát hóa thạch. Khi các cồn cát đã được cố kết rắn chắc (eolianite, đá

phong thành) tạo thành bờ với các vách đứng.

(4) Các bờ trầm tích trượt lở. Nhận biết bằng các khối đất lồi lên trên bề mặt và

bằng địa hình trượt đất.

c. Các bờ núi lửa.

(1) Bờ dòng chảy dung nham. Nhận biết trên bản đồ bằng các ranh giới hình chóp

nón, bằng đường bờ lồi, hoặc bằng các sườn hình chop nón kéo dài từ đất liền ra

và chìm dưới nước. Sườn thường dốc từ 10o

đến 30o

trên và dưới mực nước biển.

Phổ biến ở các đảo đại dương.

(2) Các bờ Tephra thấy sở các vùng đá núi lửa bị vỡ vụn. Địa hình hơi lồi lên một

chút, song bị sóng xói mòn làm biến đổi nhanh hơn so với các bờ dòng chảy dung

nham.

(3) Các bờ núi lửa sụt lở hay núi lửa bùng nổ. Trên ảnh hàng không và bản đồ nhận

biết bằng địa hình lõm của các miệng núi lửa.

d. Các bờ được định hình bằng các chuyển động kiến tạo.

(1) Các bờ kiểu đứt gãy. Nhận biết trên bản đồ bằng các sườn đất dốc và tương đối

thẳng ở dưới biển; chân và đỉnh sườn có địa hình góc cạnh.

(2) Các bờ kiểu nếp uốn. Khó nhận biết trên bản đồ, song rất có thể tồn tại.

(3) Các bờ xâm nhập trầm tích.

(a). Các vòm muối. Đôi khi xuất hiện các đảo hình bầu dục. Thí dụ ở vịnh Persic.

(b). Các tích tụ bùn. Các đảo nhỏ được hình thành do bùn trượt xảy ra ở vùng kề

cận các lạch triều ở châu thổ Misisipi.

e. Các bờ băng hà. Các kiểu băng hà khác nhau tạo thành các bờ rộng

3-6

3-7

3-8

lớn , đặc biệt ở Bắc cực.

II. Các bờ thứ sinh. Được định hình đầu tiên bằng các tác nhân biển hoặc sinh vật

biển, đó có thể là hoặc không là các bờ nguyên thủy trước khi được biển định hình.

a. Các bờ do sóng xói mòn.

(1) Các vách đứng do sóng đánh nắn thẳng. Nối tiếp bởi một đáy biển dốc thoải,

ngược lại với các bờ đứt gãy thường dốc nhiều hơn.

(a) Các bờ cắt vào vật liệu đồng nhất.

(b) Các bờ kiểu vách đứng kéo dài theo đường phương. Khi các lớp

đá cứng uốn nếp có đường phương gần song song với bờ thì sự xói mòn sẽ tạo

thành đường bờ thẳng.

(c) Các đường bờ kiểu đứt gãy. Khi một đứt gãy cổ bị bào mòn để lộ ra lớp đá cứng

và khi sóng bào mòn phần đá mềm ở một phía thì sẽ tạo thành một bờ thẳng.

(d) Các đường bờ kiểu bậc thềm do sóng tạo thành được nâng cao. Được tạo thành

khi các vách đứng hoặc các bậc thềm do sóng tạo thành được hoạt động tân kiến

tạo nâng lên trên mức mà sóng ngày nay có thể xói mòn.

(e) Các đường bờ kiểu bậc thềm do sóng tạo thành được hạ thấp. Được tạo thành

khi các bậc thềm do sóng tạo thành được hoạt động tân kiến tạo làm chìm sâu,

hoặc khi các vách đứng chìm sâu dưới mực nước biển.

(2) Các bờ bị sóng xói mòn trở nên không đều đặn. Không như các bờ dạng chân

chim ở chỗ các vịnh không ăn sâu vào đất liền.

(a) Các đường bờ ăn sâu vào đất liền. Khi tập hợp các lớp đá cứng và mềm xen kẽ

nhau và cắt đường bờ dưới một góc; kiểu bờ này không luôn luôn phân biệt được

với kiểu bờ mắt cáo.

(b) Các đường bờ dị tướng. Khi sóng xói mòn bờ khoét sâu vào các đới mềm yếu

để tạo ra đường bờ không đều đặn.

b. Các bờ trầm tích biển. Các bờ phát triển nhờ sóng và các dòng chảy.

(1) Các bờ chắn.

(a) Các bờ chắn. Một dải cát đơn lẻ.

(b) Các đảo chắn. Phức hợp các dải cát, cồn cát và các bãi rửa tràn.

(c) Các doi chắn. Nối tiếp với đất liền.

(d) Các vịnh khuất. Các doi cát hoàn toàn che chắn kìn vịnh.

(e) Các nón trầm tích rửa tràn. Sự mở rộng các đảo chắn về phía lagoon do sóng

bão gây ra.

(2) Các mũi đất hình cánh cung. Các mỏm nhô lớn hình cánh cung. Thí dụ là các bờ

biển ở mũi Hatteras và mũi Canaveral.

(3) Các đồng bằng bãi biển. Các đồng bằng cát phân biệt với các đảo chắn ở chỗ

chúng không có các lagoon ở bên trong.

(4)Các bãi bùn phẳng hoặc các đầm lầy nước mặn. Được tạo thành dọc châu thổ

hoặc các bờ thấp khác khi độ dốc ở ngoài khơi nhỏ tới mức không thể tạo thành

3-8

3-9

sóng xô.

c. Các bờ do sinh vật tạo thành.

(1) Các bờ san hô ám tiêu. Đó là các dải đá vôi ám tiêu do san hô hay rong tảo tạo

thành. Phổ biến ở vùng nhiệt đới. Thông thường các dải đá vôi ám tiêu viền quanh

và che chắn bờ phát triển ở phía trong và được sóng chất đống lên.

(a) Các bờ kiểu đá vôi ám tiêu viền riềm. Các dải đá vôi ám tiêu tạo thành bờ biển.

(b) Các bờ kiểu đảo chắn. Các dải đá vôi ám tiêu tách biệt khỏi bờ bằng một

lagoon.

(c) Các bờ kiểu dải đá vôi ám tiêu hình vòng tròn. Các đảo san hô ây quanh lagoon.

(d) Các bờ kiểu dải đá vôi ám tiêu được dâng cao. Được hình thành khi các dải đá

vôi ám tiêu tạo thành các bậc hay các bãi bằng cao nhô lên ngay trên mặt bờ.

(2) Các bờ kiểu dải đá vôi serpulid. Từng đoạn ngắn của bờ có thể được tạo thành

bởi các ống vỏ vôi của trùng serpulid được gắn kết lại thành đá hoặc thành các

đoạn bờ biển dọc theo đường bờ. Cũng chủ yếu gặp ở miền nhiệt đới.

(3) Các bờ đá vôi vỏ sò. Khi các dải đá vôi vỏ sò được tạo thành dọc bờ và các vỏ

sò được sóng đánh chất đống thành các lũy chắn.

(4) Các bờ kiểu rừng đước. Khi cây đước cắm rễ trong vùng nước nông của vịnh và

trầm tích lắng đọng quanh bộ rễ này cao lên đến mặt nước biển, đó là phương thức

mở rộng bờ. Đây cũng là các quá trình phổ biến ở vùng nhiệt đới và á nhiệt đới.

(5) Các bờ kiểu đồng cỏ đầm lầy. Ở các vùng khuất nẻo khi cỏ đầm lầy nước mặn

có thể mọc ở vùng nước nông, và cũng như rừng đước, chúng có thể giữ lại trầm

tích và nhờ đó mở rộng thêm miền đất liền. Số lớn kiểu bờ này còn có thể được gọi

là các miền bãi bùn phẳng hay đầm lầy nước mặn.

3-10

3-11

3-12

3-3 . Vïng bê cã cöa s«ng sôt ch×m vµ vïng cöa s«ng *

(* trong phÇn nµy chóng t«i cã sö dông c¸c tµi liÖu cña Dalrymple, Zaitlin vµ

Boyd- 1992).

a. Lêi giíi thiÖu.

Cã thÓ nãi nh÷ng nghiªn cøu cña c¸c nhµ khoa häc vÒ ®Æc tÝnh hãa häc vµ

sinh häc c¸c vïng cöa s«ng lµ kh¸ dåi dµo vµ phong phó. Trong nh÷ng n¨m gÇn

®©y, ®· xuÊt hiÖn thªm nhiÒu c«ng tr×nh nghiªn cøu míi tËp trung vµo c¸c vÊn

®Ò « nhiÔm cöa s«ng vµ ¶nh h­ëng cña m«i tr­êng cña s«ng ®èi víi c¸c hÖ sinh

vËt thñy sinh nh­ c¸ vµ nhiÒu loµi h¶i s¶n kh¸c. Cã thÓ lÊy sù suy gi¶m s¶n

l­îng khai th¸c hµu ë vÞnh Chesapeake lµm vÝ dô, trong vßng 20 n¨m gÇn ®©y

do ¶nh h­ëng cña l­îng chÊt th¶i c«ng nghiÖp vµ n­íc th¶i tõ c¸c nhµ m¸y vµ

khu ®« thÞ ®æ ra c¸c vïng cöa s«ng ®· lµm hñy ho¹i m«i tr­êng sèng cña c¸c loµi

hµu ven bê nhiÒu c­ d©n lµm nghÒ ®¸nh b¾t hµu ë Chesapeake bÞ thÊt nghiÖp.

V× vËy, chóng ta kh«ng nªn chØ chó träng vµo c¸c nghiªn cøu mang tÝnh chÊt

th­¬ng m¹i mµ cÇn ph¶i trang bÞ thªm c¸c kiÕn thøc c¬ b¶n kh¸c nh­ cÊu tróc

®Þa chÊt, ®Þa m¹o vïng cöa s«ng ®Ó lµm c¬ së cho viÖc duy tr× vµ b¶o vÖ c¸c vïng

®Êt nhËy c¶m nh÷ng chøa ®ùng nhiÒu tiÒm n¨ng kinh tÕ nµy (Nichols vµ Biggs

1985). Tuy nhiªn, cöa s«ng kh«ng ®¬n thuÇn lµ mét m«i tr­êng ®ång nhÊt,

chóng lµ sù kÕt hîp nhiÒu m«i tr­êng sinh th¸i kh¸c nhau, trong ®ã bao gåm c¸c

vòng vÞnh, ®Çm ph¸, b·i triÒu, rõng ngËp mÆn…. Vµ ®©y còng lµ c¸c hÖ sinh

th¸i th­êng gÆp ë phÇn lín (80-90%) c¸c vïng bê n­íc Mü ven §¹i T©y D­¬ng

vµ vÞnh biÓn Mexico (Emery 1967).

b. C¸c c«ng tr×nh nghiªn cøu

§¸ng tiÕc lµ trong cuèn s¸ch nµy, chóng t«i chØ cã thÓ tr×nh bµy mét c¸ch

kh¸i qu¸t vÒ c¸c qóa tr×nh ®éng lùc cöa s«ng vµ c¬ chÕ trÇm tÝch cña chóng.

Nh­ng ®Ó gióp b¹n ®äc cã ®iÒu kiÖn t×m hiÓu s©u vÒ c¸c vÊn ®Ò ®Þa chÊt, ®Þa m¹o

vïng cöa s«ng vµ c¸c c¸ch ph©n lo¹i, phÇn nµy chóng t«i sÏ giµnh ®Ó giíi thiÖu

mét sè c¸c c«ng tr×nh nghiªn cøu tiªu biÓu ®· ®­îc c«ng nhËn liªn quan ®Õn c¸c

vïng cöa s«ng.

- C¸c nghiªn cøu vÒ ®Þa chÊt, ®Æc ®iÓm hãa häc vïng cöa s«ng cña Nichol vµ

Biggs (1985).

- C¸c nghiªn cøu tæng qu¸t cña Dyer (1979) vµ Nelson (1972).

- §éng lùc c¸c qóa tr×nh trÇm tÝch cña Metha (1986).

- VËt lý häc vïng cöa s«ng cña Van de Kreeke (1986).

- Tæng hîp c¸c nghiªn cøu tõ n¨m 1950 ®Ïn n¨m 1960 cña Lauff (1967).

c. Ph©n lo¹i vïng cöa s«ng

Cã nhiÒu c¸ch ph©n lo¹i kh¸c nhau ®· ra ®êi, trong ®ã chñ yÕu dùa vµo mét

sè c¸c ®Æc ®iÓm ®Æc tr­ng nh­ ®Þa m¹o, thuû v¨n, trÇm tÝch, ®é muèi, c¸c hÖ

sinh th¸i vµ mét sè yÕu tè m«i tr­êng kh¸c. §Ó t×m hiÓu cô thÓ, b¹n ®äc cã thÓ

tham kh¶o c«ng tr×nh nghiªn cøu cña Hume vµ Herdendorf (1988). Trong cuèn

s¸ch nµy, chóng t«i cã sö dông c¸c ®Þnh nghÜa theo quan ®iÓm ®Þa chÊt vÒ c¸c

nguån cung cÊp trÇm tÝch cöa s«ng ven biÓn.

d. Mét sè c¸c ®Þnh nghÜa th«ng dông

Cöa s«ng lµ mét thñy vùc chøa n­íc n»m ë phÇn h¹ l­u cña c¸c thung lòng

s«ng, n¬i kh«ng cã c¸c vïng ®ång b»ng ch©u thæ réng lín. Theo ®Þnh nghÜa ®¬n

gi¶n, cöa s«ng lµ khu vùc n­íc biÓn bÞ pha lo·ng bëi n­íc ngät ®­îc ®­a tõ lôc

®Þa ra theo c¸c dßng ch¶y kh¸c nhau (Pritchard 1976). §é muèi trung b×nh vïng

cöa s«ng dao ®éng tõ 0.1%o ®Õn 35%o (h×nh 3-1). Tuy nhiªn, ®Þnh nghÜa nµy

ch­a ®­a ra ®­îc giíi h¹n râ rµng cña vïng cöa s«ng. C¸c ph©n tÝch cña

Dalrymple, Zaitlin vµ Boyd (1992) cho thÊy vai trß cña c¸c qu¸ tr×nh t­¬ng t¸c

s«ng biÓn lµ mét thuéc tÝnh kh«ng thÓ thiÕu trong ®êi sèng cña mét vïng cöa

s«ng. V× vËy, hä ®· ®­a ra nh÷ng ®Þnh nghÜa míi vÒ cöa s«ng dùa trªn c¸c

nghiªn cøu ®Þa chÊt nh­ sau :

...cöa s«ng lµ phÇn ®æ ra biÓn n»m ë h¹ l­u cña thung lòng s«ng, n¬i tiÕp

nhËn hai nguån trÇm tÝch s«ng, biÓn vµ th­êng xuyªn chÞu ¶nh h­ëng cña thñy

triÒu, sãng vµ c¸c qóa tr×nh ®éng lùc cña s«ng. Giíi h¹n vÒ phÝa ®Êt liÒn lµ n¬i

c¸c l­ìi triÒuch¹m tíi, giíi h¹n vÒ phÝa biÓn lµ s«ng b¾t ®Çu ®æ ra biÓn.

e. Qóa tr×nh tiÕn hãa theo thêi gian

(1) C¸c vïng cña s«ng còng gièng nh­ c¸c hÖ thèng ®íi bê kh¸c lu«n cã sù

biÕn ®éng th­êng xuyªn. VÞ trÝ cöa s«ng ®æ ra biÓn lµ khu vùc tr¶i qua nhiÒu

biÕn ®éng ®Þa chÊt nhÊt theo c¸c pha kh¸c nhau (h×nh 3-2). Khi luîng trÇm tÝch

lín, tèc ®é cña mùc n­íc d©ng nhá, vïng cöa s«ng sÏ bÞ vïi lÊp. Cã ba d¹ng

thµnh t¹o ®íi bê liªn quan ®Õn sù c©n b»ng trÇm tÝch gi÷a s«ng vµ biÓn. NÕu

trÇm tÝch s«ng chiÕm ­u thÕ, sÏ xuÊt hiÖn c¸c vïng ®ång b»ng delta lÊn biÓn.

NÕu nguån trÇm tÝch biÓn chiÕm ­u thÕ qóa tr×nh bµo mßn, n¾n chØnh ®­êng th×

bê sÏ ph¸t triÓn, kÕt qu¶ lµ sù h×nh thµnh cña c¸c b·i r×a hoÆc b·i lÇy (strand

plains) khi n¨ng n­îng sãng chiÕm ­u thÕ hoÆc b·i triÒu khi n¨ng l­îng thñy

triÒu chiÕm ­u thÕ. Trong tr­êng hîp, tèc ®é d©ng cña mùc n­íc t¨ng nhanh, c¸c

vïng thung lòng s«ng cã thÓ bÞ ngËp ch×m vµ nhiÒu cöa s«ng míi ®­îc h×nh

thµnh (h×nh 3-2).

(2) Trong mét sè ®iÒu kiÖn m«i tr­êng nhÊt ®Þnh, ch¼ng h¹n khi mùc n­íc

biÓn t¨ng cao vµ nguån cung cÊp trÇm tÝch c©n b»ng, chóng ta cã thÓ khã ph©n

biÖt ®­îc vïng cöa s«ng víi vïng delta. Theo gîi ý cña Dalrymple, Zaitlin vµ

Boyd (1992), dùa vµo c¸c h­íng vËn chuyÓn trÇm tÝch ®¸y cã thÓ cho thÊy sù

kh¸c nhau c¬ b¶n gi÷a hai khu vùc nµy. Víi c¸c vïng cöa s«ng, c¸c dßng trÇm

tÝch th­êng uèn khóc ngo»n ngÌo, võa cã h­íng ra biÓn, võa cã h­íng vµo bê, víi

c¸c vïng delta, dßng trÇm tÝch ®¸y Ýt uèn khóc h¬n vµ chØ tån t¹i mét h­íng ra

biÓn .

f. CÊu tróc ®Þa m¹o ®Æc tr­ng

Theo ®Þnh nghÜa míi khi l­îng cung cÊp trÇm tÝch nhá h¬n tèc ®é t¨ng cao

côc bé cña mùc n­íc, c¸c vïng cöa s«ng sÏ bÞ sôt ch×m vµ tÝch tô c¸c trÇm tÝch

lôc ®Þa vµ biÓn. Nh­ chóng ta ®· biÕt, qóa tr×nh trÇm tÝch vïng cöa s«ng lµ kÕt

qu¶ t­¬ng t¸c gi÷a n¨ng l­îng sãng, thñy triÒu vµ dßng ch¶y s«ng. V× vËy, t¹i

tÊt c¶ c¸c vïng cöa s«ng ®Òu lu«n tån t¹i hai qóa tr×nh sãng vµ thñy triÒu. Dùa

vµo mèi t­¬ng quan n¨ng l­îng cña chóng, ng­êi ta cã thÓ ®­îc ph©n vïng cña

s«ng thµnh 3 ®íi nh­ sau (h×nh 3-1) :

(1) §íi bªn ngoµi lµ n¬i c¸c qóa tr×nh ®éng lùc biÓn chiÕm ­u thÕ(vÝ dô nh­

sãng vµ dßng ch¶y thñy triÒu). D­íi t¸c ®éng cña dßng ch¶y, c¸c h¹t trÇm tÝch

th« ®­îc ®­a vµo vïng cöa s«ng qua ®íi ngoµi.

(2) §íi trung t©m lµ khu vùc cã n¨ng l­îng thÊp do c¸c qóa tr×nh sãng vµ

thñy triÒu c©n b»ng víi qóa tr×nh s«ng. §©y lµ vïng héi tô cña c¸c m¹ng l­íi

vËn chuyÓn trÇm tÝch vµ cã cÊp h¹t mÞn.

(3) §íi bªn trong lµ n¬i chÞu t¸c ®éng chÝnh cña c¸c qóa tr×nh ®éng lùc s«ng,

cã giíi h¹n më réng vÒ phÝa th­îng l­u n¬i s«ng cßn chÞu ¶nh h­ëng cña thñy

triÒu. C¸c dßng trÇm tÝch ®¸y trong khu vùc nµy cã h­íng di chuyÓn vÒ phÝa

biÓn.

H×nh 3-2 : Qóa tr×nh tiÕn hãa vïng cöa s«ng theo nh÷ng biÕn ®æi cña nguån cung cÊp trÇm tÝch

vµ tèc ®é ®ao ®éng cña mùc n­íc (theo quan ®iÓm cña Dalrymple, Zaitlin vµ Boyd,1992)

H×nh 3-3 : C¸c d¹ng ®Þa h×nh vïng cöa s«ng (a) cöa s«ng sãng chiÕm ­u thÕ; (b) cöa s«ng thñy

triÒu chiÕm ­u thÕ (chØnh lý tõ Dalrymple, Zailin vµ Boyd, 1992)

g. YÕu tè n¨ng l­îng vµ cÊu tróc trÇm tÝch

(1) Vïng cöa s«ng sãng chiÕm ­u thÕ

(a) KiÓu vïng nµy ®­îc ®Æc tr­ng bëi n¨ng l­îng sãng cao h¬n n¨ng l­îng

thñy triÒu. Do t¸c ®éng cña c¸c qóa tr×nh trÇm tÝch däc bê vµ gÇn bê, nhiÒu d¹ng

®Þa h×nh ®­îc h×nh thµnh nh­ bar c¸t, bar ngÇm, doi c¸t g¾n kÕt (h×nh 3-3a).

C¸c d¹ng ®Þa h×nh nµy cã t¸c dông ng¨n c¶n vµ gi¶m bít n¨ng l­îng sãng khi

chóng x©m nhËp vµo ®íi trung t©m. T¹i nh÷ng khu vùc cã dao ®éng thñy triÒu

thÊp vµ thÓ tÝch triÒu nhá, c¸c dßng triÒu kh«ng ®ñ kh¶ n¨ng ®Ó duy tr× c¸c l¹ch

n­íc, sau nh÷ng con b·o lín, nhiÒu cöa triÒu cã thÓ bÞ ®ãng l¹i t¹o thµnh nh÷ng

vòng vÞnh nhá ven bê. Sù ph©n dÞ cña c¸c trÇm tÝch thÓ hiÖn kh¸ râ nÐt ë 3 ®íi,

vïng gÇn thung lòng s«ng lµ c¸c h¹t trÇm tÝch th« do s«ng t¶i ra, phÇn trung

t©m lµ c¸c trÇm tÝch h¹t mÞn vµ ë phÇn s«ng ®æ ra biÓn lµ c¸c trÇm tÝch th« tõ

biÓn ®­a vµo. C¸c thÓ trÇm tÝch biÓn ®­îc h×nh thµnh trong ®íi cã n¨ng l­îng

sãng chiÕm ­u thÕ th­êng t¹o nªn c¸c d¹ng ®Þa h×nh nh­ bar ch¾n vµ cöa triÒu,

trong tr­êng hîp n¨ng l­îng thñy triÒu chiÕm ­u thÕ vµ æn ®Þnh, c¸c trÇm tÝch

sÏ ®­îc tÝch tô thµnh c¸c vïng delta ngËp n­íc (Hayes 1980).

(b) ë phÇn l©n cËn thung lòng s«ng, do qóa tr×nh l¾ng ®äng cña c¸c trÇm

tÝch c¸t sái do s«ng t¶i ra ®· h×nh thµnh d¹ng ®Þa h×nh delta mòi vÞnh. NÕu ®íi

trung t©m lµ mét vòng vÞnh l­u th«ng n­íc th× c¸c trÇm tÝch t­íng bïn c¸t vµ

vËt chÊt h÷u c¬ h¹t mÞn sÏ ®­îc trÇm ®äng ë ®Ønh cña c¸c mòi vÞnh nµy. KÕt qu¶

qóa tr×nh nµy lµ sù thµnh t¹o d¹ng ®Þa h×nh delta dÞch chuyÓn, gièng víi d¹ng

®Þa h×nh delta t¹i c¸c vïng bê delta biÓn tiÕn (phÇn thuËt ng÷ liªn quan ®Õn

delta vµ cÊu tróc cña chóng sÏ ®­îc ®Ò cËp ë ch­¬ng 4). §èi víi vïng cöa s«ng

n­íc n«ng hoÆc ®ang bÞ lÊp ®Çy, kh«ng cã vòng vÞnh l­u th«ng n­íc nh­ng thay

vµo ®ã lµ vïng ®Çm lÇy ngËp mÆn bÞ chia c¾t nh»ng nhÞt bëi c¸c l¹ch n­íc triÒu.

(2) Vïng cöa s«ng thñy triÒu chiÕm ­u thÕ

(a) T¹i c¸c vïng cøa s«ng thñy triÒu chiÕm ­u thÕ, n¨ng l­îng cña dßng

triÒu bao giê còng lín h¬n n¨ng l­îng sãng vµ d¹ng ®Þa h×nh ®Æc tr­ng lµ c¸c

tÝch tô xu«i theo dßng ch¶y (h×nh 3-3). MÆc dï ®©y lµ d¹ng ®Þa h×nh cã kÝch

th­íc nhá, nh­ng chóng còng gãp phÇn lµm tiªu tan n¨ng l­îng sãng b¶o vÖ c¸c

®íi n»m bªn trong cña vïng cña s«ng. Qóa tr×nh x©m nhËp cña dßng triÒu t¹i

vïng cöa s«ng h×nh phÔu th­êng xuyªn bÞ dån nÐn do sù ph¸t triÓn cña c¸c d¹ng

®Þa h×nh tÝch tô, v× vËy vËn tèc di chuyÓn cña chóng kh«ng ngõng t¨ng cho ®Õn

khi hiÖu øng d­ sinh ra do qóa tr×nh héi tô ®­îc c©n b»ng bëi qóa tr×nh ma s¸t

®¸y vµ hiÖu øng nµy ®­îc gäi lµ Hypersynchronos (Nichols vµ Biggs, 1985). Nhê

¶nh h­ëng cña lùc ma s¸t ®¸y, n¨ng l­îng dßng triÒu gi¶m dÇn, thËm chÝ b»ng 0

khi chóng cµng lÊn s©u vµo vïng cöa s«ng.

(b) Víi vïng cöa s«ng sãng chiÕm ­u thÕ, n¨ng l­îng cña s«ng bÞ gi¶m dÇn

khi tiÕn ra biÓn. T¹i vÞ trÝ n¨ng l­îng s«ng vµ thñy triÒu b»ng nhau ®­îc gäi lµ

®iÓm c©n b»ng víi gi¸ trÞ tæng n¨ng l­îng lu«n ®¹t cùc tiÓu. Víi vïng cña s«ng

thñy triÒu ­u thÕ, møc gi¸ trÞ nµy cao h¬n nhiÒu v× vËy sù ph©n dÞ c¸c t­íng

trÇm tÝch ®­îc thÓ hiÖn kh¸ râ rµng. Däc c¸c l¹ch triÒu lµ t­íng trÇm tÝch c¸t,

b·i triÒu vµ ®Çm lÇy hai bªn cöa s«ng lµ t­íng bïn (h×nh 3-3b). §íi trung t©m,

n¬i cã qu¸ tr×nh n¨ng l­îng thÊp, d¹ng ®Þa ®×nh phæ biÕn th­êng gÆp lµ thung

lòng s«ng-thñy triÒu uèn khóc, bao quanh lµ c¸c b·i båi liªn tôc bÞ biÕn ®æi.

(c) D¹ng ®Þa h×nh delta mòi vÞnh th­êng Ýt xuÊt hiÖn ë ®íi bªn trong cña

vïng cöa s«ng thñy triÒu chiÕm ­u thÕ, thay vµo ®ã lµ thung lòng s«ng kÕt hîp

víi c¸c l¹ch triÒu nhá cã h­íng v­¬n ra biÓn.

(3) Vïng cöa s«ng hçn hîp

(a) Ho¹t ®éng chuyÓn tiÕp cña sãng vµ thñy triÒu. Khi n¨ng l­îng thñy triÒu

lín h¬n n¨ng l­îng sãng, chóng sÏ t¹o ra mét l¹ch triÒu xuyªn c¾t c¸c bar ch¾n

n»m ë cøa s«ng ®ång thêi t¹o nªn c¸c d¹ng ®Þa h×nh tÝch tô míi n»m xu«i theo

hai r×a cña con l¹ch. Nhê n¨ng l­îng hçn hîp ®íi trung t©m vïng cöa s«ng, c¸c

trÇm tÝch c¸t biÓn theo c¸c kªnh vËn chuyÓn ngµy cµng tiÕn s©u vµo lôc ®Þa biÕn

c¸c vïng ®Çm lÇy ven s«ng thµnh ®Çm lÇy ngËp mÆn, t­íng bïn sang t­íng bïn

c¸t.

(b) T¸c ®éng cña dao ®éng triÒu. Giíi h¹n bªn trong cña vïng cöa s«ng ®­îc

x¸c ®Þnh dùa trªn vÞ trÝ thung lòng s«ng cßn chÞu t¸c ®éng cña thñy triÒu. V× vËy

®é dèc ®Þa h×nh ®íi bê vµ dao ®éng cña thñy triÒu lµ hai yÕu tè quyÕt ®Þnh chiÒu

dµi cña vïng cöa s«ng (Dalrymple, Zailin vµ Boyd, 1992). Cöa s«ng cµng dµi nÕu

®é dèc ®Þa h×nh nhá vµ ®ao ®éng triÒu t¹i ®ã lín.

(c) ¶nh h­ëng cña h×nh th¸i thung lòng s«ng. §Æc ®iÓm h×nh th¸i thung

lòng s«ng vµ cÊu tróc ®Þa chÊt cña nã cã ¶nh h­ëng lín ®Õn kÝch th­íc vïng cöa

s«ng vµ thµnh phÇn trÇm tÝch. §iÒu nµy thÓ hiÖn râ rÖt nhÊt trong giai ®o¹n ®Çu

khi s«ng b¾t ®Çu qóa tr×nh båi lÊp vµ c¸c qóa tr×nh xãi mßn, båi tô ch­a lµm

thay ®æi cÊu tróc ®Þa chÊt ban ®Çu cña lßng s«ng v× sù khuyÕch ®¹i cña sãng –

thñy triÒu rÊt Ýt khi x¶y ra ë vïng thung lòng s«ng ®ång nhÊt (Nichols vµ Biggs

1985). C¸c vïng cöa s«ng h×nh thµnh trong giai ®o¹n nµy phÇn lín thuéc d¹ng

sãng chiÕm ­u thÕ, vÝ dô nh­ vÞnh Chesapeake víi hÖ thèng c¸c phô l­u ph¸t

triÓn. Tuy nhiªn, víi c¸c vïng cöa s«ng cã d¹ng h×nh phÔu th× c¸c qóa tr×nh

triÒu sÏ chiÕm ­u thÕ hoÆc hypersynchronous (vÝ dô nh­ vïng cöa s«ng Gironde

cña Ph¸p)

(d) CÊu t¹o ®Þa chÊt. §é dèc ®Þa h×nh ®íi bê lµ mét phÇn cña kiÕn t¹o m¶ng

®­îc xem lµ cã vai trß quyÕt ®Þnh tíi thÓ tÝch vïng cöa s«ng. Víi c¸c bê biÓn cã

®é dèc nhá nh­ vïng bê ë c¸c r×a thô ®éng, sù d©ng cao cña mùc n­íc sÏ t¹o ra

vïng cöa s«ng cã thÓ tÝch lín. Ng­îc l¹i víi bê biÓn cã ®é dèc lín nh­ c¸c bê n»m

trªn r×a tÝch cùc, qóa tr×nh d©ng cao cña mùc n­íc sÏ dÉn ®Õn sù h×nh thµnh c¸c

vïng cöa s«ng cã thÓ tÝch nhá, vÝ dô nh­ vïng bê Th¸i B×nh D­¬ng cña n­íc Mü

(Boyd, Dalrymple vµ Zaitlin, 1992).

3-4. Bê biÓn trÇm tÝch b¨ng hµ

Vµo thêi Pleistocen, nhiÒu phÇn lôc ®Þa bÞ bao phñ bëi nh÷ng khèi b¨ng lín

nh­ Antarctic vµ Greenland. Do ¶nh h­ëng cña sù biÕn ®æi khÝ hËu, trong suèt

thêi gian dµi tån t¹i cña b¨ng hµ, lóc cùc lóc suy ®· ¶nh h­ëng lín ®Õn sù biÕn

®æi h×nh th¸i cña c¸c vïng ven bê n»m ë vÜ ®é b¾c. DÊu vÕt cña c¸c thêi kú b¨ng

hµ kh¸c nhau nµy ®Õn nay vÉn cã thÓ t×m thÊy ë c¸c vïng bê biÓn phÝa b¾c vµ

trªn thÒm lôc ®Þa mÆc dï nhiÒu khu vùc ®· bÞ ph¸ hñy vµ biÕn ®æi bëi c¸c qóa

tr×nh ®Þa chÊt biÓn.

a. Qóa tr×nh xãi mßn vµ cung cÊp trÇm tÝch

C¸c t¶ng b¨ng bao giê còng mang theo mét l­îng vËt chÊt nhÊt ®Þnh, trong

®ã bao gåm hçn hîp c¸c m¶nh vôn trÇm tÝch mµ chóng bµo mßn ®­îc trªn bÒ

mÆt ®Þa h×nh trong qóa tr×nh di chuyÓn chóng. Víi nh÷ng khèi b¨ng lín vµ

nÆng, t¸c ®éng bµo mßn diÔn ra kh¸ m¹nh mÏ vµ chi phèi sù biÕn ®æi cña c¸c

d¹ng ®Þa h×nh trªn mét diÖn tÝch lín hµng ngh×n km, nhÊt lµ trong thêi

Pleistocen.

(1) D¹ng thung lòng Fio

§©y lµ d¹ng ®Þa h×nh xãi mßn b¨ng hµ lín t¹o thµnh c¸c ®Þa hµo b¨ng hµ sôt

ch×m c¾t s©u vµo ®­êng bê biÓn cña Alaska, Na-uy, Chilª, Xibirª, Greenland vµ

Canada (h×nh 3-4). Do cã ®é s©u lín, c¸c thung lòng ®Þa hµo nµy nhanh chãng bÞ

n­íc biÓn x©m nhËp trong thêi kú biÓn tiÕn Holocen. DÊu vÕt cßn l¹i ®Õn ngµy

nay cña chóng lµ c¸c ®Þa hµo h×nh ch÷ U n»m gi÷a vïng thung lòng cña nói

b¨ng.

(2) B¨ng tÝch

Khi c¸c t¶ng b¨ng dÞch chuyÓn, chóng sÏ mang theo mét khèi l­îng lín c¸c

h¹t trÇm tÝch trªn ®­êng ®i cña chóng, ®Õn khi bÞ tan ra, toµn bé khèi l­îng

trÇm tÝch mang theo nµy sÏ ®­îc gi¶i phãng vµ tÝch tô t¹o thµnh c¸c d¹ng ®Þa

h×nh b¨ng tÝch, tuy nhiªn vÉn cã mét l­îng nhá trÇm tÝch b¨ng hµ tiÕp tôc ®­îc

c¸c s«ng b¨ng mang ®i xa h¬n (Reineck vµ Singh, 1980). KÕt qu¶ cña qóa tr×nh

di chuyÓn trÇm tÝch nµy lµ sù h×nh thµnh mét sè d¹ng ®Þa h×nh b¨ng hµ däc theo

®­êng bê biÓn hoÆc trªn phÇn thÒm lôc ®Þa nh­ Fio hoÆc c¸c d¹ng ®Þa h×nh b¨ng

tÝch tµn d­ (h×nh 3-5). Vµo thêi kú biÓn tiÕn, nhiÒu d¹ng ®Þa h×nh nµy bÞ nhÊn

ch×m xuèng mùc ®é s©u lín h¬n vµ bÞ t¸i biÕn ®æi bëi c¸c qóa tr×nh biÓn. VÝ dô

nh­ ë Boston Harbor hoÆc Long Island hay New York.

b. TÝnh ®a d¹ng

So víi nh÷ng vïng bê kh¸c, bê biÓn trÇm tÝch b¨ng hµ cã sù ®a d¹ng lín vÒ

®Þa h×nh víi nhiÒu nguån gèc kh¸c nhau, chóng cã thÓ chØ ®¬n thuÇn lµ c¸c trÇm

tÝch b¨ng hµ, hoÆc b¨ng hµ vµ s«ng, hoÆc trÇm tÝch biÓn (Fritzgerald vµ Rosen,

1987). TÝnh ®a d¹ng cña bê cßn nhËn ®­îc sù gãp mÆt phong phó cña nhiÒu

d¹ng ®Þa h×nh míi do c¸c qóa tr×nh ®Þa chÊt biÓn h×nh thµnh nh­ bar c¸t, val

ngÇm, bê c¸t sái vµ v¸ch dèc. Do ®Æc tÝnh cña s­ên bê dèc ®øng nªn qóa tr×nh xãi

lë bê diÔn ra ë nhiÒu vïng bê b¨ng hµ chñ yÕu bëi ho¹t ®éng cña c¸c dßng ch¶y

rèi lµ dßng x©m nhËp. NhiÒu vïng cã ®¸y biÓn n«ng nh­ bê b¾c cùc cßn cã thÓ bÞ

c¸c t¶ng b¨ng tr«i xuyªn thñng ®¸y. Nãi chung viÖc ph©n lo¹i c¸c kiÓu bê cã

nguån gèc b¨ng hµ lµ kh¸ phøc t¹p vµ khã kh¨n do tÝnh ®a d¹ng vÒ cÊu tróc ®Þa

h×nh vµ ®Þa chÊt cña chóng.

c. Bê §¹i T©y D­¬ng (§TD)

Vïng bê §TD ë B¾c Mü cã sù ph©n dÞ lín bëi c¸c thµnh t¹o d¹ng ®Þa h×nh

b¨ng tÝch tµn d­. Nh÷ng khèi b¨ng tÝch tµn d­ thêi Wisconsin ®· t¹o thµnh mét

chuçi ®¶o nh« lªn trªn mÆt biÓn (vÝ dô nh­ Long Island, Block Island,

Nantucket vµ Martha’s Vineyard) víi c¸c d¶i b·i ngÇm ngoµi kh¬i (b·i Georges

vµ Nove Scotian). Nh­ng ë phÝa nam, c¸c thµnh t¹o b¨ng tÝch tµn d­ cã ®Þa h×nh

b»ng ph¼ng vµ ®Òu ®Æn h¬n, ngo¹i trõ sù chia c¾t do c¸c nh¸nh s«ng, suèi.

d. §Þa chÊt vïng xa bê

T¹i c¸c vïng bê chÞu sù chi phèi cña c¸c dßng s«ng b¨ng th­êng xuÊt hiÖn

c¸c thung lòng s«ng cæ n»m ngoµi kh¬i. §ã lµ c¸c thung lòng s«ng cßn sãt l¹i bÞ

chia c¾t m¹nh mÏ bëi hÖ thèng c¸c nh¸nh s«ng ngo»n ngÌo, uèn khóc ®a d¹ng vÒ

®Þa h×nh, lßng s«ng chøa nhiÒu d¹ng trÇm tÝch kh¸c nhau tõ c¸t tíi cuéi sái.

§iÒu ®¸ng chó ý lµ c¸c nh¸nh s«ng cæ nµy cßn cã thÓ v­¬n dµi tíi thÒm lôc ®Þa

trong ®iÒu kiÖn vïng khÝ hËu Êm, vÝ dô vïng ngoµi kh¬i bê biÓn Texas (Suter vµ

Berryhill, 1985). §a sè c¸c d¹ng ®Þa h×nh s«ng cæ trong c¸c vïng khÝ hËu kh¸c

nhau vµ c¸c vïng deltas r×a lôc ®Þa liªn quan ®Òu ®­îc h×nh thµnh vµo thêi kú

mùc n­íc thÊp trong kû §Ö tø vµ chóng chÝnh lµ c¬ së ®Ó x¸c ®Þnh c¸c ®­êng bê

cæ.

H×nh 3-4: §­êng bê biÓn trÇm tÝch b¨ng hµ vïng Alaska (Lake George)

3-5. Bê biÓn trÇm tÝch s«ng - d¹ng ®Þa h×nh delta

D¹ng ®Þa h×nh delta sÏ ®­îc ®Ò cËp ë ch­¬ng 4, phÇn 3. Do cÊu tróc vïng

delta cã mèi quan hÖ trùc tiÕp víi c¸c nguån n¨ng l­îng nªn trong qusa tr×nh

nghiªn cøu h×nh th¸i vïng cöa s«ng kh«ng thÓ bá qua c¸c qóa tr×nh ®éng lùc

liªn quan.

3-6. Bê biÓn trÇm tÝch giã – d¹ng ®Þa h×nh cån c¸t

§©y lµ d¹ng ®Þa h×nh th­êng gÆp ë kh¾p c¸c bê biÓn trªn thÕ giíi ngo¹i trõ

c¸c vïng bê ë b¾c cùc vµ nam cùc (tuy nhiªn theo m« t¶ cña Nichols, 1968 mét sè

vïng bê b¨ng hµ ë McMurdo Sound vµ Nam cùc vÉn t×m thÊy c¸c ®ôn c¸t máng).

Sù tån t¹i cña chóng phô thuéc rÊt nhiÒu vµo khèi l­îng c¸c nguån cung cÊp

trÇm tÝch, trong khi ho¹t ®éng cña giã gÇn nh­ liªn tôc ®­îc duy tr× ë vïng ®íi

bê th× sù thiÕu hôt c¸c nguån trÇm tÝch bë rêi vÉn ®«i lóc x¶y ra (Carter, 1988).

Qóa tr×nh thµnh t¹o c¸c d¹ng ®Þa h×nh cån c¸t ven biÓn cã ý nghÜa rÊt lín, ®ã lµ

n¬i c­ tró cña nhiÒu loµi chim, ®ã lµ khu vùc cã thÓ tæ chøc lµm ®iÓm vui ch¬i

gi¶i trÝ vµ tham quan, ®ã lµ má c¸t lé thiªn ®ång thêi lµ nguån cung cÊp trÇm

tÝch t¹m thêi cho nhiÒu vïng ven bê kh¸c vµ lµ vïng cã chøc n¨ng b¶o vÖ bê

biÓn. MÆc dï d¹ng ®Þa h×nh nµy kh¸ phæ biÕn ë c¸c bê c¸t, song chóng ®­îc coi lµ

nguån tµi nguyªn h÷u h¹n cÇn ®­îc b¶o tån. C¸c c«ng tr×nh nghiªn cøu vµ th¶o

luËn vÒ cån c¸t ®· ®­îc Brigadier R.A Bagnold tæng hîp trong cuèn “ TÝnh chÊt

vËt lý cña c¸t bay, vµ nh÷ng cån c¸t sa m¹c” (Bagnold, 1941). H¬n 50 n¨m, sau

khi ®­îc xuÊt b¶n cuèn s¸ch nµy vÉn ®­îc xem lµ mét cuèn tõ ®iÓn tra cøu kinh

®iÓn bëi c¸c c¬ së lý luËn mang tÝnh khoa häc cña nã.

a. Nguån gèc ph¸t sinh

NhiÒu ng­êi cho r»ng, nguån gèc cña c¸c cån c¸t mªnh m«ng lµ tõ c¸c s¶n

phÈm trÇm tÝch dåi dµo trong thêi kú biÓn tho¸i. MÆc dï qóa tr×nh dÞch chuyÓn

cña ®­êng bê vÒ phÝa biÓn kh«ng nhÊt thiÕt kÌm theo qóa tr×nh thµnh t¹o cån

c¸t, song chóng vÉn ph¸t triÓn theo h­íng tiÕn cña ®­êng bê. T¹i c¸c vïng bê

biÓn t©y b¾c ¢u, ®a sè nh÷ng cån c¸t ®Òu cã thµnh phÇn lµ c¸c trÇm tÝch vôn cã

nguån gèc ®¹i d­¬ng ®­îc mang tõ biÓn vµo trong thêi kú biÓn tiÕn Pleistocen

muén vµ Holocen sím. C¸c giai ®o¹n h×nh thµnh cån cã thÓ bÞ gi¸n ®o¹n bëi c¸c

thêi kú æn ®Þnh thÓ hiÖn bëi ë sù xen kÏ gi÷a c¸c tÇng trÇm tÝch kh¸c nhau, vÝ dô

nh­ nh÷ng cån c¸t ®­îc h×nh thµnh c¸ch ®©y 1600 n¨m trªn ®¶o Plum, bang

Massachusett (Goldsmith, 1985).

b. Nguån trÇm tÝch

Th­êng thi nh÷ng b·i biÓn kh« n»m sau bê lµ nguån cung cÊp vËt liÖu chÝnh

cho c¸c cån c¸t. C¸c vïng ven biÓn cã bÒ mÆt ®Þa h×nh thÊp vµ b»ng ph¼ng lu«n

lµ vÝ trÝ thuËn lîi cho cån c¸t ph¸t triÓn do phÇn lín c¸c th¸ng trong n¨m c¸c

h­íng giã kh¸c nhau liªn tôc thèng trÞ trong khu vùc nµy. §Ó cã thÓ thæi c¸c h¹t

c¸t tõ bê biÓn vµo lôc ®Þa, tèc ®é giã ph¶i v­ît ng­ìng vËn tèc chuyÓn ®éng cña

tõng cì h¹t kh¸c nhau, trong tr­êng hîp gÆp c¸t ­ít hoÆc s­ên dèc, tèc ®é giã

buéc ph¶i lín gÊp nhiÒu lÇn th× míi ®¹t kh¶ n¨ng lµm di chuyÓn c¸c h¹t trÇm

tÝch. Nguån trÇm tÝch thø hai lµ c¸c b·i c¸t n»m s¸t bê biÓn khi chóng ®­îc

ph¬i kh« gi÷a c¸c chu kú triÒu, ®Æc biÖt lµ ë c¸c vïng cã nhËt triÒu, do thêi gian

gi÷a hai con n­íc kh¸ dµi ®ñ ®Ó c¸c h¹t c¸t hong kh« tr­íc khi l¹i bÞ ngÊm n­íc.

Khèi l­îng trÇm tÝch cña mét cån c¸t cã thÓ tÝnh to¸n theo c«ng c«ng thøc nÕu

chóng cã thµnh phÇn trÇm tÝch ®ång nhÊt (EM 1110-2-1502).

c. Sù biÕn ®æi vµ sù æn ®Þnh

§a sè c¸c cån c¸t ®Òu cho thÊy dÊu hiÖu biÕn ®æi cña c¸c tÇng trÇm tÝch.

Trong ®ã bao gåm :

- Nh÷ng biÕn ®æi ®æi vËt lý - bë rêi vµ nÐn Ðp. Lµm cho c¸c h¹t c¸t ®­îc mµi

trßn, g¾n kÕt vµ ph©n dÞ tèt h¬n

- Nh÷ng biÕn ®æi hãa häc - oxy hãa, röa lòa, v«i hãa (cuèi cïng t¹o ra c¸c cån

d¹ng r¾n ch¾c cã kh¶ n¨ng chèng l¹i c¸c qóa tr×nh bµo mßn)

- Nh÷ng biÕn ®æi sinh häc - qóa tr×nh ho¹t hãa, sinh mïn vµ thµnh t¹o thæ

nh­ìng

Tr¹ng th¸i æn ®Þnh cña mét cån c¸t th­êng phô thuéc vµo diÖn tÝch th¶m

thùc vËt bao phñ trªn nã. Nh÷ng cån h×nh thµnh trong vïng khÝ hËu kh« c»n

th­êng dÔ bÞ di chuyÓn do líp phñ thùc vËt kÐm ph¸t triÓn. Tuy nhiªn, trªn

nhiÒu cån c¸t vïng ven biÓn, chóng ta cã thÓ gÆp mét sè loµi thùc vËt ®Æc tr­ng

cã kh¶ n¨ng thÝch nghi tèt víi ®iÒu kiÖn th« r¸p cña m«i tr­êng cån c¸t (h×nh 3-

6). §ã lµ c¸c loµi cá cã th©n vµ rÔ rÊt dµi, chóng ph¸t triÓn lan b¸m trªn bÒ mÆt

cån vµ giam gi÷ c¸c h¹t c¸t t¹i vÞ trÝ nã. Sù ph¸t triÓn cña líp b× thùc vËt sÏ thay

thÕ ranh giíi khÝ ®éng lùc cña mÆt c¾t vËn tèc giã phÝa trªn vµ t¹o ra m¹ng l­íi

c¸c dßng xung l­îng phÝa d­íi thóc ®Èy qóa tr×nh m¾c bÉy cña c¸c h¹t trÇm tÝch

(Carter 1988).

H×nh 3-5: C¸c d¹ng ®Þa h×nh tÝch tô trÇm tÝch b¨ng hµ

d. Ph©n lo¹i c¸c d¹ng cån c¸t

Ng­êi ta cã thÓ m« t¶ vµ ph©n chia c¸c lo¹i cån c¸t theo diÖn m¹o tù nhiªn

cña chóng (h×nh th¸i bªn ngoµi vµ cÊu tróc bªn trong) hoÆc theo nguån gèc ph¸t

sinh (c¬ chÕ thµnh t¹o). Smith (1954) ®· ®­a ra mét hÖ thèng ph©n lo¹i m« t¶ cã

tÝnh øng dông réng r·i. Trong ®ã bao gåm c¸c lo¹i sau ®©y (h×nh 3-7):

(1) Cån tr­íc biÓn

Lµ c¸c ®åi hoÆc ®Ønh c¸t n»m liÒn kÒ víi b·i biÓn cã chøc n¨ng che ch¾n giã

b·o

(2) Cån c¸t d¹ng parabon

Lµ c¸c gê c¸t cã h×nh vßng cung víi phÇn cong h­íng ra phÝa biÓn. Lo¹i cån

nµy Ýt phæ biÕn, h×nh thµnh theo h­íng giã t¹i c¸c vïng cã ®Þa h×nh tròng vµ Èm

­ít

(3) Cån c¸t d¹ng l­ìi liÒm

Lµ c¸c ®ôn c¸t cã d¹ng tr¨ng l­ìi liÒm víi hai ®Ønh nhän kÐo dµi theo h­íng

giã (nguyªn nh©n lµ do c¸c h¹t c¸t ë phÇn ®Ønh di chuyÓn nhanh nhanh h¬n ë

phÇn gi÷a). §«i khi chóng gièng nh­ mét c¸i nót ch­a hoµn chØnh tr­ît trªn mét

mÆt hµnh lang kh«ng bÞ bµo mßn.

H×nh 3-6: BÒ mÆt cña mét cån c¸t ven biÓn víi sù ph¸t triÓn cña c¸c loµi thùc vËt th©n rÔ cã kh¶

n¨ng gi÷ c¸c h¹t c¸t kh«ng bÞ di chuyÓn. §©y lµ khu vùc phÝa ®«ng Alabana gÇn Florida (March,

1991), n¨m 1979 khu vùc nµy ®· chÞu sù tµn ph¸ cña c¬n b·o Frederic vµ b©y giê ®ang phôc håi

d©ng dÇn.

(4) D¶i cån n»m ngang

Th­êng cã h­íng vu«ng gãc hoÆc h¬i xiªn chÐo so víi h­íng giã chÝnh, lo¹i

nµy cã h×nh d¹ng bÊt ®èi xøng víi mét bªn lµ s­ên dèc do khuÊt giã vµ mét bªn

lµ s­ên tho¶i do ®ãn giã.

(5) Cån n»m däc

Ph¸t triÓn kÐo dµi vµ song song theo h­íng giã, chóng cã mÆt c¾t ngang ®èi

xøng. Lo¹i cån nµy th­êng tËp hîp thµnh tõng nhãm trªn c¸c vïng réng lín,

tr«ng nhÊp nh« gièng nh­ bêm ngùa.

(6) Cån d¹ng thæi mßn

Lµ c¸c cån cã hâm hoÆc lßng tròng khoÐt s©u vµo bªn trong Nguyªn nh©n lµ

do líp phñ thùc vËt bÞ ph¸ hñy bëi c¸c ho¹t ®éng ®i l¹i cña con ng­êi.

H×nh 3-7: C¸c lo¹i cån c¸t (theo chØnh lý cña Carter, 1988; Reading, 1986 vµ Flint, 1971)

(7) Cån g¾n kÕt

Đ­îc h×nh thµnh do sù tÝch tô cña c¸c h¹t c¸t bao quanh mét ch­íng ng¹i

vËt, ch¼ng h¹n nh­ c¸c khèi ®¸.

e. B¶o vÖ ®­êng bê

RÊt nhiÒu khu vùc bªn trong ®Êt liÒn ®­îc c¸c cån c¸t b¶o vÖ khái nh÷ng

¶nh h­ëng cña c¬n b·o lín vµ sù tÊn c«ng cña sãng d÷. V× vËy, ë nhiÒu n¬i ng­êi

ta ®· yªu cÇu c¸c toµ nhµ cao tÇng ph¶i ®­îc x©y dùng ®»ng sau c¸c ®ª c¸t vµ

c¸ch xa ®­êng bê mét kho¶ng c¸ch nhÊt ®Þnh. Tuy nhiªn, vai trß b¶o vÖ cña c¸c

cån c¸t chØ mang tÝnh nhÊt thêi bëi tr­íc sù tÊn c«ng cña nh÷ng c¬n b·o khèc

liÖt, qóa tr×nh xãi mßn vÉn x¶y ra, kÌm theo lµ nh÷ng sù thay ®æi cña c¸c nguån

cung cÊp trÇm tÝch vµ chÕ ®é giã trong khu vùc cã thÓ dÉn ®Õn sù thiÕu hôt trÇm

tÝch cña c¸c ®ª c¸t. Trong tr­êng hîp c¸c ®ª c¸t bÞ chia c¾t bëi c¸c con ®­êng

mßn vµ ®­êng giao th«ng th× kh¶ n¨ng bÒn v÷ng cña chóng cµng trë nªn yÕu vµ

dÔ bÞ xãi mßn. MÆc dï so víi v¸ch biÓn, ®ª c¸t cã cÊu tróc kÐm bÒn v÷ng h¬n,

nh­ng l¹i cã tÝnh thÈm mü cao h¬n vÒ mÆt c¶nh quan v× vËy vai trß b¶o vÖ cña

nã còng ®­îc ­a chuéng h¬n.

f. B¶o tån vµ kh«i phôc c¸c ®ª c¸t

XÐt vÒ mÆt lÞch sö, ®ª c¸t lµ nh÷ng khu vùc chÞu nhiÒu ¸p lùc lín tõ nh÷ng

lîi Ých cña con ng­êi, rÊt nhiÒu khu vùc réng lín ®· bÞ lµm thay ®æi tÝnh chÊt tù

nhiªn ®Ó ®¸p øng cho nhu cÇu ph¸t triÓn. RÊt nhiÒu vïng ven bê ë Ch©u ©u, B¾c

Mü, Autralia vµ Nam Mü cã nh÷ng ®ª c¸t réng lín, tr­íc ®©y ®· tõng ®­îc bao

phñ bëi c¸c c¸nh rõng b¹t ngµn, nh÷ng sau ®ã chóng ®Òu nhanh chãng bÞ tµn

ph¸ bëi con ng­êi. Vµo nh÷ng thËp niªm 60 nh÷ng ng­êi khai hoang ®Çu tiªn ®·

tíi New England vµ hä ®· ph¸ huû toµn bé líp phñ thùc vËt t¹i nh÷ng n¬i hä tíi

®Ó lµm n«ng nghiÖp vµ ch¨n th¶ gia sóc. Sau ®ã viÖc b¶o tån c¸c ®ª c¸t vµ b¶o vÖ

líp phñ thùc vËt ®· diÔn ra trong mét thêi gian dµi nh­ng nh×n chung vÉn

kh«ng thµnh c«ng (Goldsmith 1985). Cho tíi gÇn ®©y, mét sè ho¹t ®éng b¶o tån

míi ®em l¹i hiÖu qu¶ (Knustson 1976, 1978; Woodhouse 1978). Hai ph­¬ng ph¸p

chÝnh ®­îc øng dông ®ã lµ h×nh thµnh líp phñ thùc vËt nh©n t¹o (thùc vËt míi)

vµ dùng c¸c rµo ch¾n c¸t. Hotta, Kraus vµ Horikawa (1991)®· ®Ò cËp ®Õn gi¶i

ph¸p x©y dùng nh÷ng rµo ch¾n c¸t. ViÖc qu¶n lý c¸c ®ª c¸t ven biÓn vµ c¸c ho¹t

®éng b¶o tån còng ®· ®­îc Carter, Curtis vµ Sheehy-Skeffington (1992) nh¾c

®Õn.

3-7 Bê biÓn nói löa

a. Lêi giíi thiÖu vµ c¸c ®Þnh nghÜa liªn quan

Nói löa lµ c¸c häng phun trµo Macma n»m trªn bÒ mÆt tr¸i ®Êt víi sù h×nh

thµnh cña c¸c tro nói löa c¸c c¸c khÝ ga (Bates vµ Jackson 1984). Th«ng th­êng,

bao quanh c¸c häng nói löa ®ang ho¹t ®éng lµ c¸c líp ®Êt ®¸ vµ tro nói löa n»m

chång chÊt lªn nhau sau mçi ®ît phun trµo vµ h×nh thµnh nªn c¸c ngän nói h×nh

chãp. V× vËy, kh¸i niÖm nói löa ë ®©y bao gåm c¶ c¸c d¹ng ®Þa h×nh ®åi nói ®­îc

h×nh thµnh ë khu vùc xung quanh do sù trÇm ®äng cña c¸c vËt liÖu nói löa.

(1) Nh÷ng t¸c ®éng cña nói löa ®èi víi con ng­êi ®· ®­îc ghi nhËn ë nhiÒu

níi trªn thÕ giíi. Toµn bé vïng bê biÓn phÝa t©y cña n­íc Mü ®­îc xem lµ khu

vùc cã c¸c ho¹t ®éng kiÕn t¹o m¹nh mÏ vµ phÇn lín c¸c nói löa n»m ven bê ®¹i

d­¬ng tËp trung ë ®íi bê vµ tr¶i dµi trªn qu·ng ®­êng gÇn 200km. Cã kho¶ng

trªn 260 d¹ng nói löa cã h×nh th¸i kh¸c nhau vµ cã tuæi trÎ h¬n 5 triÖu n¨m tËp

trung ë Mü vµ Canada, trong ®ã phÇn lín lµ ë khu vùc Alaska vµ ®¶o Hawaiian

(Wood vµ Kienle 1990). Trong sè ®ã cã 54 ngän nói ®· phun trµo trong thêi kú

lÞch sö, ho¹t ®éng cña c¸c ngän nói cßn l¹i còng ®­îc ghi nhËn trong danh môc

cña H¶i qu©n Mü

(2) Nói löa cã vai trß quan träng trong c¸c nghiªn cøu ®íi bê v× mét sè lý do

sau :

- Nói löa lµ mét trong nh÷ng nguån cung cÊp trÇm tÝch cho c¸c vïng duyªn

h¶i. C¸c vËt liÖu nói löa ®­îc ®­a ra ®íi bê nhê c¸c dßng dung nham vµ sù vËn

chuyÓn cña c¸c dßng ch¶y cã nguån gèc tõ lôc ®Þa (vÝ dô nh­ nói löa St. Helens).

- Ho¹t ®éng nói löa ¶nh h­ëng ®Õn kiÕn t¹o ®íi bê (vÝ dô nh­ c¸c vïng bê

biÓn ë phÝa t©y cña Nam Mü vµ B¾c Mü).

- H×nh th¸i ®­êng bê bÞ biÕn ®æi bëi sù h×nh thµnh c¸c ®¶o nói löa (vÝ dô nh­

Aleut) vµ c¸c dßng dung nham khi ch¶y ra biÓn (vÝ dô ®¶o Hawaiian).

- Kh¶ n¨ng bÞ ph¸ hñy cña mét sè bê nói löa phô thuéc vµo møc ®é xãi mßn

cña tro vµ c¸c vËt liÖu nói löa bë rêi vµ tÝnh bÒn v÷ng cña c¸c ®¸ bazan.

- Qóa tr×nh phun trµo cña nói löa cã thÓ g©y ra nh÷ng hiÓm häa lín vµ ®e

däa c¸c vïng d©n c­ ven biÓn.

- C¸c s¶n phÈm nói löa bë rêi cã thÓ g©y t¾c nghÏn dßng ch¶y cña c¸c con

s«ng vµ lÊp ®Çy c¸c bÕn c¶ng .

(3) Trong phÇn nµy chóng t«i sÏ tr×nh bµy mét c¸ch kh¸i qu¸t nh÷ng kh¸i

niÖm chung vÒ nói löa vµ mét sè ®Æc ®iÓm riªng vÒ nói löa n»m ven bê (bê nói

löa). Hai vÝ dô ®­îc lÊy ®Ó minh häa cho sù kh¸c nhau vÒ ®Þa h×nh gi÷a hai lo¹i

nói löa (d¹ng phøc hîp vµ d¹ng khiªn) vµ ®­êng bê biÓn liªn quan lµ vïng nói

löa Alaska vµ Hawai. §Ó hiÓu râ thªm vÊn ®Ò nµy, b¹n ®äc cã thÓ tham kh¶o

thªm cuèn “Kh¸m ph¸ hµnh tinh cña chóng ta” xuÊt b¶n bëi Héi ®Þa lý Quèc gia

Mü (Ballard, 1983), trong ®ã cã ®Ò cËp tíi thuyÕt kiÕn t¹o m¶ng vµ nh÷ng gi¶

thiÕt vÒ nguån gèc nói löa vµ qóa tr×nh ho¹t ®éng cña chóng.

b. Kh¸i qu¸t vÒ mÆt ®Þa chÊt.

Cã hai lo¹i nói löa ®­îc x¸c ®Þnh dùa trªn kiÓu phun trµo thµnh phÇn dung

nham cña chóng. Lo¹i thø nhÊt t×m thÊy ë bê biÓn phÝa t©y cña nam Mü vµ b¾c

Mü, vïng Aleut, ®©y lµ lo¹i nói löa cã h×nh th¸i ®a d¹ng víi søc phun trµo m¹nh

mÏ cã thÓ t¹o ra nh÷ng vô næ lín (mét vÝ dô ®iÓn h×nh lµ sù ph¸t næ bÊt ngê cña

nói löa St. Helen vµo ngµy 18 th¸ng 5 n¨m 1980 ®· g©y ra sù tµn ph¸ khñng

khiÕp, c­íp ®i sinh m¹ng cña 64 ng­êi). Sù phun trµo cña lo¹i nói löa nµy

th­êng t¹o ra mét khèi l­îng lín c¸c lo¹i khÝ gss vµ tro nói löa, chóng cã d¹ng

líp, h×nh nãn hoÆc ®Ønh nhän vµ kh¸ cao. Tr¸i l¹i c¸c nói löa n»m trªn quÇn ®¶o

Hawai thuéc lo¹i nói löa d¹ng khiªn, chóng lµ c¸c khèi bazan réng vµ thÊp

nh­ng cã thÓ tÝch lín. Sù phun trµo cña chóng diÔn ra tõ tõ víi c¸c dßng dung

nham cã ®Æc tÝnh láng. Ho¹t ®éng cña nói löa nh×n chung t¸c ®éng ®Õn sù h×nh

thµnh bê biÓn ë hai møc ®é sau:

(1) §Æc ®iÓm cÊu t¹o ®Þa chÊt trªn quy m« lín cña r×a lôc ®Þa ¶nh h­ëng ®Õn

qóa tr×nh trÇm tÝch vµ ®Þa chÊt ®íi bê trªn toµn cÇu. C¸c r×a lôc ®Þa ®­îc h×nh

thµnh do c¸c ho¹t ®éng kiÕn t¹o (vµ nói löa) th­êng rÊt dèc víi c¸c m¸ng n­íc

s©u bao quanh. Bê biÓn cã cÊu t¹o bëi c¸c ®¸ trÎ, ven bê xuÊt hiÖn c¸c d·y nói

cao, lµ nguån cung cÊp mét l­îng lín c¸c vËt liÖu h¹t th« cho vïng ®íi bê. V× vËy

víi kiÓu bê nµy, rÊt hiÕm khi t×m thÊy c¸c vïng ®Çm lÇy hoÆc c¸c b·i bïn ven bê.

PhÇn lín c¸c vËt liÖu trÇm tÝch khi di chuyÓn tõ bê ra kh¬i th­êng bÞ m¾c l¹i

trong c¸c m¸ng n­íc s©u hoÆc tÝch tô d­íi ch©n cña c¸c nh¸nh canhon ngÇm c¾t

qua s­ên lôc ®Þa. §©y lµ qóa tr×nh mét chiÒu, cã nghÜa lµ th­êng xuyªn cã sù di

chuyÓn trÇm tÝch ra khái ®íi bê.

(2) XÐt trªn quy m« nhá, c¸c bê nói löa th­êng cã cÊu tróc kh¸c víi c¸c bê

®­îc h×nh thµnh trªn r×a thô ®éng rêi r¹c (clastic). Nguån cung cÊp trÇm tÝch

trong m«i tr­êng nµy th­êng xuyªn ®­îc tiÕp nhËn c¸c vËt liÖu tõ ho¹t ®éng

phun trµo míi víi kÝch th­íc h¹t kh¸ lín. Khi gÆp n­íc biÓn, c¸c vËt liÖu d¹ng

tro nói löa nhanh chãng bÞ ph¸ hñy nh­ng tr¸i l¹i c¸c t¶ng l¨n bazan l¹i rÊt bÒn

v÷ng trong m«i tr­êng n­íc biÓn. Nh÷ng khu vùc cã bê biÓn ®­îc h×nh thµnh do

c¸c dßng dung nham nói löa th­êng cã cÊu tróc r¾n ch¾c, kh«ng thuËn lîi cho

viÖc x©y dùng c¸c bÕn c¶ng.

c. Nói löa d¹ng tæng hîp (phøc hîp) – kiÓu bê Alaska

Vïng bê biÓn Alaska cã cÊu tróc ®Þa chÊt cùc kú phøc t¹p, chóng ®­îc h×nh

thµnh bëi bao gåm nhiÒu nguyªn nh©n kh¸c nhau nh­ nói löa, b¨ng hµ, ®øt g·y

kiÕn t¹o, c¸c qóa tr×nh s«ng, sù thay ®æi mùc n­íc biÓn vµ sù kÕt b¨ng x¶y ra

hµng n¨m cña n­íc biÓn. H¬n 80 ngän nói löa c¸c lo¹i n»m trªn vßng cung Aleut

®Òu cã tªn riªng, chóng t¹o thµnh mét hÖ thèng kÐo dµi tõ r×a nam cña biÓn

Berinh vµo tíi ®Êt liÒn vïng Alaska, víi chiÒu dµi ­íc tÝnh kho¶ng 2500km

(Wood vµ Kienle, 1990). Trong ®ã, cã kho¶ng trªn 44 ngän nói cã ho¹t ®éng phun

trµo vµ mét vµi ngän ®· nhiÒu lÇn ho¹t ®éng phun trµo trë l¹i tÝnh tõ n¨m 1741

khi c¸c nhµ khoa häc b¾t ®Çu theo dâi vµ ghi nhËn c¸c ho¹t ®éng cña chóng. Sù

h×nh thµnh cña vßng cung nói löa Aleut lµ kÕt qu¶ ho¹t ®éng cña ®íi hót ch×m

do m¶ng Th¸i B×nh D­¬ng chói xuèng bªn d­íi m¶ng B¾c Mü (h×nh 3-8).

(1) C¸c ngän nói löa t¸c ®éng tíi vßng cung Aleut theo hai c¸ch. Thø nhÊt,

chóng lµ c¸c t¸c nh©n tÝch cùc thóc ®Èy sù h×nh thµnh c¸c ®¶o do qóa tr×nh phun

trµo liªn tiÕp sinh ra c¸c t¶ng l¨n vµ tro nói löa. ë mét vµi n¬i, xuÊt hiÖn qu¸

tr×nh ch«n vïi c¸c khu bê cò vµ lÊn biÓn bëi c¸c dßng dung nham t­¬i vµ dßng

bïn. Mét vÝ dô ®iÓn h×nh lµ sù phun trµo cña hai ngän nói löa Mts. Katmai vµ

Novarupta n¨m 1912 ®· sinh ra mét l­îng tro lín t¹o thµnh nh÷ng líp tro dµy

tõ 3- 15m khiÕn hai con s«ng Katmai vµ Soluka Creek ph¶i t¶i ra biÓn mét khèi

l­îng khæng lå c¸c m¶nh vôn tro nói löa vµ lµm lÊp ®Çy c¸c vÞnh nhá ven biÓn

®ång thêi xßa nhßa mäi dÊu vÕt cña nh÷ng b·i biÓn ®­îc h×nh thµnh tr­íc ®ã

(Shepard vµ Wanless, 1971). Nãi chóng c¸c dßng bïn láng c¸c vËt liÖu rÇm tÝch

tro nói löa khi ra tíi biÓn ®Òu nhanh chãng bÞ sãng ®¸nh tan vµ ®­a ®i kh¾p n¬i,

t¹o thµnh nguån trÇm tÝch míi cung cÊp cho sù h×nh thµnh cña c¸c b·i biÓn

kh¸c. NhiÒu n¨m sau ®ã, khi qóa tr×nh phun trµo ®· kÕt thóc c¸c nh¸nh s«ng

nhá vÉn tiÕp tôc vËn chuyÓn nh÷ng t¶ng l¨n vµ tro nói löa ra phÝa bê biÓn, ®iÒu

nµy t¹o cho bê biÓn ph¸t triÓn theo h­íng côc bé. T¸c ®éng thø hai cña c¸c ngän

nói löa chÝnh lµ søc ph¸ hñy cña chóng khi phun næ, nhiÒu ®¶o nhá n»m gÇn c¸c

ngän nói löa ®ang ho¹t ®éng d­êng nh­ bÞ ph¸ huû hoµn toµn khi chóng næ. Nói

löa Bogoslof ë phÝa ®«ng cña Aleut ®­îc xem lµ mét tr­êng hîp ®Æc tr­ng cho

hai th¸i cùc hoµn toµn tr¸i ng­îc nµy, Bogoslof lµ mét ngän nói löa ho¹t ®éng

võa t¹o ra qóa tr×nh x©y dùng tÝch cùc võa t¹o ra qóa tr×nh ph¸ hñy nhanh

chãng vµ ®iÒu nµy ®· ¶nh h­ëng m¹nh mÏ ®Õn h×nh th¸i cña c¸c ®¶o (Shepard

vµ Wanless, 1971).

(2) Mét ®iÒu râ rµng lµ tÝnh æn ®Þnh vµ tiÓu sö cña c¸c ngän nói löa lµ mét

vÊn ®Ò quan träng cÇn xÐt ®Õn khi lËp c¸c quy ho¹ch sö dông ®íi bê cho c¸c dù

¸n x©y dùng cÇu c¶ng vµ nhiÒu dù ¸n kinh tÕ kh¸c. PhÇn lín c¸c ®¶o nói löa míi

h×nh thµnh th­êng kh«ng cã d©n c­, tuy nhiªn vÉn cã nhu cÇu x©y dùng c¸c bÕn

c¶ng ®Ó lµm níi tró Èn cho tµu thuyÒn qua l¹i hoÆc phôc vô cho c¸c môc ®Ých

qu©n sù hay th­¬ng m¹i. Mét vµi hßn ®¶o thËm chÝ cßn cã kh¶ n¨ng cung cÊp

c¸c vËt liÖu x©y dùng b»ng ®¸ vµ cã ®iÒu kiÖn ®Ó trë thµnh n¬i trung chuyÓn

hµng hãa cho tµu thuyÒn vµ xµ lan vËn t¶i.

H×nh 3-8 . D·y nói löa Alaska n»m däc theo vßng cung ®¶o Aleut t¹o ra ®­êng ranh giíi gi÷a

B¾c Mü vµ m¶ng Th¸i B×nh D­¬ng. C¸c mòi tªn biÓu thÞ tèc ®é hót ch×m (cm/ n¨m) cña m¶ng

Th¸i B×nh D­¬ng.

d. Nói löa d¹ng khiªn – kiÓu Hawaii

Mçi mét hßn ®¶o trong côm ®¶o Hawai ®Òu ®­îc h×nh thµnh trªn mét hoÆc

nhiÒu khèi nói löa d¹ng khiªn n»m trªn ®¸y ®¹i d­¬ng. C¸c hßn ®¶o ë ®Çu phÝa

nam cña d·y nói lín ph¸t triÓn thµnh chuçi kÐo dµi 3400km theo h­íng t©y b¾c,

sau ®ã chóng uèn cong vÒ phÝa b¾c theo h­íng Kamchatka víi chiÒu dµi ®¹t tíi

2300km t¹o thµnh d·y Emperor. §­îc h×nh thµnh bëi h¬n 100 ngän nói löa lín

nhá víi thÓ tÝch trªn 1 triÖu km3, d·y nói Hawai - Emperor ®­îc coi lµ d·y nói

löa cã ho¹t ®éng phun trµo lín nhÊt trªn tr¸i ®Êt (Wood vµ Kienle, 1990). C¸c

khèi nói n»m ch×m d­íi mÆt n­íc th­êng cã tuæi giµ h¬n c¸c d·y nói n»m tråi

trªn mÆt nuíc vµ tuæi cña chóng t¨ng dÇn theo kho¶ng c¸ch gi÷a chóng víi ch©n

d·y Hawwai. §Ønh Meiji, n»m gÇn Kamchatka cã tuæi 75-80 triÖu n¨m, ngän

Kilauea cã tuæi 40 triÖu n¨m trong khi ngän Loihi ë phÝa nam cña hßn ®¶o lín

Hawai ®­îc xem lµ ngän nói trÎ nhÊt trong c¶ d·y nói mÆc dï chóng vÉn ch­a

hoµn toµn næi trªn mÆt biÓn. HÇu hÕt c¸c ®¶o nói löa ®Òu n»m trªn mét vÞ trÝ ®·

tõng trïng víi mét “lß macma” cè ®Þnh n»m bªn d­íi líp Manti. Theo ý kiÕn cña

nhiÒu nhµ khoa häc, lß Macma nµy chÝnh lµ t©m ®iÓm phun trµo cña c¸c dßng

®èi l­u di chuyÓn trong líp Manti, khi gÆp líp quyÓn ®¸ chóng sÏ lµm lªn trªn

®¸y biÓn tråi lªn thµnh c¸c häng nói löa (Dalrymple, Silver vµ Jakson, 1973). V×

vËy, dùa vµo tuæi cña mét sè häng nói löa chÝnh trªn ®¶o Hawai, ng­êi ta ®· x¸c

®Þnh ®­îc tèc ®é di chuyÓn cña m¶ng Th¸i B×nh D­¬ng khi ®i qua miÖng “lß mac

ma” lµ 13cm/n¨m (Moore vµ Clague, 1992).

(1) MÆc dï ®­êng bê biÓn bao quanh c¸c hßn ®¶o Hawai cã tuæi ®Þa chÊt trÎ,

nh­ng do t¸c ®éng bµo mßn cña c¸c qóa tr×nh ®éng lùc ven bê vµ sù ph¸t triÓn

cña c¸c r¹n san h« ven ®¶o ®· ¶nh h­ëng lín ®Õn sù biÕn ®æi h×nh th¸i cña

®­êng bê. C¸c vïng ®ång b»ng ven biÓn th­êng ph©n bè xung quanh ch©n cña

c¸c ngän nói löa hoÆc gi÷a hai sèng nói kh¸c nhau, vÝ dô nh­ vïng ®ång b»ng

ven biÓn cña Oahu n»m ë gi÷a hai ®Ønh nói Koolau vµ Waianae. Nh÷ng vïng

®ång b»ng ®­îc thµnh t¹o chñ yÕu bëi sù båi ®¾p cña c¸c dßng phï sa trªn nÒn

®¸y san h« chÕt (Shepard vµ Wanless, 1971). CÊu tróc cßn l¹i th­êng gÆp ë c¸c

khu vùc ®íi bê cña Hawai chñ yÕu lµ c¸c v¸ch biÓn, ®ã lµ c¸c v¸ch cã thÓ cao tíi

1000m n»m ë s­ên ®ãn giã cña ®¶o. Tuy nhiªn ë bê t©y cña ®¶o vÉn gÆp nh÷ng

b·i biÓn hÑp kÐo dµi do ®©y lµ khu vùc ®­îc che ch¾n nªn chÞu ¶nh h­ëng cña

sãng sinh ra theo h­íng giã ®«ng b¾c. PhÝa t©y cña ®¶o Kauai (gÇn Kekaha) trªn

bê biÓn cßn xuÊt hiÖn c¸c gê c¸t di ®éng. §iÒu ®¸ng ng¹c nhiªn lµ phÇn lín c¸c

b·i biÓn ®­îc h×nh thµnh ®Òu cã thµnh phÇn chñ yÕu lµ trÇm tÝch sinh vËt trong

khi c¸c b·i biÓn cã thµnh phÇn nói löa rÊt hiÕm thÊy ë ®©y, kÓ c¶ ë khu vùc cöa

s«ng lín vµ bê san h« chÞu ¶nh h­ëng cña c¸c dßng dung nham (Shepard vµ

Wanless, 1971). HiÖn t¹i nhiÒu b·i biÓn nµy ®ang chÞu sù xãi m¹nh mÏ do sù

thiÕu hôt trÇm tÝch tõ c¸c nguån cung cÊp. §©y ®­îc coi lµ mét vÊn ®Ò lín v× c¸c

b·i biÓn cña Hawai cã mét vai trß quan träng trong nÒn kinh tÕ quèc d©n, chóng

lµ n¬i l«i kÐo kh¸ch du lÞch ®Õn th¨m hßn ®¶o nµy.

(2) Vïng bê bao quanh quÇn ®¶o Hawai lµ mét trong nh÷ng h×nh ¶nh minh

häa cho kiÓu bê cã nguån gèc nói löa. N»m ë cuèi d·y ®«ng nam cña chuçi ®¶o,

hßn ®¶o chÝnh mang tªn Hawai ®­îc h×nh thµnh bëi 7 ngän nói löa lín (Moore

vµ Clague, 1992). Mauna Loa lµ khèi nói lín n»m ë mán phÝa nam cña ®¶o víi

®é cao xÊp xØ 4100m so víi mùc n­íc biÓn (8500m so víi ®¸y biÓn). Kilauea lµ

ngän nói cao thø hai n»m ë s­ên phÝa ®«ng nam cña Mauna Loa vµ ®· cã ho¹t

®éng phun trµo tõ n¨m 1800. Do ®Æc tÝnh xèp cña c¸c líp dung nham, kh¶ n¨ng

héi l­u cña c¸c dßng ch¶y bÞ h¹n chÕ mÆc dï l­îng m­a ë s­ên ®ãn giã rÊt lín.

Bê phÝa ®«ng nam cña ®¶o lµ c¸c v¸ch ®¸ lëm chëm ®­îc h×nh thµnh bëi c¸c líp

dung nham nói löa Kilauea chång lªn nhau (h×nh 3-9), ®»ng tr­íc bê lµ c¸c v¸ch

nøt nÎ vµ kh« c»n, nh­ng ®»ng sau lµ mét ®ång cá xanh b»ng ph¼ng. ChiÒu cao

cña c¸c v¸ch ®¸ kho¶ng 10m, ë mét vµi khu vùc do ¶nh h­ëng cña ®íi sãng vç

chóng bÞ sãng ®¸nh lâm vµo trong, thµnh h×nh ch÷ V vµ t¹i ®ã ®ång thêi sÏ xuÊt

hiÖn mét b·i biÓn tho¶i h×nh vßng cung víi thµnh phÇn chñ yÕu lµ c¸t ®en.

H×nh 3-9: C¶nh quan ®­êng bê biÓn phÝa ®«ng nam ®¶o Hawai (gÇn Kalapana), ®­îc h×nh thµnh

do c¸c líp dung nham chång lªn nhau.

e. C¸c nguy c¬ rñi ro liªn quan ®Õn nói löa

§èi t­îng dÔ chÞu nh÷ng rñi ro liªn quan ®Õn ho¹t ®éng phun trµo cña nói

löa lµ c¸c dù ¸n ®íi ven bê vµ quy ho¹ch vïng d©n c­. Cô thÓ lµ 4 ¶nh h­ëng

sau:

- Nguy c¬ ngËp lôt ë c¸c vïng ven bê do sãng thÇn (sinh ra tõ c¸c vô næ d­íi

®¸y ®¹i d­¬ng) x©m nhËp vµo ®Êt liÒn

- Nguy c¬ ch«n vïi bëi dßng dung nham vµ tro nói löa nh­ ë Hawai, Iceland

vµ Sicily

- Nguy c¬ ch«n vïi vµ trµn lÊp bëi sù di chuyÓn cña c¸c dßng bïn vµ dßng

trÇm tÝch s«ng tõ ho¹t ®éng phun trµo cña c¸c nói löa n»m trong lôc ®Þa vµ sù

®æi dßng cña c¸c nh¸nh s«ng g©y thiÕu hôt trÇm tÝch cho ®íi bê

- Nguy c¬ g©y thiÖt h¹i vÒ tµi s¶n vµ sinh m¹ng con ng­êi khi c¸c vô næ x¶y

ra

Nói löa lµ mét th¶m häa tiÒm Èn ®èi víi con ng­êi, chóng thùc sù lµ mèi

nguy hiÓm lín ®èi víi mét sè khu vùc n»m gÇn ranh giíi cña c¸c m¶ng kiÕn t¹o.

Tuy nhiªn con sè ng­êi bÞ thiÖt m¹ng trong c¸c vô næ nói löa ë Hawai ch­a ®Õn

100 ng­êi mÆc dï ®©y lµ n¬i tËp trung nhiÒu nói löa nhÊt nh­ng sè nói löa ho¹t

®éng l¹i rÊt Ýt (Tilling, Heliker vµ Wwright, 1987).

(1) §éng ®Êt vµ sãng thÇn

a) Sãng thÇn lµ nh÷ng con sãng lín sinh ra do c¸c ho¹t ®éng kiÕn t¹o vµ ®Þa

chÊn d­íi ®¸y ®¹i d­¬ng nh­ ®éng ®Êt, nói löa vµ tr­ît lë. Nh÷ng con sãng hung

d÷ nµy cã thÓ di chuyÓn qua tÊt c¶ c¸c ®¹i d­¬ng víi tèc ®é trªn 8000km/h vµ

g©y ra sù ph¸ hñy khñng khiÕp ®èi víi c¸c vïng ven bê. Ngµy 27 th¸ng 8 n¨m

1883, c¬n ®¹i hång thñy Krakatoa ®· sinh ra con sãng thÇn cao trªn 30m quÐt

s¹ch toµn bé khu vùc Sunda Strait vµ c­íp ®i sinh m¹ng cña 36000 ng­êi d©n

trªn hai hßn ®¶o Java vµ Sumatra cña Indonexia. Côm ®¶o Hawwai còng lµ mét

khu vùc ®­îc xem lµ nh¹y c¶m víi sãng thÇn do tÝnh chÊt ho¹t ®éng cña vµnh

®ai nói löa Th¸i B×nh D­¬ng. Ngµy mïng1 th¸ng 4 n¨m 1946, mét con sãng

thÇn khñng khiÕp ®· bÊt ngê tiÕn vµo bªn trong ®¶o ph¸ huû nhiÒu lµng m¹c.

Chóng t¹o ra nh÷ng bøc t­êng n­íc cao dùng ®øng råi ®æ Ëp xuèng kÐo theo mäi

ch­íng ng¹i vËt trªn ®­êng rót vµ ph¸ vì hoµn toµn cÊu tróc bê biÓn quanh ®¶o.

ë mét sè n¬i, khi cã sãng thÇn mùc n­íc biÓn bÞ d©ng cao ®ét ngét, cã thÓ tíi

16m so víi vÞ trÝ mùc n­íc ban ®Çu. H×nh ¶nh vÒ nh÷ng con sãng hung d÷ vµ søc

ph¸ hñy kinh khñng cña chóng ®· ®­îc m« t¶ mét c¸ch sinh ®éng trong c¸c cuèn

s¸ch cña Shepard vµ Wanless n¨m 1971, khi ®ã Shepard ®ang sèng cïng gia

®×nh ë Oahu, «ng ®· tËn m¾t chøng kiÕn c¶nh t­îng sãng thÇn µo xuèng cuèn

ph¨ng ng«i nhµ gç cña m×nh vµ sinh m¹ng cña nhiÒu ng­êi d©n.

(b) Mét ®iÒu râ rµng r»ng chóng ta khã cã thÓ ng¨n chÆn ®­îc th¶m häa

sãng thÇn khi chóng Ëp ®Õn bÊt ngê vµ ngÉu nhiªn. Song víi mét hÖ thèng c¶nh

b¸o ®­îc thiÕt lËp, sÏ phÇn nµo cã t¸c dông nh¾c nhë mäi ng­êi, nhÊt lµ c¸c quèc

gia n»m ven bê Th¸i B×nh D­¬ng chó ý ®Ò phßng c¸c th¶m häa ®éng ®Êt vµ sãng

thÇn.

(2) TrÇm tÝch s«ng vµ tro nói löa

Khi ngän nói löa St. Helen bïng næ vµo ngµy 18 th¸ng 5 n¨m 1980, toµn bé

phÇn ®Ønh nói víi chiÒu cao 390m ®· bÞ thæi bay lµm tho¸t ra mét ®¸m m©y tro

bôi khæng lå vµo tÇng b×nh l­u. Bªn s­ên b¾c, mét dßng th¸c nãng báng chøa c¸c

m¶nh vôn vµ thñy tinh nói löa tu«n ra dån dËp t¹o thµnh nh÷ng dßng bïn ch¶y

xèi x¶ ch¶y trµn trªn mÆt ®Êt che phñ mét khu vùc dµi tíi 24km trong lßng

thung lòng North Toutle víi bÒ dµy ®¹t tíi 50m. Sù ph©n t¸n cña c¸c m¶nh vôn

nói löa theo c¸c dßng ch¶y ®· lµm t¾c nghÏn con kªnh ®­êng thñy trªn s«ng

Comlumbia. HËu qña lµ sau ®ã USACE ®· ph¶i tiÕn hµnh mét cuéc tæng n¹o vÐt

con s«ng nµy, phÇn lín c¸c vËt liÖu n¹o vÐt ®­îc ®­a ra biÓn vµ c«ng viÖc nµy cßn

®­îc duy tr× liªn tôc tíi 12 n¨m sau ®ã do c¸c vËt liÖu nói löa vÉn tiÕp tôc tr«i ra

s«ng theo c¸c nh¸nh suèi xuÊt ph¸t tõ ®­êng ph©n thñy.

(4) Sù tµn ph¸ cña c¸c vô næ

Khi mét ngän nói löa bïng næ, chóng cã thÓ lµm hñy diÖt nh÷ng lµng m¹c

vµ vïng d©n c­ n»m gÇn ®ã vµ giÕt chÕt c¸c sinh vËt, trong ®ã cã con ng­êi bëi

c¸c khÝ ®éc tho¸t ra tõ vô næ vµ søc nãng khñng khiÕp tõ c¸c dßng dung nham

phun trµo.

(a) Vô næ nói löa cã søc ph¸ hñy m¹nh mÏ th­êng ®­îc nh¾c ®Õn lµ vô næ

cña nói löa Montagne PelÐe vµo ngµy mïng 8 th¸ng 5 n¨m 1902 ®· ph¸ hñy

toµn bé vïng ven bê cña St. Piere thuéc Martinique. Khi ®ã ng­êi ta nh×n thÊy

mét ®¸m m©y löa khæng lå bao trïm c¶ khu vùc St. Piere råi lan réng nh­ mét

mét c¸nh qu¹t che phñ c¶ bÕn c¶ng, ngay lËp tøc h¬n 30000 ng­êi d©n ®ang

sèng ë ®ã bÞ ng¹t thë bëi khãi bôi vµ khÝ ®éc tho¸t ra tõ vô næ (Bullard, 1962).

(b) Nh÷ng ®¸m m©y bôi khi nói löa phun næ cã mét søc nãng khñng khiÕp

do chóng chøa ®Çy c¸c h¹t bôi nãng báng. Khi vô næ nói löa ë St. Piere x¶y ra,

c¸c ®¸m m©y bôi ®­îc h×nh thµnh cã thÓ di chuyÓn víi vËn tèc trªn 160km/s. §Ó

m« t¶ ®Æc tÝnh cña nh÷ng ®¸m m©y nµy c¸c nhµ khoa häc ®· t×m mét thuËt ng÷

riªng ®Ó ®Æt tªn cho chóng vµ hiÖn t­îng nµy ®­îc gäi lµ kiÓu phun trµo PelÐe.

3-8. V¸ch biÓn - tÝnh chÊt kÐo dµi, xãi mßn vµ nói löa

V¸ch biÓn lµ mét trong nh÷ng ®Æc ®iÓm h×nh th¸i hïng vÜ nhÊt cña c¸c bê

biÓn trªn kh¾p thÕ giíi. V× vËy trong phÇn nµy sÏ m« t¶ c¸c ®Æc tÝnh cña nh÷ng

v¸ch biÓn ph¸t triÓn trªn nÒn ®¸ gèc, theo ®Þnh nghÜa “®¸ gèc lµ c¸c nÒn ®¸ r¾n

ch¾c n»m bªn d­íi c¸c tÇng trÇm tÝch cuéi, sái, ®Êt ®¸ vµ c¸c vËt liÖu bë rêi

kh¸c” (Bates vµ Jackson, 1984). C¸c v¸ch ®¸ gèc lµ kiÓu bê ®Æc tr­ng cho c¸c

vïng bê quÇn ®¶o Hawai, bê Th¸i B×nh D­¬ng cña Mü vµ, Canada, bê cña Great

Lake vµ Maine (trõ mét vµi khu vùc bê §¹i T©y D­¬ng phÝa nam cña

Mainekh«ng kÓ c¸c ®¶o nh­ New Hampshire, Masachuset vµ ®¶o Rhode). KiÓu

bê nµy cßn gÆp ë phÇn lín c¸c n­íc ch©u ¢u nh­ T©y Ba Nha, ý, Hy L¹p,

Iceland, Thæ NhÜ Kú vµ c¸c quèc gia ë Nam Mü n»m ven bê Th¸i B×nh D­¬ng,

chóng cã thÓ n»m nh« trªn mÆt n­íc hoÆc d­íi mÆt n­íc. §Ó cã thÓ t×m hiÓu

thªm vÒ vÊn ®Ò nµy, b¹n ®äc cã thÓ tham kh¶o thªm cuèn s¸ch cña Trenhaile

(1987) víi nhan ®Ò lµ “H×nh th¸i ®Þa chÊt cña c¸c bê ®¸”, trong ®ã cã ®Ò cËp mét

c¸ch ®Çy ®ñ vµ chi tiÕt toµn bé c¸c vÊn ®Ò liªn quan ®Õn v¸ch biÓn, thÒm biÓn vµ

c¸c qóa tr×nh bµo mßn vµ phong hãa.

a. C¸c lo¹i ®¸ h×nh thµnh v¸ch bê ®­îc chia thµnh 3 nhãm chÝnh: ®¸

phun trµo, ®¸ trÇm tÝch vµ ®¸ biÕn chÊt.

(1) Trong khi lo¹i ®¸ phun trµo x©m nhËp nh­ granit, cã ®Æc tÝnh nguéi vµ

r¾n ch¾c ®­îc h×nh thµnh ë bªn d­íi bÒ mÆt tr¸i ®Êt th× c¸c ®¸ phun trµo kh¸c

nh­ bazan l¹i ®­îc h×nh thµnh ngay trªn bÒ mÆt tr¸i ®Êt tõ c¸c dßng nham

phun trµo (trªn lôc ®Þa hoÆc d­íi ®¸y ®¹i d­¬ng). C¸c ®¸ phun trµo th­êng cã ®é

bÒn cao, nh­ng l¹i dÔ bÞ phong hãa vµ bµo mßn do hai ®Æc tÝnh sau:

(a) Tính nứt tách là khả năng nứt vỡ thành các mặt cắt song song không cần

đến tác động bên ngoài như các đứt gãy.

(b) Tính tách lớp do sự giải phóng áp suất bên trong khối đá, đây cũng là một

kiểu của nứt tách song theo hướng đồng tâm với các lớp mỏng bao quanh khối đá.

(2) Đá trầm tích là loại đá được hình thành do qúa trình lắng đọng trầm tích

và hóa đá (ép nén và gắn kết) của các hạt khoáng vật có nguồn gốc khác nhau (de

Blij và Muller, 1993). Thuộc loại này còn bao gồm các đá được tạo thành do qúa

trình kết tủa như đá vôi.

(a) Đá trầm tích vụn là các đá được hình thành bởi các hạt trầm tích vụn có

kích thước đa dạng, từ các hạt bụi nhỏ li ti đến các tảng lăn, cuội sỏi. Đa số các đá

trầm tích đều thuộc loại này. Ví dụ như đá cát kết (chủ yếu là cát thạch anh),

phiến sét (từ bùn khoáng vật sét). Loại đá phiến sét khá phổ biến ở các vách bờ

phía nam của Lake Erie.

(b) Đá trầm tích kết tủa được tạo thành do sự kết tủa của một số nguyên tố

hóa học trong môi trường dung dịch nước biển và nước ngọt do bay hơi hoặc do

tác động của các quá trình lý học và sinh học. Loại đá phổ biến nhất thuộc dạng

này đá vôi, chúng được hình thành do sự kết tủa của canxi cacbonat (CaCO3)

trong nước biển do tác động của các sinh vật (đôi khi còn chứa cả mảnh vụn vỏ

sinh vật biển). Tính chất của loại đá này là dễ bị hòa tan, đây cũng là loại đá đặc

trưng cho nhiều vùng bờ Địa Trung Hải.

(3) Đá biến chất là các đá đã được hình thành, sau đó bị biến đổi do nhiệt độ

và áp suất khi bị chôn vùi hoặc khi tiếp xúc với các khối đá nóng. Có 3 loại phổ

biến là:

(a) Quaczit, là loại đá có độ cứng lớn, chịu phong hóa tốt, được tạo thành từ

các hạt thạch anh và ximăng silic.

(b) Đá hoa, là loại đá hạt mịn, sáng màu được tạo thành từ đá vôi.

(c) Đá phiến là loại đá có phân lớp song song, được tạo thành từ đá sét bị biến

chất.

b. Sự hình thành vách biển do 3 qúa trình cơ bản sau :

Hoạt động phun trào núi lửa và nâng trồi bổi các núi lửa vây quanh (xem

mục 3.7)

Hoạt động kiến tạo tạo ra các chuyển động khối thẳng đứng của lớp vỏ trái

đất.

Qúa trình xói lở bờ biển - làm ngập chìm một phần sườn dốc của các dạng địa

hình đồi núi ven biển dẫn đến qúa trình xói mòn và di chuyển trầm tích.

Khe xãi mßnNÒn ph hñy mµi mßn do sãng

NÒn mµi mßn

n©ng tråi (thÒm cæ)V¸ch bê míi

NÒn mµi mßn míi

Khe xãi mßn míi

B·i biÓn míi

V¸ch biÓn

B·i biÓn

NÒn ph hñy mµi mßn do sãng

V¸ch bê cæ

Hình 3-10: Sự nâng trồi của các bậc thềm (biển) do hoạt động kiến tạo

c. Đường bờ do đứt gãy

Bờ đứt gãy thường được tìm thấy ở các vùng có hoạt động kiến tạo mạnh,

thông qua hai cơ chế thành tạo như sau.Thứ nhất, khi một khối bờ bị hạ thấp dọc

theo đứt gãy, bề mặt đứt gãy nằm trong sẽ lộ ra thay thế đường bờ cũ. Trường hợp

thứ hai, khi một khối bờ được nâng lên dọc theo mặt đứt gãy, phần bờ cũ đang

chịu xói mòn sẽ được nâng lên theo và tạo thành đường bờ mới. Đôi khi đường bờ

nguyên thủy có thể nằm cao hơn mực nước biển tới hàng chục m và mỗi giai đoạn

nâng của nó đều được đánh dấu bằng các nền mài mòn do sóng hay thềm biển

(H.3.10). Ngày nay, vị trí của các bậc thềm được coi là một dấu mốc của mực nước

biển chân tĩnh (tuyệt đối). Đặc điểm chung của bờ đứt gãy là có độ sâu khá lớn và

các vách bờ trong vùng nước sâu này được gọi là vách lún.

d. Bờ bào mòn

Đây là kiểu bờ có hình dạng thẳng hoặc ghồ ghề với các vịnh biển khoét sâu

vào đất liền. Mức độ xâm thực và xói mòn kiểu đường bờ này phụ thuộc chế độ

sóng trong khu vực và cấu tạo thành phần đất đá của chúng.

(1) Bờ do sóng nắn thẳng

Thường tìm thấy ở các vách bờ dựng đứng nhạy cảm với các tác động xói mòn

của sóng. Đặc điểm của kiểu bờ này là địa hình cao, sườn dốc, nước sâu và luôn lộ

đá gốc (de Blij và Muller,1993). Nguồn gốc các đảo nằm ven bờ (nếu có) là các

phần sót của đường bờ cổ đã lùi sâu vào lục địa, không phải dạng địa hình tích tụ

ở đới nước nông như một số giả thiết. Qúa trình hình thành bờ được thể hiện trên

H.3.11. Bờ nguyên thủy là các mũi đất và các vũng vịnh hẹp (a). Dưới tác động

của sóng, các mũi đất bị bào mòn tạo thành vách biển (b). Phần vách nằm trong

đới sóng vỗ sẽ tiếp tục bị sóng xói mòn bởi sự hình thành của các khe nứt, hang

hốc ở chân vách. Nằm giữa các mũi đất có thể xuất hiện các bãi biển dạng túi do

sự bồi tụ của các dòng bồi tích dọc bờ. Đặc biệt, qúa trình đổ lở còn để lại những

khối sót trên nền mài mòn, chúng có dạng tháp hoặc dạng vòm. Theo thời gian,

đường bờ sẽ dần được nắn thẳng khi các mũi đất bị bào mòn hết.

(a) Bãi biển được hình thành dưới chân của các vách biển do qúa trình đổ lở

của các loại đá kém bền vững, gắn kết yếu dễ bị bở rời khi sóng đánh. Với những

loại đá trầm tích vụn rắn chắc hơn, qúa trình này sẽ tạo ra tấm lá chắn vững chắc

bảo vệ bờ biển khỏi sự tấn công của sóng, trừ trường hợp khi có bão biển.

(b) Nền phá hủy và mài mòn do sóng là dạng địa hình nằm dưới chân các

vách đá cứng do qúa trình phá hủy và đẩy lùi vách vào lục địa. Các nền khi mới

hình thành thường nằm ngang với mực nước biển. Tùy thuộc vào thành phần

thạch học của nền đá và độ đâng cao của mực nước, các nền có kích thước và độ

cao khác nhau (H.3.10). Bề mặt nền có thể nhẵn nhụi hoặc bị bao phủ bởi các

mảnh vụn đá gốc từ các vách liền kề.

Hang hècdo xãi mßn

NÒn ph hñy mµi mßnKhèi sãt

Khèi sãtd¹ng vßm

Khèi sãtKhèi sãtKhèi sãt

d¹ng vßm

NÒn ph hñy mµi mßnKhèi sãt

Hang hècdo xãi mßn

Hình 3-11: Sự nắn chỉnh đường bờ bởi sóng (chỉnh lý của de Blij và Muller, 1993)

(2) Đường bờ hình răng cưa

Được tìm thấy ở một số vùng bờ có dạng địa hình đồi núi do ảnh hưởng của

mực nước biển dâng đã làm cho đường bờ khoét sâu vào lục địa. H 3.12 cho thấy,

khi nước biển dâng, chúng sẽ nhanh chóng xâm nhập vào các vùng thung lũng

sông và làm hoà tan đất đá taọh thành các đường bờ mới. Với các bờ đá vôi ở

miền nam nước Ý, Pháp, Hy Lạp và Thổ Nhĩ Kỳ kiểu bờ này khá phổ biến với

hàng ngàn vịnh nhỏ ăn sâu vào vùng núi đá vôi. Mặc dù chế độ sóng ở Địa Trung

Hải tương đối yên tĩnh (so với đại dương), kiểu bờ răng cưa vẫn xuất hiện do

thành phần khác nhau của các lớp đất đá. Với các đá xâm nhập và biến chất, mức

độ xói mòn diễn ra yếu hơn so các đá trầm tích, vì vậy bờ biển trở nên gồ ghề bởi

tốc độ xói mòn diễn ra khác nhau. Đường bờ biển ở Oregon và Washington rất

ngoằn ngoèo vì có cấu tạo địa chất phức tạp với nhiều thành hệ đá lộ ra.

Hình 3-12: Sự thành tạo của bờ răng cưa

e. Các cơ chế xói mòn vách bờ

Sự suy thoái của các vách biển là do nhiều yếu tố cơ học và sinh học gây ra

(1) Sóng vỗ bờ có thể là nguyên nhân cơ bản nhất gây xói mòn các vách biển

(Komar 1976). Khi va mạnh vào vách bờ, các con sóng đã sử dụng áp xuất thủy

lực bao trùm làm nứt vỡ các đá. Cát và những mảnh vụn nứt vỡ rơi dưới chân sau

đó sẽ được những đợt sóng tiếp theo sử dụng làm vũ khí mài dũa bề mặt vách.

Theo Komar (1976), cơ chế xói mòn này chỉ xảy ra khi có bão, tuy nhiên đồng

thời ông cũng thừa nhận, số lượng các nghiên cứu đã được tiến hành hiện nay còn

rất ít. Một khi vách bờ bị xói mòn dưới chân, các khối đá nằm trên sẽ bị mất nơi

nương tựa và có thể sụp hoặc trượt xuống đường bờ bất cứ lúc nào (H. 3.13).

Trong thời gian đầu, các khối đá đổ lở tạm thời trở thành một taluy bảo vệ bề mặt

vách, nhưng theo thời gian dần dần chúng cũng bị sóng đánh và cuốn đi để lộ các

vách bờ mới trơ ra biển và một qúa trình xói mòn và phá hủy mới lại được lặp lại.

(2) Ngoài qúa trình phá hủy do sóng, các qúa trình phong hóa cũng góp phần

làm suy yếu và xói mòn vách biển.Chẳng hạn như sự bở rời của đá do nước trong

các khẽ nứt đóng băng khi gặp điều kiện khí hậu lạnh, sự mở rộng của các khe nứt

do rễ cây phát triển, sự gặm mòn axit trên bề mặt vách do tiết dịch axit của các

loài địa y hay sự trượt lở của những khối đá lớn không thấm nước do sự bôi trơn

của các mạch nước ngầm và đây cũng chính là qúa trình sụp đổ của những khối

đá phiến sét lớn có hướng nghiêng về phía nam của Lake Erie.

H. 3.13: Một đoạn bờ vách nhô ra biển, tầng đá vỡ vụn bên trái là dấu vết của qúa trình đổ lở

trước đây. Chân vách là cuội kết, mái vách là đá vôi (gần Nauplio, Hy Lạp)

(3) Một số loài nhuyễn thể và động vật khoét cũng có thể làm phá vỡ các

khối đá kể cả loại đá rắn chắc và bền vững. Komar (1976) đã thống kê các loài

nhuyễn thể đục lỗ như Pholadidae và Lithophaga, ốc, giun , hàu, hải miên và

nhím biển được phát hiện là có khả năng làm phá hủy các đá. Ngoài ra một số

loài rong tảo cũng có chức năng này.

(4) Trong điều kiện môi trường biển tự nhiên, lớp nước mặt nước thường

xuyên bị bão hoà canxi cacbonat do đó khả năng hoà tan đá vôi và các đá trầm

tích xi măng gắn kết CaCO3 của nước biển bị hạn chế. Trong các thủy vực đá triều

cao hoặc những nơi được che chắn khác, hoạt động của các tổ chức sinh vật biển có

thể làm tăng cục bộ nồng độ axit của nước. Những bãi biển nhỏ dạng túi nằm ở rìa

mép nước, nơi cư trú của nhiều loài ốc và các loài động vật cũng thường xuyên

chịu tác động của qúa trình rửa lũy sinh học (H 3.14).

Hình 3-14: Các lỗ hổng trong tầng cuội kết cho thấy dấu vết của qúa trình hòa tan. Khối đá bị

xói lở ở chân tạo thành hang dài tới 1m (gần Nauplio, Hy Lạp)

(5) Qúa trình phong hoá do sự kết tinh của NaCl và nhiều loại muối khác

trong các mạnh đá được gọi là qúa trình phong hóa muối. Qúa trình này sinh ra

do mấy nguyên nhân sau :

- Sự thay đổi thể tích do qúa trình hydrat hoá.

- Sự giãn nở tinh thể muối do biến đổi nhiệt độ.

- Sự phát triển tinh thể trong dung dịch.

Yếu tố chính quyết định hiệu quả qúa trình phong hoá hoá học chính là khối

lượng nước tham gia vào các phản ứng hoá hoá học và làm trôi rửa các sản phẩm

hoà tan. Điều này chứng tỏ rằng các qúa trình phong hóa mạnh mẽ không chỉ giới

hạn ở những khu vực có điều kiện khí hậu nóng ẩm (Trenhaile, 1987).

3.9. BỜ BIỂN CÓ NGUỒN GỐC TRẦM TÍCH- CÁC DẠNG ĐỊA HÌNH BARIE

a. Giới thiệu

Các dạng địa hình barie được định nghĩa chung là những doi cát hẹp, kéo dài,

song song với đường bờ, nằm nhô hơn mực nước triều cao một chút và độc lập với

đất liền qua sự ngăn cách của một vũng vịnh hay đầm lầy (Bates và Jackson,

1984). Thuật ngữ barie hay bar chắn được dùng để chỉ những dạng địa hình tích

tụ doi cát có chức năng bảo vệ bờ khỏi ảnh hưởng trực tiếp của sóng. Theo chủ đề

nội dung của cuốn sách, các dạng địa hình barie sẽ được nhắc đến trong cấu túc

tổng thể (hoặc phức hợp barie) bao gồm bãi biển, các dạng địa hình ven bờ ngập

nước, trầm tích đáy và các vũng vịnh ngăn cách barie với đất liền (H.3.15). Lạch

triều và những kênh rạch dẫn nước cũng được xem là bộ phận của hệ thống bar

chắn.

Đôi khi, từ “bãi biển” được dùng đồng nghĩa với barie, tuy nhiên, điều này có

thể dẫn đến sự hiểu lầm bởi bản thân bãi biển là một đơn vị địa mạo đới bờ có thể

tìm thấy ở khắp mọi nơi trên thế giới, thậm chí ở cả những vùng bờ núi lửa và bờ

san hô, nơi mà hiếm khi xuất hiện dạng bar chắn.

Các phần tiếp theo sẽ là những mô tả khái quát về hình thái đảo chắn, lịch sử

và qúa trình thành tạo, đó là những chủ đề đã hấp dẫn các nhà địa chất từ hơn

một thế kỷ nay. Trong đó, chủ yếu nhấn mạnh đến những thay đổi lâu dài diễn ra

trong quãng thời gian nhiều năm hoặc nhiều thế kỷ với mục đích giải thích các

yếu tố gây ra sự hình thành và sự di chuyển của các dạng địa hình kiểu bar chắn.

Qúa trình di chuyển trầm tích dọc bờ, cụ thể là trên sườn bờ ngầm, ảnh hưởng của

sóng và triều sẽ bao trùm nội dung của chương 4, “Hình thái động lực đới bờ”.

Nhưng dù sao các cách phân biệt đều mang tính chủ quan bởi một điều rõ ràng

rằng những qúa trình tự nhiên diễn ra hàng ngày không chỉ tác động đến các bãi

biển mà còn ảnh hưởng đến sự phát triển của các dạng địa hình barie. Ngoài ra,

qúa trình tiến hóa của các barie thời Holocene còn có mối liên quan chặt chẽ với

những thay đổi của mực nước biển (xem Chương 2). Tất cả các yếu tố này đều nói

lên mối quan hệ tương hỗ phức tạp xảy ra ở đới bờ và cho thấy những khó khăn

trong việc phân loại các yếu tố thành phần.

Đáng kể nhất là mối quan tâm thường trực và phổ biến giành cho các đảo

chắn do ý nghĩa kinh tế to lớn của chúng. Các dạng địa hình barie cổ bị chôn vùi

đều là những bể dầu mỏ quan trọng, các barie mới thì có chức năng bảo vệ hệ sinh

thái vũng vịnh và cửa sông, nơi nuôi dưỡng nhiều loài sinh vật biển và chim. Hơn

nữa, các đảo chắn là một trong số những khu nghỉ mát quan trọng nhất và là địa

điểm con người có thể cư trú. Trong những năm gần đây, những tác động xấu do

hoạt động của con người gây ra đối với các hệ sinh thái nhạy cảm và môi trường

địa chất đã buộc các nhà nghiên cứu phải đi sâu tìm hiểu nguồn gốc và qúa trình

phát triển của chúng để tìm ra các giải pháp nhằm tăng cường quản lý đới bờ và

bảo vệ những nguồn tài nguyên quý giá cho tương lai.

Có rất nhiều các tài liệu liên quan tới đảo chắn đã được sưu tầm. Một tổng

quan hấp dẫn và súc tích của Nummedal (1983). Cuốn sách của Leatherman

(1979) về các công trình nghiên cứu bar chắn ở vùng bờ biển phía đông của nước

Mỹ và vịnh Mexico. Các báo cáo hội thảo về sự tiến hoá của các đảo chắn đã được

Shwartz (1973) tái bản. Những cuốn sách giáo khoa của Carter (1988), Davis

(1985), King (1972) và Komar (1976) nói về dạng dịa hình barie với danh mục

phong phú các tư liệu tham khảo. Tái bản các công trình nghiên cứu kinh điển về

qúa trình thành tạo bãi biển của Fisher và Dolan (1977) .

Hình 3-15: Hình 3 chiều mô tả các đặc điểm liên quan đến hệ thống đảo chắn, bao gồm các loại

bar chắn, nón tích tụ bồi tích, vũng vịnh

b. Sự phân bố của các bờ kiểu barie

Đảo chắn xuất hiện ở khắp nơi trên thế giới (bảng 3.2). Đường bờ có đảo chắn

khá phổ biến ở rìa kéo dài của các mảng lục địa dịch chuyển (Inmam và

Nordstrom, (1971) 1.(1 rìa kéo dài của một lục địa là phần dịch chuyển tính từ

trung tâm đới tách dãn đang hoạt động. Chẳng hạn rìa kéo dài ở bờ Đại Tây

Dương của nước Mỹ là do sự hình thành đáy biển mới dọc theo sống núi trung

tâm Đại Tây Dương bởi sự mở rộng của đáy đại dương (hình 2-2). Các rìa kéo dài

của Thái Bình Dương thường hẹp hơn bởi sự va chạm của mảng đại dương với

mảng lục địa đã tạo ra các đới hút chìm tại vị trí các máng sâu làm nó bị thu hẹp

lại). Tại ranh giới các mảng kiểu này thường không có núi, nhưng có thềm lục địa

và đồng bằng rộng. Hơn 17% bờ biển nước Mỹ thuộc kiểu barie, trong đó số lớn

tập trung ở vùng bờ phía đông của nước Mỹ và phía bắc, phía tây vịnh Mexico.

Những dạng barie lớn thường được tìm thấy ở vịnh Alaska, phía bắc eo Bering

trong khi ở tây bắc Oregon và tây nam Washington và Great Lake thì hầu như

không có.

c. Cấu trúc chung của các dạng địa hình barie ven bờ

Các dạng địa hình barie ven bờ có hình dạng và kích thước khá đa dạng. Xét

về mặt cấu trúc chúng được phân chia thành 3 nhóm (H.3.16):

(1) Kiểu barie vịnh - có cấu trúc liên kết với hai đầu mũi đất để tạo ra vũng

vịnh hay vùng đất ngập nước.

(2) Kiểu doi chắn - có cấu trúc gắn liền với nguồn cung cấp trầm tích và phát

triển kéo dài theo hướng dòng chảy. Đôi khi chúng có thể biến thành đảo chắn

nếu bị một lạch triều cắt ngang qua sau bão, nhưng chúng cũng có thể trở thành

kiểu barie vịnh nếu kết nối với đầu của một mũi đất khác và quây thành vịnh.

(3) Kiểu đảo chắn - đó là những tuyến đảo nằm cách xa đất liền, nếu chạy song

song với đường bờ thì gọi là chuỗi đảo chắn.

Hình 3-16: Cấu trúc chung của các kiểu barie khác nhau: vũng vịnh, doi, đảo

d. Nguồn gốc và sự tiến hoá

Nguồn gốc của các đảo chắn đã từng là chủ đề tranh luận của nhiều nhà địa

chất trong hơn một thế kỷ (Schwartz, 1973). Theo nhiều học thuyết khác nhau,

các dạng địa hình barie có rất ít loại, nhưng mỗi loại lại có lịch sử phát triển riêng

tùy thuộc vào các điều kiện địa lý và địa chất đặc biệt. Có ba giả thuyết cơ bản

liên quan, song tất cả đều nhận được những sự tán thành và sự phản đối khác

nhau của các nhà khoa học.

(1) Giả thuyết theo cơ chế vun trồi

Năm 1845 De Beaumont là nhà tự nhiên học đầu tiên chính thức đưa ra lý

thuyết thành tạo đảo chắn. Sau đó, lý thuyết này đã được Jonhson (1919) chỉnh lý

và bổ sung thêm. Theo lập luận của hai nhà nghiên cứu, sự vun cao của các barie

bắt đầu từ sự thành tạo của các bãi cát ngầm ngoài khơi, đây là một dạng địa hình

tích tụ bởi các vật liệu do sóng gia công từ đáy biển. Trải qua thời gian, những bãi

ngầm này càng ngày càng được tích tụ thêm trầm tích và cao dần lên, cuối cùng

là nhô lên trên mặt biển (hình 3-17). Dưới tác động của sóng vỗ bờ và gió, qúa

trình tích tụ bãi ngầm tiếp tục được cung cấp thêm trầm tích khiến chúng ngày

càng phát triển lớn hơn. Tuy nhiên, Hoyt (1967) lại phản đối giả thuyết này vì

ông chưa thấy một trường hợp nào bar cát nổi cao trên mặt nước có thể tồn tại

được dưới tác động của sóng, mặc dù sự phát triển kích thước của các bãi ngầm đã

được ghi nhận. Otvos (1970) đã đưa ra dẫn chứng về sự trồi lên của các bãi ngầm

trong miền bờ vịnh Mexico (nhưng ông cũng lưu ý rằng sự di chuyển sau đó của

các barie có thể làm biến mất những dấu vết về qúa trình thành tạo ban đầu của

những barie nguyên thuỷ).

Hình 3-17: Sự hình thành đảo chắn theo cơ chế vun trồi (chỉnh lý của Hoyt, 1967); a. Sóng bào

mòn đáy tạo thành bar cát ngầm; b. Bar cát liên tục phát triển chiều rộng và chiều cao; c. Bar

biến thành đảo và làm xuất hiện thêm một vịnh biển nằm ven rìa về phía lục địa

(2) Giả thuyết theo cơ chế nhấn chìm

Quan điểm nhấn chìm được Hoyt (1967) hoàn thiện và ông được nhiều người

ủng hộ. Theo mô hình này, thực thể tự nhiên ban đầu là bờ đất liền và phức hợp

dune với các đầm lầy tách biệt đới bờ với miền đất liền cao hơn. Nước biển dâng

cao tràn ngập các bãi lầy để tạo ra các lagoon tách đới bờ với đất liền (H. 3.18). Có

lẽ rằng trong phần lớn trường hợp, mức nước biển dâng cao là một phần của mô

hình phổ biến toàn thế giới (chân tĩnh - eustatic), song cũng có thể một phần do

sự lún chìm cục bộ nữa. Sau khi đã hình thành, các thể chắn duy trì được sự tồn

tại của mình khi có sự cân bằng giữa cung cấp trầm tích, tốc độ lún chìm và các

yếu tố thuỷ động lực học.

Hình 3-18: Sự hình thành đảo chắn theo cơ chế nhấn chìm (theo chỉnh lý của Hoyt, 1967); a. Gờ

cát hoặc các dải cồn ven biển; b. Sự dâng cao của mực nước làm ngập các phần lục địa;

c.Thành tạo đảo chắn và vịnh biển

(3) Giả thuyết theo cơ chế chia cắt các doi

Mô hình theo cơ chế thứ 3 liên quan đến sự tăng trưởng của các doi cát do

qúa trình xói mòn mũi đất và qúa trình vận chuyển trầm tích dọc bờ (H.3.19).

Theo một quãng thời gian nhất định, những doi này có thể bị chia cắt trong cơn

bão. Khi đó phần đuôi của nó sẽ bị một lạch triều cắt rời khỏi phần còn gắn với đất

liền và trở thành đảo chắn. Có lẽ Gilbert (1885) là nhà địa chất đầu tiên đưa ra

giả thuyết này, dựa trên các công trình nghiên cứu về Lake Bonneville cổ, nhưng

sau đó giả thuyết của ông đã bị lãng quên trong nhiều năm do những ý kiến phản

đối của Jonhson (1919). Tuy nhiên, những năm gần đây người ta lại đề cập nhiều

tới giả thuyết Gilbert vì những phát hiện mới cho thấy cơ chế hình thành đảo

chắn do sự chia cắt của các doi nối đất xuất hiện ở khá nhiều nơi (như ở mũi Cod,

Massachusetts (Giese,1988).

(4) Giả thuyết nguồn gốc phức hợp

Theo kết luận của Schwartz (1971), qúa trình hình thành các đảo chắn rất có

thể là sự kết hợp của hai cơ chế trên. Qúa trình hình thành theo một cơ chế độc

lập chỉ xảy ra rất hãn hữu ở một vài nơi. Phần lớn hệ thống các đảo chắn đều có

nguồn gốc phức tạp, chẳng hạn như các đảo ở nam Lousiana có qúa trình hình

thành từ sự nhấn chìm và chia cắt của các doi đất (Penland và Boyd,1981).

Bảng 3-2: Sự phân bố các bờ có đảo chắn trên thế giới (Theo Cromwell,1971)

Châu lục Độ dài các đảo chắn, km

Tỷ lệ % so tổng chiều dài đảo chắn trên toàn thế giới

Tỷ lệ % phần có đảo chắn so toàn bộ chiều dài toàn châu lục

Bắc Mỹ 10.765 33,6 17,6

Châu Âu Nam Mỹ Châu Phi Châu Úc Châu Á Tổng

2.693 3.302 5.984 2.168 7.126 32.038

8,4 10,3 18,7 6,8 22,2 100,0

5,3 12,2 17,9 11,4 13,8

e. Phản ứng của các dạng địa hình barie khi nước biển dâng cao

Rất nhiều các dạng địa hình barie nằm ven bờ Đại Tây Dương của nước Mỹ

đang ở trong tình trạng bị xói mòn và điều này đã tạo ra một thách thức đối với

vấn đề quản lý và phát triển kinh tế đới bờ. Vậy, tác nhân nào gây ra sự xói mòn

này?

Theo Carter (1988), mực nước biển và các nguồn trầm tích có thể là những

tác nhân chính quyết định sự tiến hoá của các barie. Theo đó, ba điều kiện môi

trường mực nước có khả năng xảy ra là dâng lên, hạ xuống và ổn định. Khi nước

biển dâng và hạ, các qúa trình vận chuyển trầm tích sẽ được sinh ra, nhưng khi

mực nước ổn định, đường bờ sẽ tự biến đổi để qúa trình cung cấp trầm tích luôn

cân bằng với các quá trình động lực. Trong đa số các trường hợp, nếu nước biển

dâng và nguồn trầm tích ban đầu không đổi, các barie sẽ có khuynh hướng bị suy

thoái (biển tiến). Trái lại, nếu mực nước dâng nhưng nguồn trầm tích lại được bổ

sung bởi các qúa trình vận chuyển trầm tích sông và xói mòn mũi đất, các barie

sẽ được duy trì hoặc được bồi tụ thêm. Tuy nhiên, thực tế còn rất nhiều yếu tố

khác có khả năng can thiệp vào sự phát triển và tồn tại của các barie như điều

kiện địa chất khu vực, hoạt động sinh học, mức độ xói mòn, tốc độ biến đổi của

mực nước. Do vậy, chúng ta phải có những đánh giá riêng đối với từng trường hợp

cụ thể.

Chẳng hạn, trong điều kiện mực nước dâng như ở bờ biển phía đông của nước

Mỹ thì những cơ chế nào sẽ gây ra sự suy thoái của các barie?

(1) Mô hình thứ nhất, gọi tắt là quy tắc Bruun (Bruun, 1962), với giả thiết về

qúa trình di chuyển của các vật liệu bào mòn trên sườn bờ ngầm ra khơi. Theo mô

hình, khi mực nước dâng, dưới tác động bào mòn của sóng với các phần bãi bồi

nằm trên (bãi biển), đường bờ sẽ bị đẩy lui vào trong đất liền và qúa trình này

đồng thời hình thành nguồn cung cấp trầm tích cho các khu vực nằm xa bờ, xét

trong mặt cắt. Nếu gọi mặt cắt đới bờ ban đầu sau khi bị di chuyển vào đất liền và

có độ cao cao hơn vị trí ban đầu bằng đúng độ dâng cao mực nước là z, khoảng

tịnh tiến vào đất liền của đường bờ là x, thì ta có thể tính toán được x theo công

thức đơn giản sau:

Z

xZx

Trong đó x, z, X và Z sẽ được xác định như trên H.3.20a. Tuy nhiên, việc

kiểm nghiệm mô hình theo quy tắc Bruun còn cho thấy nhiều nhược điểm và

những đề xuất cải tiến mô hình đã được đưa ra (Dolan và Hayden, 1983). Một tập

hợp dữ liệu dài hạn sẽ cho những kết qủa nghiên cứu tốt nhất, chẳng hạn như

những số liệu mặt cắt được quan trắc nhiều năm ở hồ Michigan do Hands (1983)

thực hiện. Các số liệu mặt cắt này phải được theo dõi liên tục trong một thời gian

(hàng năm hoặc vài chục năm) theo những biến đổi của mực nước. Vấn đề còn lại

là quy tắc Bruun có thể ứng dụng cho các trường hợp mực nước tăng và nguồn

trầm tích tăng. Trong khi các vật liệu bào mòn trên sườn bờ ngầm và các nguồn

trầm tích khác liên tục được phát tán ra khơi thì liệu vị trí ban đầu của các barie

có còn được giữ nguyên tại chỗ theo giả thuyết hay không? Phần này sẽ được thảo

luận thêm ở chương 4.

(2) Sự di chuyển của các barie về phía đất liền theo cơ chế lăn thường phổ

biến ở những khu bờ có qúa trình rửa trôi chiếm ưu thế. Khi nước biển dâng, các

vật liệu trầm tích liên tục bị cuốn trượt từ bãi biển xuống sườn bờ ngầm và cuối

cùng bồi đắp thành đỉnh của các barie do tác động của sóng, cùng lúc các trầm

tích cát sẽ được bẫy lại ở các vũng vịnh hay đầm lầy nằm phía sau barie. Dillon

(1970) đã ghi nhận quá trình này ở khu bờ phía nam đảo Rhode. Khi các barie di

chuyển về phía đất liền (theo cơ chế cuốn lăn), trầm tích ở các bẫy địa hình nằm

sau barie sẽ bị đẩy về phía bờ và có thể nằm lộ ra trên bề mặt sườn bờ không ngập

nước. Hiện tượng này thường xuất hiện ở vùng bờ ven đảo Rhode vào thời điểm có

bão mùa đông, lúc đó nhiều tảng bùn lớn đã bị quăng lên bờ biển. Dingler, Reiss

và Plant (1993) đã mô tả cơ chế xói mòn và lắng đọng trầm tích do qúa trình rửa

trôi ở cụm đảo Dernieres, ngoài khơi nam Lousiana. Qua đó, họ cho rằng tốc độ

dịch chuyển hàng năm trên 10m của đường bờ là do ảnh hưởng của các cơn bão

mùa đông đã làm di chuyển các vật liệu trầm tích trên bề mặt bãi biển và những

biến đổi đáng kể khối lượng cung cấp trầm tích bên trong bờ do tác động của một

vài cơn cuồng phong. Ở nhiều khu vực, cơ chế này chỉ xảy ra một chiều, có nghĩa

là lượng cát có khả năng vượt qua đỉnh của các barie rơi vào các vũng vịnh rồi trở

về bờ biển là rất hãn hữu.

(3) Mô hình theo cơ chế nhảy cóc thì cho rằng sự dịch chuyển của các barie là

do ảnh hưởng của sự dâng cao của mực nước đã làm nhấn chìm các barie cũ ngay

tại vị trí của nó. Để giải thích cơ chế này, các nhà nghiên cứu đã đưa ra mấy giả

thuyết như sau:

(a) Do tốc độ dâng liên tiếp của mực nước, các barie không kịp phản ứng theo

bằng các cơ chế cuốn lăn hoặc bằng các cơ chế tương tự khác trước khi bị nhấn

chìm. Theo các trích dẫn nghiên cứu của Carter (1988), những barie có nguồn gốc

trầm tích là cuội và tảng lăn có vẻ thích hợp với cơ chế này.

(b) Do sự giảm thiểu của dòng cung cấp trầm tích đã ảnh hưởng tới tốc độ dịch

chuyển của các barie, làm chúng bị chậm lại tới mức nhảy cóc bởi nếu nguồn cung

cấp trầm tích được duy trì ổn định thì khi mực biển dâng, các barie vẫn tiếp tục

được bồi đắp và mở rộng chân nhờ các vật liệu mới liên tục đưa đến. Nhưng vì qúa

trình thiếu hụt trầm tích, tỉ lệ bồi tụ của chúng tính theo đơn vị thời gian ngày

càng suy giảm và cuối cùng bị nhấn chìm dưới mực nước đẩy đới sóng vỗ lui vào

bờ.

(c) Giả thuyết thứ 3 cho rằng một barie có thể giữ nguyên tại một vị trí nhờ sự

cân bằng động giữa các qúa trình vận chuyển trầm tích vào và ra. Khi nước biển

dâng, thể tích dòng triều đi vào các vũng vịnh tăng lên đồng thời khả năng tải

của dòng triều xuống cũng lớn hơn. Lúc này khối lượng trầm tích bị rửa trôi càng

nhiều, nhưng khả năng di chuyển của chúng bị hạn chế do phần lớn lại bị đưa trở

lại bờ và đẩy lên các phần bờ cao hơn. Nếu không có hoặc có ít các nguồn trầm

tích mới bổ xung thì đỉnh các barie sẽ dần dần bị nước biển bao phủ, tạo điều kiện

cho đới sóng vỗ vượt qua các barie tiến vào bờ tới một vị trí nhất định (nơi mà

trước đây được các barie chắn sóng).

(d) Cả ba cơ chế theo các giả thuyết này đều có thể xuất hiện vào các thời

điểm khác nhau phụ thuộc vào điều kiện môi trường. Tuy nhiên, nguồn cung cấp

trầm tích vẫn là yếu tố quan trọng nhất. Một vài barie bị nhấn chìm, như ở bờ

đông nam vịnh Mexico vẫn tiếp tục phát triển chiều cao do có nguồn cung cấp

trầm tích tương xứng (Otvos,1981).

(4) Nhìn chung, các barie đều có khả năng phản ứng theo ba mô hình dịch

chuyển trên đây tùy thuộc vào từng thời điểm khác nhau và các điều kiện địa

chất, địa mạo khu vực như địa hình, nguồn trầm tích (Carter, 1988). Vào giai

đoạn đầu khi nước biển dâng, các vật liệu trầm tích và xói mòn bờ bị phân tán và

đưa ra khơi (quy tắc Bruun). Nếu các barie ngày càng bị thu hẹp thì lượng trầm

tích vượt qua đỉnh đi vào các vũng vịnh ngày càng nhiều khiến các barie cuối

cùng có thể bị mắc lại và chìm xuống dưới mực nước biển. Tất cả các mô hình dịch

chuyển barie đều bị chỉ trích là do chúng mới mô phỏng các qúa trình hai chiều

mà chưa xét đến ảnh hưởng đa dạng của các dòng chảy trôi dọc bờ. Điều này hoàn

toàn đúng bởi thực tế hoạt động của các dòng chảy trôi khá phức tạp khi các barie

thay đổi hình dạng hoặc bị chìm xuống, kết quả là sự hình thành của các dạng địa

hình bồi tụ dọc theo đường bờ thoái lui do sự các barie dịch chuyển tạm thời.

(5) Tóm lại, một vài mô hình sau khi được nâng cấp đã giải thích được cơ chế

phản ứng của các đảo chắn khi nước biển dâng. Tuy nhiên, do tính chất phức tạp

của đới bờ do sự tương tác của nhiều qúa trình nên việc mô phỏng qúa trình tiến

hóa của các barie theo một loạt các kịch bản nhất định thường thiếu tính hiện

thực. Vì vậy để có được một mô hình chính xác cần phải xác định được tất cả các

yếu tố có khả năng ảnh hưởng tới sự hình thành vá phát triển của các barie.

Hình 3-19: Sự thành tạo đảo chắn từ doi cát (theo chỉnh lý của Hoyt, 1967). a. Các doi phát triển

xuôi theo đường bờ có đỉnh nối với mũi đất; b. Các doi tiếp tục phát triển và đầm lầy bắt dầu

xuất hiện trong vũng vịnh; c. Doi bị xuyên thủng và biến thành đảo chắn

3.10. BỜ TÍCH TỤ TRẦM TÍCH BIỂN – BÃI BIỂN

Bãi biển hay các bãi bồi tụ ven bờ khác là một trong số các dạng địa hình phổ

biến nhất ở mọi khu vực đới bờ trên toàn thế giới. Chúng có một vai trò rất quan

trọng do nằm ở đới tương tác giữa lục địa và biển, hơn nữa lại được đánh giá là

nguồn tài nguyên kinh tế, du lịch qúy giá, vì vậy các nghiên cứu về bãi biển luôn

thu hút sự quan tâm của các nhà khoa học trái đất trong suốt một thế kỷ qua.

Mặc dù chúng ta đã biết khá nhiều về sự thành tạo các bãi biển và qúa trình biến

đổi của chúng, song môi trường đới bờ nói chung vẫn luôn là một trận đồ phức tạp

với mỗi khu vực là một đại diện đặc trưng cho các điều kiện địa chất và qúa trình

vật lý khác nhau. Trong mối tương quan phức tạp đó phải kể đến một số các qúa

trình và chu trình biến thiên sau:

- Biến đổi khí hậu

- Những biến đổi xảy ra trong thời gian lâu dài

- Sự biến đổi tương đối của mực nước

- Những thay đổi về nguồn cung cấp trầm tích

- Các chu kỳ khí tượng học

Do vậy, việc xác định các đặc tính của bãi biển là rất khó khăn và những dự

báo về sự phát triển của chúng trong tương lai không thể thiếu được qúa trình

nghiên cứu và quan trắc trong thời gian dài. Các phần sau đây sẽ đi vào mô tả

tóm tắt hình thái, cấu trúc trầm tích của các bãi biển và các thuật ngữ khoa học

liên quan đến vấn đề này. Ngoài ra để mở rộng thêm kiến thức về chủ đề này, bạn

đọc có thể tham khảo thêm một số cuốn sách của các tác giả sau Carter (1988),

Davis (1985), Komar (1976), và Schwartz (1973, 1982).

a. Khái niệm chung

Bãi biển là một dạng địa hình thoải có tích tụ trầm tích bở rời nằm ở rìa mép

nước biển hoặc ven các thủy vực chứa nước lớn khác (bao gồm cả hồ và sông). Giới

hạn phía đất liền là vị trí có sự biến đổi đột ngột về độ dốc do bãi biển chuyển tiếp

sang dạng địa hình khác như vách đứng hay cồn cát. Mặc dù ranh giới về phía đất

liền đã được thừa nhận nhưng ranh giới về phía biển vẫn còn gây nhiều tranh cãi.

Một vài tác giả đã gộp đới sóng vỗ và các dạng địa hình bar và trũng vào khái

niệm này do ảnh hưởng trực tiếp của các qúa trình sóng vỗ bờ với các phần không

ngập nước của bãi biển. Chiều dài của các bãi biển rất đa dạng, một số có chiều dài

tới hàng trăm km, chẳng hạn như các bãi biển ở Carolina Outer Banks, một số

khác lại có chiều dài hữu hạn khoảng vài chục m như các bãi biển dạng túi nằm

giữa các mũi đất.

b. Các thuật ngữ

Mặc dù những công trình nghiên cứu về bãi biển đã kéo dài qua nhiều thập

kỷ, song cho đến nay nhiều thuật ngữ khoa học liên quan đến khái niệm này như

việc định tên cho các đới khác nhau và các dạng địa hình ngầm khác nhau vẫn

còn chưa được thống nhất. Trong nhiều ấn phẩm khoa học được xuất bản, nhiều

thuật ngữ được sử dụng còn mang ý nghĩa rất mơ hồ và mâu thuẫn. Do vậy, để

tránh hiểu lầm, người sử dụng cần phải làm rõ các định nghĩa (bằng từ ngữ hoặc

hình vẽ) khi sử dụng.

c. Các cấp phân loại chính

Bãi biển là một phần của đới ven bờ, là nơi thường xuyên diễn ra các qúa

trình tương tác động lực giữa biển và đất liền. Giới hạn của đới ven bờ về phía đất

liền chính là giới hạn trong của bãi biển và giới hạn ngoài của đới ven bờ được kéo

dài ra biển tới hàng chục đến hàng trăm mét vượt ra ngoài đới sóng vỡ (EM -

1110-2-1502). Bãi biển có thể được chia thành hai phần chính: bãi trước và bãi

sau.

(1) Bãi trước

(a) Bãi trước trải dài từ đường ngấn nước thấp tới giới hạn còn chịu ảnh hưởng

của sóng vỗ trong điều kiện mực nước cao (H.2.1). Phần cao nhất của bãi trước là

một sườn dốc, nơi chịu tác động của đới sóng vỗ bờ khi mực nước dâng cao. Phần

thấp hơn thường nằm về phía biển, đôi khi được gọi bãi triều thấp hoặc bãi nước

thấp. Đặc điểm của các bãi này là thấp và kéo dài thành một dải rộng, trên bề mặt

xuất hiện nhằng nhịt những trũng nước nông giống như một hệ thống các máng

nước nhỏ (H.3.21). Do bãi trước thường chịu tác động trực tiếp của đới sóng vỗ,

nên bề mặt của nó khá nhẵn nhụi và bằng phẳng hơn bãi sau. Gần vị trí mực nước

thấp có thể có một gờ nhỏ được gọi là bậc nhảy, ở chân của bậc này thường tập

trung cuội, sỏi và vỏ sò, ốc, trong khi trầm tích ở cả hai bên đều mịn hơn nhiều.

(b) Bãi trước đôi khi còn được gọi là sườn bờ. Tuy nhiên, theo nghĩa hẹp, sườn

bờ được dùng để chỉ phần ranh giới nằm trên có dạng địa hình dốc của bãi trước,

nơi mà sóng vẫn tác động tới khi mực nước cao. Do đó, không nên dùng hai từ bãi

trước và sườn bờ như hai từ đồng nghĩa mà chỉ nên coi sườn bờ là giới hạn phần

cao của bãi trước.

(2) Bãi sau

(a) Bờ sau trải dài từ mép sóng đánh khi mực nước cao tới vị trí đất liền còn

chịu ảnh hưởng của sóng bão, vị trí giới hạn này thường được đánh dấu bằng sự

xuất hiện các cồn cát chắn, vách đứng, các dạng địa hình đặc trưng và sự có mặt

của lớp phủ thực vật bền vững. Bình thường bãi sau không phải chịu tác động liên

tục của sóng, nhưng khi có bão, những con sóng cao và sóng bão có thể tấn công

vào bãi sau và gia công lại trầm tích trên bề mặt bãi. Giữa các khoảng thời gian

phơi và ngập, bề mặt địa hình bãi sau có thể trở nên nhấp nhô, gồ ghề do ảnh

hưởng đi lại của người và gia súc kèm theo là sự phát triển của các dạng địa hình

phong thành. Với các bãi biển đang bị xói mòn, có thể không có bãi sau và khi đó

đới sóng vỗ khi mực nước cao sẽ tác động trực tiếp vào các vách đứng hoặc các cấu

trúc địa hình nằm phía trong của bãi biển.

(b) Một số các danh từ khác được dùng đồng nghĩa với bãi sau là bờ sau và

thềm. “Thềm” là một thuật ngữ khá phổ biến vì khu vực bãi sau đôi khi là những

bậc thềm nằm ngang giống như do con người tạo ra. Tuy nhiên, cũng nhiều bãi

biển có phần bãi sau dốc đứng không giống thềm biển hoặc có từ hai ba bậc thềm

trở lên ứng với mỗi đợt ảnh hưởng của chu kỳ bão khác nhau. Do vậy, thềm

không thể đồng nghĩa với bãi sau mặc dù nó vẫn là một đơn vị địa hình được mô

tả trong mặt cắt trắc diện của một khu vực bãi sau nào đó. Đôi khi người ta còn

dùng thuật ngữ này trong các thiết kế kỹ thuật kiểm soát xói lở và bồi tụ bờ.

(3) Đường bờ (đường bờ biển)

Đường bờ là ranh giới giữa bãi sau và bãi trước, được xác định theo đường

mực nước cao. Đây là một định nghĩa thông thường bởi bề mặt tiếp xúc giữa lục

địa và biển có thể dễ dàng xác nhận được trên thực địa hoặc xác định gần đúng

trên ảnh hàng không qua sự thay đổi màu sắc và độ đậm nhạt của bồi tích

(Crowell, Leatherman, và Buckley, 1991). Ngoài ra, việc biểu diễn đường bờ trên

các bản đồ địa hình (T-sheet) theo đường mực nước cao còn cho phép chúng ta có

thể so sánh trực tiếp các bản đồ cũ với ảnh hàng không. Một vài nhà nghiên cho

rằng đường bờ có thể lấy theo đường mực nước thấp, nhưng cách xác định này

không thể hiện được sự khác biệt màu sắc trên ảnh hàng không hay các đặc điểm

dễ nhận biết trên thực địa. Trong nhiều công trình nghiên cứu khác nhau, người

ta có thể xác định đường bờ theo bất kỳ số liệu mực nước nào. Sự không thống

nhất này đã vô tình tạo ra những bất lợi cho việc chập các bản đồ đường bờ khác

nhau. Nội dung chi tiết về việc xác định đường mực nước cao sẽ được đề cập thêm

ở chương 5.

Hình 3-20: Mô hình đường bờ khi mực nước dâng: a. Bào mòn theo quy tắc Bruun, các vật liệu

bào mòn bị phân tán và đưa ra biển; b. Đảo đi động do sự di chuyển của các dạng địa hình

chắn về phía đất liền; c. Dạng địa hình chắn bị nhấn chìm tại chỗ

Hình 3-21: Gờ cát với hệ thống dòng chảy nhỏ trên bề mặt, Bãi biển Charlestown, đảo Rhode

d. Vật liệu bồi tích

(1) Bãi cát

Tại phần lớn các bờ biển của nước Mỹ, vật liệu bồi tích chiếm ưu thế là cát (cỡ

hạt từ 0,0625 – 2,00mm theo phân loại Wentworth) với thành phần khoáng vật

chủ yếu là thạch anh, một ít fenspar, các khoáng vật khác và mảnh vụn đá gốc.

Bảng 3.3 thống kê các dạng trầm tích bãi biển và vị trí phân bố phổ biến.

(2) Bãi cuội sỏi

Thành phần trầm tích của các bãi cuội sỏi chủ yếu là các trầm tích hạt thô

như cuội, sỏi, cuội, tảng (lớn hơn 2,00mm theo phân loại Wentworth). Đây là kiểu

bãi biển được tìm thấy ở vùng bờ phía đông bắc nước Mỹ, ở Great Lake và các bờ

núi lửa Thái Bình Dương, chúng hình thành trong các điều kiện sau:

- Vận tốc của các dòng chảy trong khu vực đủ lớn để có thể vận chuyển các hạt

trầm tích thô ra tới bờ biển.

- Sự tồn tại của các vật liệu trầm tích thô trong các lớp trầm tích nằm dưới bãi

biển (thường ở những khu vực chịu ảnh hưởng của qúa trình băng hà).

- Có các nguồn vật liệu thô lô ra ở chân các vách đứng phía sau bãi biển.

Cấu tạo của các vật liệu thô chủ yếu là các mảnh đá góc cạnh, đặc biệt nếu

nguồn cung cấp vật liệu nằm gần bãi biển, chẳng hạn như các vách đá (H. 3.22).

Trong trường hợp nếu nguồn cung cấp nằm xa hơn, thành phần trầm tích chiếm

chủ yếu sẽ là quartzite hoặc các đá phun trào núi lửa do đây là những vật liệu

cứng có khả năng tồn tại lâu trong điều kiện môi trường luôn bị thay đổi bất

thường, còn đối với các đá mềm hơn như đá vôi hoặc phiến sét, chúng sẽ nhanh

chóng bị bào mòn và vỡ nhỏ thành các hạt cát trong qúa trình trôi ra biển và tích

tụ dưới tác động của các qúa trình động lực ven bờ. Các bãi cuội sỏi thường có bãi

trước dốc hơn so với các bãi cát.

Bảng 3-3: Các dạng trầm tích bãi biển

Dạng trầm tích Khu vực phân bố đặc trưng

Cát thạch anh

Mảnh vỏ canxi động vật

Cát núi lửa

Cát san hô

Mảnh vụn đá

Cuội sét

Bờ đông Mỹ giữa đảo Rhode và Bắc Florida, bờ vịnh Mexico giữa tây Florida

và Mexico, một phần bờ tây Mỹ và bờ Great Lake

Nam Florida, Hawai

Hawai, Aleutian, Iceland

Nam Florida, Bahamas, các đảo ở Virgina

Maine, Washington, Oregon, California, Great Lake.

Great Lake, Lousiana

(3) Bãi biển trầm tích sinh học

Ở nhiều vùng nhiệt đới, các trầm tích cacbonat canxi có nguồn gốc hữu cơ

được hình thành từ những mảnh vụn của động thực vật chết trong hải dương có

thể trở thành nguồn cung cấp vật liệu chính cho các bãi biển. Đó chủ yếu là mảnh

vụn xác chết của các loài nhuyễn thể, da gai, trùng lỗ, trùng hạt đậu, san hô và

tảo canxi. Tỷ lệ phần trăm các vật liệu sinh học trong trầm tích của một bãi biển

là hàm số tỉ lệ giữa sản phầm trầm tích hữu cơ với các trầm tích lục địa được đưa

ra đới bờ.

Hình 3-22: Vách biển có cấu tạo phiến sét thuộc bờ nam của Lake Erie, gần Evans, NY

3.11. ĐẦM LẦY NƯỚC MẶN

Các vùng đầm lầy nước mặn ven bờ là các bãi thực vật dạng cỏ nằm dưới mực

nước biển chịu tác động thường xuyên của qúa trình xâm nhập mặn theo chu kỳ.

Trong thời gian đường bờ được hình thành, sự xuất hiện của các bãi lầy là kết qủa

của qúa trình tích tụ chiếm ưu thế hơn qúa trình xói lở. Có ba điều kiện cơ bản để

đầm lầy hình thành, thứ nhất phải có nguồn trầm tích dồi dào, thứ hai năng

lượng sóng yếu và thứ ba bề mặt địa hình có độ dốc biến đổi nhỏ. Một khi các lớp

trầm tích tích tụ đã đạt tới độ dày tới hạn, các loài thực vật ngập mặn sẽ bắt đầu

phát triển trên lớp bùn bề mặt và tạo ra bẫy trầm tích mỗi khi nước triều lên, nhờ

đó các bãi lầy ngàng càng được bổ sung thêm các vật liệu hữu cơ.

a. Phân loại đầm lầy nước mặn

(1) Những điều kiện môi trường như nhiệt độ, sự phân bố trầm tích, pH, Eh

và độ mặn là cơ sở để phân chia các khu vực đầm lầy khác nhau. Sự phát triển

của các loài thực vật, qúa trình tích đọng trầm tích, tốc độ mở rộng diện tích của

mỗi vùng đầm lầy là khác nhau, nhưng về cơ bản có thể phân ra làm hai khu vực:

cao và thấp. Khu vực thấp là những vùng đầm lầy mới được hình thành chưa lâu,

có địa hình thấp, chịu ảnh hưởng của các qúa trình sông và biển. Khu vực cao là

những vùng đầm lầy cổ, có vị trí địa thế cao, chịu nhiều ảnh hưởng của môi trường

lục địa và chỉ bị ngập triều một vài lần trong một năm. Giới hạn xác định của các

khu vực này và mối quan hệ của chúng với các dữ liệu đã biết có thể khác nhau

tuỳ từng nơi. Sự khác nhau này liên quan đến chu kỳ dao động đều của thuỷ

triều và thành phần chất đáy. Ven bờ Đại Tây Dương, các dao động triều nhìn

chung là đều với chu kỳ bán nhật triều gần như bằng nhau, trong khi ven bờ Thái

Bình Dương thì ngược lại hoàn toàn. Các vùng đầm lầy ven bờ vịnh Mexico

thường chịu tác động của các chu kỳ triều không đều với biên độ dao động nhỏ.

Do vậy việc xác định ranh giới của các vùng đầm lầy cao và thấp chỉ mang tính

chất tương đối.

(2) Cơ cấu các loài động thực vật trong vùng đầm lầy nước mặn cũng đóng vai

trò quan trọng đối với qúa trình tích đọng trầm tích (Howard và Frey, 1977). Một

số loài thực vật có khả năng làm năng lượng của sóng gió. Thân, cành và lá của

chúng có tác dụng cản dòng chảy và bẫy các trầm tích lơ lửng (Deery và Howard,

1977), trong đó hệ thống bộ rễ có vai trò chính trong việc bắt giữ trầm tích nhờ

chiều dài có khi hơn 1m như các loài thực vật ngập mặn ở vùng đầm lầy dọc sông

ở Georgia hay gần 50cm với các loài phát triển trong môi trường của các vùng kế

cận (Edward và Frey,1977).

b. Đặc điểm trầm tích

(1) Đặc điểm trầm tích vùng đầm lầy nước mặn nhìn chung là có cấu tạo hạt

mịn và có độ chọn lọc tốt hơn so với các dạng địa hình bãi triều khác. Tuy nhiên,

các chất đáy mới phản ánh nguồn trầm tích khu vực và địa phương. Dọc ven bờ

Đại Tây Dương và thềm lục địa của Mỹ, Hathaway (1972) đã xác định được hai

tướng khoáng vật sét khác nhau. Tướng khoáng vật sét phía bắc từ Maine đến

vịnh Chesapeake có thành phần chủ yếu là ilite, chlorit và fenspat dạng vết và

horblend, nhưng tướng khoáng vật sét kéo dài từ vịnh Chesapeake về phía nam

thì chủ yếu là kaolinit và montmorilonit.

(2) Dọc theo các vùng bờ phía bắc, than bùn là thành phần chất đáy quan

trọng trong vùng đầm lầy. Chúng được thành tạo do sự phân huỷ rễ, thân và lá

của các loài thực vật đầm lầy, đặc biệt là Spartina (Kerwin và Pedigo, 1971).

Nhưng với các vùng đầm lầy phía nam, ngoại trừ hai khu vực Lousiana và

Florida thì than bùn không phải là thành phần cấu tạo chính (Kolb và van Lopik,

1966), nền đáy ở đây có cấu tạo chung là các trầm tích sét bùn với tỷ lệ lớn vật

liệu có nguồn gốc cácbon và nguồn cung cấp chính là thực vật và xác động vật

đang sinh sống trong vùng đầm lầy.

(3) Thực vật đầm lầy

(a) Các loài thực vật sinh trưởng trong vùng đầm lầy có đặc điểm giống loài cỏ

nhưng có chiều cao lớn và chịu mặn. Có khoảng 20 họ thực vật đầm lầy đã được

xác định trên toàn thế giới, trong đó các loài thực vật Bắc Mỹ phổ biến nhất là

Spartina, Juncus và Salicornia (Chapman, 1974). Các vùng đầm lầy ngập mặn là

phiên bản của các rừng ngập mặn nhiệt đới ở các vùng ôn đới. Chúng phát triển

chủ yếu trong môi trường nước nông, có năng lượng sóng yếu với đáy là nền cát bị

các trầm tích hạt mịn bao phủ. Khi các lớp trầm tích này đủ dày, các loài thực vật

đầm lầy sẽ bám rễ và bắt đầu phát triển. Sự xuất hiện của lớp phủ thực vật mới

này sẽ làm tăng thêm lượng trầm tích bị mắc lại trong khu vực dẫn đến sự phát

triển nhanh chóng diện tích các dạng địa hình tích tụ ngập nước từ đó bắt đầu

hình thành các vùng đầm lầy ban đầu. Ngoài ra, thực vật đầm lầy còn có khả năng

làm tiêu tan năng lượng sóng, giảm tốc độ dòng chảy, tạo ra một môi trường năng

lượng nhỏ thuận lợi cho qúa trình lắng đọng trầm tích.

(b) Cũng giống như rừng ngập mặn, các vùng đầm lầy nước mặn và phần lạch

triều trao đổi nước là nơi cư trú của nhiều loài động vật không xương sống, cá,

chim và một số loài động vật có vú trong suốt hoặc một phần chu trình sống của

chúng. Do vậy, đây là những khu vực có tầm quan trọng về kinh tế và nhạy cảm

đối với các hoạt động săn bắn và đánh bắt. Thậm chí, một số loài sinh vật hiện

đang trong tình trạng bị đe dọa tuyệt chủng.

(c) Cũng giống như đối với rừng ngập mặn, các hoạt động chính của con người

gây tác động đến các vùng đầm lầy là công việc nạo vét và bồi lấp để khai hoang

đất đai và chống muỗi. Các vấn đề ô nhiễm không khí và nước cũng gây ra nhiều

tác động nghiêm trọng khác. Mặc dù, các khu vực nằm ven bờ vịnh Mexico và Bắc

Mỹ vẫn còn tồn tại những vùng đầm lầy rộng lớn, song một phần đáng kể các khu

vực này đã bị biến mất trong qúa trình phát triển. Đối với các vùng bờ tây, tình

trạng suy thoái các vùng đầm lầy càng trở nên nghiêm trọng, nhiều khu vực đầm

lầy ven bờ có thể bị phá hủy hoàn toàn do qúa trình bồi lấp. Những cố gắng sau

đó để phục hồi lại các vùng đầm lầy bị suy thoái thường rất khó khăn và hầu như

không đem lại được những hiệu qủa như mong muốn.

(4) Các quá trình vận chuyển trầm tích

(a) Đặc điểm chung của các vùng đầm lầy là tốc độ lắng đọng trầm tích nhỏ,

chỉ khoảng vài mm một năm (Pethick, 1984). Những biến đổi do tự nhiên và con

người gây ra có thể tác động xấu tới sự phát triển của các vùng đầm lầy. Chẳng

hạn, như việc đắp đập, thay đổi dòng chảy làm tăng lượng phù sa và vùi lấp các

vùng đầm lầy. Không chỉ các trầm tích lơ lửng giữ vai trò quan trọng đối với sự

phát triển bề dày trầm tích của đầm lầy, mà các thành phần sinh học, đặc biệt là

các mảnh vụn hữu cơ lơ lửng trong cột nước cũng góp phần duy trì môi trường tự

nhiên các vùng đầm lầy. Qúa trình trao đổi trầm tích và dinh dưỡng thì phụ

thuộc vào sự lưu thông nước của khu vực.

(b) Khối lượng trầm tích trong một đầm lầy thường phụ thuộc các yếu tố sau

(Davis, 1985):

- Nguồn trầm tích sông

- Qúa trình di chuyển bồi tích dọc bờ và xa bờ

- Qúa trình bào mòn và dịch chuyển các barie

- Qúa trình xói mòn mũi đất

- Qúa trình di chuyển trầm tích do gió

- Nguồn vật liệu hữu cơ trong đầm lầy (than bùn, xác thực vật phân hủy và

phân động vật)

- Các nguồn trầm tích lục địa khác

(5) Các vấn đề kỹ thuật

Nhằm thúc đẩy việc bảo tồn các vùng đầm lầy tự nhiên ven biển và thực hiện

chính sách đường lối quốc gia về việc “giữ gìn các vùng đất ngập nước”, các tổ chức

quốc tế và xã hội đã đưa ra nhiều phương thức quản lý khác nhau và những ứng

dụng công nghệ trong việc sử dụng các vùng đất ngập nước. Trong các nghiên cứu

của họ, nhiều nguyên nhân gây ra sự biến mất của các vùng đất ngập nước ven

biển do tác nhân con người và tự nhiên đã được xác định. Đó là :

(a) Qúa trình thiếu hụt trầm tích. Do sự can thiệp của con người đến hệ thống

các dòng chảy tự nhiên làm ảnh hưởng đến lượng phù sa bồi tích các vùng delta

cửa sông.

(b Qúa trình xói mòn bờ biển. Do ảnh hưởng của bão tố, các công trình xây

dựng ven biển và giao thông đi lại của thuyền bè đã làm tăng tốc độ giật lùi của

các vách bờ vào sâu trong lục địa.

(c) Qúa trình sụt chìm. Do sự nén ép của các tầng trầm tích cửa sông, delta và

vũng vịnh đã gây ra sự mất đất (đất ngập nước) trên quy mô lớn. Nguyên nhân

này khá phát triển ở một số vùng (như vịnh Galveston) do sự khai thác nước

ngầm và dầu khí.

(d) Sự dâng cao của mực nước. Là một trong những nguyên nhân gây ra mất

đất do ảnh hưởng dâng cao của mực nước địa tĩnh đã làm tăng tốc độ xói mòn các

vùng ven bờ.

(e) Sự xâm nhập của nước mặn. Làm tăng cao nồng độ muối trong vùng đất

ngập nước ảnh hưởng đến sự phát triển của lớp phủ thực vật khiến các vùng đất

này trở nên nhạy cảm với các hoạt động xói mòn.

(f) Xây dựng kênh lạch. Đã tạo điều kiện cho qúa trình xâm nhập mặn phát

triển và làm gián đoạn các dòng chảy tự nhiên và dòng vận chuyển trầm tích.

(6) Phục hồi các vùng đầm lầy

Nhiều tổ chức khác nhau, trong đó bao gồm cả USACE đã tiến hành các cuộc

điều tra nghiên cứu để tìm ra những biện pháp để phục hồi các vùng đầm lầy,

nâng cao năng lực quản lý các vùng đất ngập nước và nghiên cứu xây dựng các

văn bản hướng dẫn nhằm giảm thiểu tối đa qúa trình mất đất ven bờ. Trong

khuôn khổ Chương trình Nghiên cứu các vùng đất ngập nước do USACE thực

hiện, một phương pháp kỹ thuật mới dựa trên sự kết hợp đa ngành đã được ứng

dụng rộng rãi. Trong ấn phẩm được xuất bản với nhan đề là “Sổ tay Nghiên cứu

đất ngập nước” (USAEWES, 1992) có sự tập hợp đầy đủ những tư liệu kỹ thuật về

8 vùng đất ngập nước đang bị đe dọa, trong đó chủ yếu tập trung vào những hoạt

động bảo vệ của USACE tại các khu vực này.

3.12. BỜ BIỂN CÓ NGUỒN GỐC SINH HỌC

a. Giới thiệu

(1) Đối với nhiều khu vực bờ biển như các vùng đất ngập nước, các rạn san hô

hay những khu rừng ngập mặn, các qúa trình sinh học diễn ra trong khu vực có

vai trò quan trọng trong việc quyết định hình thái đới bờ. Nhưng với nhiều khu

bờ khác, chẳng hạn như các bãi cát thì hoạt động của các sinh vật không có ý

nghĩa gì lớn so với các qúa trình vật lý khác xảy ra ở ven bờ. Tuy nhiên, một vấn

đề quan trọng là các qúa trình hoạt động của sinh vật luôn tồn tại ở tất cả các

vùng bờ và những biến động đường bờ do con người gây ra luôn có mối quan hệ

ảnh hưởng tới sự phát triển của các quần xã sinh vật.

(2) Sự tồn tại của các tổ chức sinh vật đới bờ luôn bị chi phối bởi các yếu tố vật

lý tương quan như chế độ sóng, nhiệt độ, độ muối, tần suất bão, độ lan truyền ánh

sáng, nền đáy, biên độ triều, khối lượng trầm tích và nồng độ các chất dinh dưỡng

trong khu vực. Trong đó, quan trọng nhất là chế độ sóng, sự suy giảm năng lượng

sóng ở các vùng đới theo đơn vị thời gian có ảnh hưởng mạnh mẽ đến các yếu tố

như nền đáy đá, cát, bùn, độ trong, sự phân bố của các chất ding dưỡng và quan

trọng hơn cả là cơ cấu tổ chức sống của các loài sinh vật. Trong nhiều môi trường

khác, tác động của các lực vật lý sinh ra do qúa trình sóng vỡ là nhu cầu có tầm

quan trọng lớn đối với các tổ chức sinh vật so với ảnh hưởng của các lực ven bờ

khác. Chẳng hạn, trong các các vùng rừng và đầm lầy nước mặn chế độ năng

lượng sóng yếu là môi trường cần thiết để tạo ra một nền đáy thích hợp và ngăn

cản các qúa trình phá huỷ tự nhiên. Trái lại, đối với các loài san hô tạo rạn, môi

trường năng lượng sóng cao trong một giới hạn nhất định là yêu cầu tất yếu để

duy trì độ trong của nước, cung cấp dinh dưỡng, phân tán các ấu trùng, mang

trầm tích đi và hạn chế sự cạnh tranh của các loài ăn thịt.

(3) Một điều kiện vật lí khác cũng có ý nghĩa lớn và không kém phần quan

trọng đối với các tổ chức sinh vật là nhiệt độ. Chẳng hạn như đối với các khu rừng

ngập mặn và các rạn san hô thì đây là yếu tố cơ bản quyết định sự tồn tại của

chúng trong môi trường khí hậu nhiệt đới. Cũng như vậy, sự hình thành băng

tuyết trong các vùng nước ven bờ cũng có ý nghĩa quan trọng đối với các quần xã

sinh vật vùng cực bắc.

(4) Không giống như nhiều quá trình vật lý chỉ tập trung ở khu vực gần bờ,

các quá trình sinh học nhìn chung diễn ra khá rộng rãi trên quy mô từ bờ ra

khơi. Hoạt động của những sinh vật tạo rạn là nguồn gốc thành tạo của các nền

đáy cứng và trầm tích có chức năng che chắn vào bảo vệ các khu vực nằm phía

sau. Một số loài nhuyễn thể, tảo canxi (Hallemela sp.,v.v…), trùng lỗ, da gai,

trùng hạt đậu và giun là tác nhân sinh ra các nguồn trầm tích có ý nghĩa. Với các

điều kiện môi trường năng lượng thấp như vùng biển sâu và các vùng nước được

che chắn thì hoạt động sống của các loại rong tảo diatom và radiolarian là nguồn

trầm tích chính. Với các khu rừng ngập mặn, đầm lầy nước mặn và các cồn cát ven

biển thì lớp phủ thực vật là các bẫy ngăn giữ sự di chuyển của các hạt trầm tích.

Các ảnh hưởng xói mòn do tác động của các loài sinh vật bám đáy và đào khoét

hang hốc nhìn chung không đáng kể (xem mục 3.8 sự xói mòn các vách đá).

b. Bờ có năng lượng sóng lớn

Đối với các loài thực vật bậc cao, cơ chế phát triển của chúng không thích hợp

với điều kiện môi trường năng lượng sóng lớn, nhưng với các thực vật bậc thấp,

đặc biệt là rong tảo thì sự phát triển của chúng là một phần không thể thiếu trong

cơ sở chuỗi thức ăn đối với các quần xã động thực vật biển và ven bờ.

(1) Các rạn san hô

Rạn san hô là một cấu trúc dạng khối bao gồm các đá canxit được hình thành

dần dần từ hoạt động sống của các động vật đơn bào sống bám vào nền đá và hình

thành một lớp phủ mỏng trên bề mặt khối đá. Do vậy, trên bề mặt của cấu trúc cũ

liên tục được hình thành những lớp cấu trúc mới do hoạt động của những tổ chức

sinh vật này và dần dần những rạn san hô được hình thành sẽ kéo dài ra biển tới

những vùng nước sâu hơn, sau đó lại tiếp tục phát triển lên sát mặt nước. Sống

cùng với san hô tạo rạn là các loài rong tảo bám trong các xúc tu của chúng theo

mối quan hệ cộng sinh. Ngoài việc bảo vệ và chuyển hóa các chất thải thành chất

dinh dưỡng cung cấp cho các loài rong tảo thì san hô còn sử dụng rong tảo như

một nguồn thức ăn của chúng. Trong khi một vài loài san hô vẫn tồn tại được

trong điều kiện môi trường các vùng bắc cực và ôn đới thì san hô tạo rạn lại chỉ

sống được trong những điều kiện nhiệt độ giới hạn ở vùng nhiệt đới, chủ yếu là

những khu vực nằm trong 30o vĩ tuyến bắc và nam. Vùng Bermuda, nằm phía bắc

Đại Tây Dượng, do được che chắn bởi Gulf Stream nên mặc dù là khu vực nằm ở

vĩ độ cao nhưng vẫn có các rạn san hô phát triển. Tại Mỹ, các rạn san hô được tìm

thấy ở khắp miền Florida Keys và ở bờ đông và bờ tây Florida, xung quanh quần

đảo Hawai, các lãnh thổ nằm ven Thái Bình Dương, Puertorico và quần đảo

Virgina.

(a) Các loài san hô tạo rạn yêu cầu môi trường nước trong để chúng có thể dễ

dàng bắt mồi và các loài tảo sống cộng sinh với chúng có đủ ánh sáng để quang

hợp. Mặc dù các loài san hô có khả năng làm di chuyển một khối lượng trầm tích

nhất định ra khỏi các lớp bề mặt nhưng nếu lượng trầm tích đó qúa lớn và gây ra

qúa trình lắng đọng chúng sẽ làm chôn vùi và giết chết san hô. Giới hạn độ sâu

thích hợp đối với phần lớn các loài san hô tạo rạn mà ánh sáng vẫn có thể xuyên

suốt là khoảng từ 30-50m, tuy nhiên mọt số loài vẫn có thể phát triển ở những độ

sâu lớn hơn. Giới hạn độ cao của các rạn thường bị khống chế bởi mực nước triều

thấp. Nói chung các loài san hô đều không thể chịu được sự phơi ra trên mặt nước

trong thời gian ngắn (chẳng hạn khi xuất hiện sự chuyển động của một đáy sóng

nước sâu).

(b) Các rạn san hô không chỉ hình thành những cấu trúc nền đá cứng mà còn

tạo ra các trầm tích canxit. Dưới tác động của sóng và dòng chảy các mảnh vụn

san hô chết bị gọt dũa thành các hạt cát. Tuy nhiên, ở nhiều vùng rạn thì tảo vôi

(Hallemeda sp.) mới là nguồn sinh ra trầm tích. Ngoài ra các mảnh vỏ canxit của

một số loài sinh vật như nhuyễn thể, cầu gai cũng là những nguồn tạo ra trầm

tích.

(c) Các rạn san hô cũng giống như các khu rừng mưa nhiệt đới là một trong

những quần thể sinh học phức tạp nhất trên trái đất và tập hợp các ám tiêu của

chúng được xem là những dấu vết cổ của sự sống còn tồn tại dưới dạng hóa thạch.

Do những đặc tính phức tạp như vậy nên cho đến nay qúa trình biến đổi động lực

của các rạn san hô vẫn chưa được biết đến trong khi chúng vẫn đang từng ngày bị

hủy hoại bởi những ảnh hưởng bất lợi do con người gây ra giống như với các khu

rừng mưa nhiệt đới trên lục địa. Một trong những tác động phổ biến nhất là sự ô

nhiễm nước do các hoạt động khác nhau của con người như nạo vét và bồi đắp

sông ngòi, đánh bắt quá mức sản lượng cá và mực và khai thác san hô làm đồ

trang sức.

(d) Các hoạt động nạo vét xung quanh các vùng rạn nếu được kiểm soát và

thực hiện có trình tự sẽ làm giảm thiểu được những tác động có hại cho các quần

xã sinh vật trong vùng rạn. Một só các hoạt động mang tính cơ học (như san hạ

độ cao, thả xích, thả neo, đặt đường ống …) đôi khi còn gây nguy hại hơn việc tạo

ra các trầm tích lơ lửng. Việc cải thiện các hoạt động hàng hải và định vị đã làm

cho các vùng rạn sau qúa trình nạo vét có thể vẫn tồn tại. Tuy nhiên, trong nhiều

trường hợp một sự giám sát chặt chẽ luôn là yêu cần thiết.

(e) Đối với nhiều cộng đồng dân cư ven biển, các rạn san hô có một vai trò

kinh tế rất quan trọng. Theo Spurgeon (1992) những lợi ích kinh tế mà các rạn

san hô mang lại:

- Giá trị sử dụng trực tiếp – như đánh bắt và khai thác vật liệu xây dựng

- Giá trị sử dụng gián tiếp – như phục vụ du lịch

- Các giá trị hữu hình khác – như bảo vệ sự đa dạng sinh học cho các hệ sinh

thái khác

(f) Stoddard (1969) đã xác định được 4 kiểu rạn san hô phổ biển trên quy mô lớn là: dạng riềm, dạng chắn, dạng bàn và dạng atoll.

(g) Các rạn san hô dạng riềm được chia ra làm 3 phần: phần trước, phần đỉnh và

phần lưng. Phần trước thường có độ dốc lớn và hình thành trong đới nước sâu, trên bề mặt có thể xuất hiện những phần lồi lõm nằm xen với các trũng cát hoặc đá tảng,

phần kéo dài ra biển được gọi là đới trụ (buttress zone), thường chỉ cách bờ trong phạm vị khoảng vài trăm mét, có chức năng chắn sóng. Phần đỉnh của các rạn san hô

giống như một bức tường cao liên tục tới giới hạn mực nước triều thấp. Phần từ đỉnh (hoặc đỉnh cụt) thấp dần về phía đường bờ là phần lưng của các rạn, đặc điểm đặc

trưng của phần này chứa nhiều trầm tích san hô chết và các loại đá như đá tảng, cát bột kết, song vẫn nhấp nhô các đầu san hô sống, rong tảo, rắn và cỏ biển v.v… Dạng

riềm là giai đoạn đầu trong qúa trình hình thành atoll và các có thể cả kiểu rạn san hô chắn.

(h) Các rạn san hô chắn phát triển trên thềm lục địa, nơi có cấu trúc nền đáy rắn

chắc thích hợp cho việc hình thành chân đế của chúng. Đặc điểm đặc trưng của kiểu

rạn này là một dải san hô trải dài được ngăn cách với đất liền bởi một vũng vịnh có

chiều rộng khoảng vài km (nhiều nhất là 16km), có đáy phẳng và độ sâu từ 35 đến 75m. Mặc dù có cấu trúc tương tự như rạn san hô kiểu riềm, nhưng các rạn san hô

chắn lại lớn hơn rất nhiều, đỉnh của chúng nằm cách bờ xa hơn và phần lưng cũng sâu hơn. Do được bảo vệ nên các vùng bờ biển nằm sau các rạn san hô chắn thường

có đặc điểm đặc trưng là có các vùng thực vật ngập mặn và liên tục lấn biển. Phần đáy nằm trên phía sườn hướng ra biển (phần trước) thường có độ nghiêng lớn về phía

vùng nước sâu và bị bao phủ bởi các trầm tích tảng san hô.

(i) Rạn san hô bàn hình thành ven rìa đáy biển nông và bị phủ bởi các tổ chức sinh vật tạo rạn. Kiểu rạn này thường chiếm một diện tích khá rộng lớn trên đấy biển

những không liên quan đến sự hình thành của các dạng địa hình barie và lagoon.

(j) Các rạn san hô kiểu atoll có hình dáng như một chiếc nhẫn bao quanh rìa của một đảo núi lửa đã tắt và tạo thành một vũng vịnh nằm giữa biển khơi. Với những

vũng vịnh nước nông có thể vẫn tồn tại các rạn san hô vụn. Các rạn san hô atoll ở phía tây Thái Bình Dương thường được hình thành nhóm và cụm nằm cách biệt, các

hòn đảo thấp nhỏ có cấu tạo từ cát san hô ở đây có lẽ đã được tạo thành từ các rạn san hô này. Đây là những hòn đảo rất nhạy cảm với tác động của bão và sóng. Học

thuyết đầu tiên nói về sự phát triển của kiểu rạn atoll, thuyết lún chìm do Charler Danrwin đề xuất năm 1842, đã thể hiện đúng bản chất của vấn đề (Strahler, 1971).

H.3.23 minh hoạ sự tiến hoá phát triển của một đảo san hô atoll.

(k) Khởi đầu của một đảo san hô atoll là từ một núi lửa hoạt động nằm trên đáy biển và biến thành đảo núi lửa. Khi hoạt động núi lửa tắt, các rạn san hô dạng riềm

bắt đầu hình thành dọc theo đường bờ. Do qúa trình xói mòn và lún chìm bởi sự già cỗi của đáy biển theo thời gian địa chất đã làm cho đảo núi lửa được hình thành từ

núi lửa đã tắt bị lún sâu xuống dưới mực nước biển khiến các rạn san hô dạng riềm phải liên tục phát triển ngoi lên để theo kịp tốc độ lún của đỉnh núi cho đến khi tạo

thành dạng chắn bao quanh một vũng vịnh. Trong quá trình này đáy của vũng vịnh nằm ben trong các rạn sẽ dần dần bị bao phủ bởi các trầm tích đá tảng san hô và các

trầm tích cacbonát khác, thậm chí lớp trầm tích này có thể bao phủ toàn bộ phần đảo núi lửa đang bị lún chìm.

Hình 3-23: Sự hình thành đảo san hô: a. Họat động của núi lửa nằm nhô trên mặt nước; b. Núi

lửa tắt tạo đảo, san hô phát triển bao quanh miệng núi lửa tạo thành dạng riềm; c. Đảo núi lửa

bị lún chìm, san hô phát triển ngoi ra ngoài khơi tạo thành dạng chắn; d. Đảo núi lửa tiếp tục bị

lún chìm xuống sâu, san hô tiếp tục phát triển ngoi lên trên mặt nước và ra ngoài khơi cho đến

khi phủ kín bề mặt đảo tạo thành đảo san hô (chỉnh lý của Press và Siever, 1986)

(2) Rạn rỗ (Worm reefs). Đây là kiểu rạn sinh học không liên quan đến các

rạn san hô mà được hình do hoạt động của các loài giun ống. Trong đó có hai loài

Serpulid và Sabellariid được xem là tác nhân chính hình thành cấu trúc rạn kiểu

này do khả năng sinh ra lớp vỏ ống bên ngoài của chúng. Serpilid làm ống vỏ của

nó bằng tiết dịch canxi, còn Sabellariid thì chắp nối các mảnh vụn vỏ sò ốc hoặc

cát thành lớp vỏ bao quanh thân. Quần thể các sinh vật này có thể tạo thành các

cấu trúc lớn bằng cách gắn kết các ống lại với nhau. Các ống mới thường được xây

dựng trên các ống cũ, và như vậy, dải đá vôi hữu cơ này được hình thành. Những

đảo này rất đặc trưng là đều phát triển trên nền đá rắn chắc có tác dụng như nơi

đính bám vững chắc. Kiểu rạn rỗ thường thấy ở vùng khí hậu nhiệt đới và á nhiệt

đới (như đông Florida). Các đảo đá vôi sinh học kiểu này có thể có vai trò quan

trọng để gia cố cũng như để chống xói mòn miền bờ.

(3) Đá vôi vỏ ốc (Oyster reefs). Sò, ốc rất phát triển ở vùng nước lợ như ở

lagoon, vịnh và vùng cửa sông. Ốc gắn kết vỏ của chúng lại thành một lớp vững

chắc, cứng rắn bao gồm vỏ của các cá thể ốc khác. Mỗi lần những cá thể thế hệ sau

phát triển bám trên nền của thế hệ trước, thì khối đá vôi này lớn dần lên. Đá vôi

sinh học kiểu này được hình thành ở vùng ôn đới cũng như nhiệt đới.

(a) Ốc thấy ở Mỹ là thuộc họ Ortreidae. Ốc ở miền đông hay ốc Mỹ

(Crassostrea virginica) phân bố dọc theo toàn bộ bờ đông của Bắc Mỹ, từ vịnh St.

Lawrence qua vịnh Mexico đến Yucatan và West Indies. Một loài quan trọng

khác ở Bắc Mỹ là Ostrea lurida, phân bố dọc bờ Thái Bình Dương từ Alaska đến

Baja California (Bahr và Lanier,1981).

(b) Các khối đá vôi vỏ ốc ở đới gian triều có kích thước khác nhau từ những

tảng nhỏ phân tán cao một mét đến khối lớn có ốc sống bám trên nền là vỏ ốc đã

chết rộng tới 1km và dày tới 100m (Pettijohn,1975). Đá vôi này chỉ phát triển ở

phần giữa của đới gian triều (intertidal zone) tới độ cao tối đa phụ thuộc thời gian

ngập lụt tối thiểu. Phần cao nhất của khối đá là các cá thể ốc sinh sống hướng

miệng lên trên. Vào đầu thế kỷ trước, nhiều lớp đá vôi vỏ ốc đã được phát hiện ở

nhiều bờ cửa sông và vịnh ở Đại Tây Dương. Ở nam Carolina các lớp đá vôi này

bao phủ một diện tích vài hecta và đôi khi dài đến vài km (trích theo Bahr và

Lanier,1981).

(c) Đá vôi vỏ ốc giữ vai trò sinh học quan trọng trong môi trường ven bờ.

Chúng là nơi cư trú thiết yếu cho nhiều giống loài vi sinh vật cũng như sinh vật

cỡ lớn. Bề mặt lồi lõm của vỉa đá vôi vỏ ốc tạo ra một diện tích lớn làm nơi trú ngụ

cho nhiều loài sinh vật, đặc biệt là những loài quan trọng đối với hệ sinh thái đầm

lầy cửa sông, mà thường không có ở miền nền đá cứng. Hoạt động sinh học sôi

động ở môi trường đá vôi sinh học nhấn mạnh một trong những lí do tại sao phải

bảo vệ và bảo tồn các miền đá vôi sinh học (reefs)

(d) Đá vôi vỏ ốc có vai trò quan trọng về mặt địa chất và vật lí đối với các quá

trình động lực học ở đới ven bờ vì chúng là những cấu trúc bền vững trước sóng

bão và có khả năng thích nghi với mức nước biển dâng cao. Các thân đá vôi sinh

học tác động đến chế độ thuỷ văn của miền đầm lầy nước mặn ở miền cửa sông

theo ba cách: biến đổi tốc độ dòng chảy, biến đổi mô hình trầm tích một cách thụ

động và chủ động tạo thêm trầm tích bằng tích đọng sinh học (sự kết tụ sinh học

(biological aggradation) làm tăng kích thước của các phần tử lơ lửng và do đó làm

tăng tốc độ lắng đọng của chúng). Khi các khối đá lớn lên theo cả chiều cao và

chiều rộng, chúng biến đổi dòng năng lượng bằng dập tắt sóng và dòng chảy, và

tăng lượng trầm tích; cuối cùng chúng gây ra những biến đổi lớn về địa văn học

(physiographic changes) trong thuỷ vực của chúng. Những biến đổi này có thể xảy

ra trong quy mô thời gian ngắn hạn khoảng vài trăm năm (Bahr và Lanier,

1981). Trong lịch sử địa chất, các khối đá vôi sinh học lớn đã được hình thành ở

nhiều nơi , một số trong đó đã trở thành các bồn chứa dầu khí.

(e) Mặc dù ốc dễ thích nghi với một biên độ biến đổi rộng về nhiệt độ, độ

trong và độ mặn của nước, chúng lại rất nhạy cảm trước những kích động do người

gây ra. Những kích động (stress) đối với cộng đồng ốc có thể phân thành 8 loại

sau (Bahr và Lannier, 1981):

Sự lắng đọng cơ học, đặc biệt là sự nạo vét và khuấy đục do tàu thuyền qua

lại.

Độ mặn biến đổi do đổi hướng dòng nước ngọt hoặc biến đổi điều kiện thuỷ

văn.

Sự cạn kiệt oxy do tảo phát triển mạnh làm dư thừa vật chất hữu cơ (dinh

dưỡng) trong nước.

Các độc tố từ nước thải công nghiệp và sinh hoạt thành phố!

Vỡ hỏng đường ống dẫn dầu

Phụ tải nhiệt trước hết là từ các nhà máy điện

Khai thác quá mức

Mất đi các miền ngập nước (Wetlands)

Đã ghi nhận được sự suy giảm tốc độ phát triển và phạm vi phân bố của các

lớp đá vôi sinh học có ốc cư trú ở các bờ miền đông nước Mỹ từ những năm 1880,

mặc dù số liệu đôi khi mâu thuẫn do những khó khăn khi khảo sát (Bahr và

Lanier, 1981). Dễ dàng giải thích sự suy giảm đá vôi sinh học ở gần địa điểm dân

cư và trung tâm công nghiệp, song thật không dễ tìm lí do của sự suy giảm này ở

những miền nguyên sơ chưa có bước chân người (miền bờ gần đảo Sapelo,

Georgia). Sự biến đổi cộng đồng sinh vật ở đây có thể một phần là do sự thay đổi

có chu kỳ về nhiệt độ và độ muối hoặc độ phì nhiêu.

(f) Vì các lớp đá vôi có ốc sinh sống rất nhạy cảm với sự nhiễm bẩn và lắng

bùn, cho nên điều rất quan trọng đối với nhà địa chất hoặc kỹ sư xây dựng là phải

lưu ý đến sự biến đổi dòng trầm tích ngay từ khi thiết kế các dự án nạo vét, đổi

dòng nước ngọt hay xây dựng các công trình. Như đã nêu trên, sự nạo vét ở gần

khu vực đá vôi sinh học là có thể thực hiện được nếu thực sự tuân thủ các quy

trình kỹ thuật và luôn kiểm soát được các điều kiện môi trường.

(g) Tóm lại, các lớp đá vôi có ốc sinh sống có ý nghĩa sinh học và lý học rất

quan trọng đối với môi trường cửa sông và đầm lầy ven bờ. Chúng nâng cao hiệu

quả hoạt động sinh học, chúng tạo ra các đảo vững bền trên nền đá cứng không

như các đảo định vị trên đáy là bùn mềm và không bền vững, chúng biến đổi các

dòng thuỷ động học và dòng năng lượng. Với mục đích bảo vệ bờ, các đảo đá vôi

sinh học là những cỗ máy sinh học làm tiêu tan năng lượng sóng và có thể thích

nghi với sự dâng cao mực nước biển chừng nào chúng còn sống. Điều rất quan

trọng là các dải đá vôi sinh học phải được bảo vệ không bị huỷ hoại do ô nhiễm

hoặc các kích động khác liên quan sự phát triển của con mgười.

(4) Các bờ đá cứng

(a) Các thảm rong cỏ biển

Hệ sinh thái rong cỏ biển được tạo thành bởi các loài tảo khác nhau bám vào

nền đá cứng bằng một hệ thống tựa như rễ gọi là tay bám -holdfast. Một số loài

(đặc biệt là Macrosistus sp.) có thể vươn dài vài chục mét tới gần mặt nước, ở đó

ngọn của chúng nổi trên mặt nước và tiếp tục phát triển. Loại tảo này rất vững

chắc và có thể chịu đựng được sóng lớn. Các loài rong tảo thường phát triển ở các

vùng bờ biển có bờ đá cứng, nước trong và lạnh. Ở vùng bắc Mỹ, rong tảo xuất

hiện nhiều ở miền bờ Thái Bình Dương và ít hơn ở dọc bờ bắc Đại Tây Dương.

Trong một chừng mực nhất định, các thảm rong tảo có thể được xem là hệ sinh

thái đặc trưng cho vùng ôn đới giống như các đảo san hô ám tiêu ở vùng nhiệt

đới về mặt chức năng (Carter,(1988).

(b) Quần xã sinh vật trong hệ sinh thái rong cỏ biển

Các lớp rong cỏ biển là nơi trú ngụ của một quần xã động vật phong phú, bao

gồm các loài cá, tôm, rái biển, sao biển, nhuyễn thể, abalonones và nhiều loài

động vật không xương sống khác. Hơn nữa, các lớp rong tảo còn có khả năng hấp

thụ năng lượng sóng giúp bảo vệ bờ biển. Những tác động chính của con người đối

với hệ sinh thái này là các hoạt động khai thác nguồn tài nguyên sinh vật trong

đó bao gồm cả rong tảo phục vụ cho các mục đích thương mại. Trước đây sự săn

bắt rái biển để lấy da đã tạo điều kiện cho các loài cầu gai phát triển và phát triển

quá mức khiến một lượng lớn rong tảo đã bị chúng đã tiêu thụ làm thức ăn. Ngày

nay, sự phục hồi một số đàn rái cá lại gây hại cho các hoạt động đánh bắt các loài

loài sò hến của con người. Ô nhiễm nước cũng là vấn đề gây ảnh hưởng tới hệ sinh

thái này.

(c) Các dải đá vôi sinh học trên nền đá cứng và đường bờ có cấu trúc

rắn chắc

Các dải đá vôi sinh học ngầm là nơi trú ngụ rộng rãi của nhiều loài sinh vật.

Đó là các chân đế của các loài sinh vật sống bám đáy và hang hốc trú ngụ của

nhiều loài bơi lội tự do như cá, tôm. Những cấu trúc này được coi là vị trí lý tưởng

đối với các hoạt động thể thao giải trí như câu cá, do vậy nhiều dải đá vôi san hô

nhân tạo đã được xây dựng trên đáy biển bằng nhiều loại vật liệu khác nhau. Các

bờ biển có cấu trúc đá cứng là nơi sinh sống của nhiều loài sinh vật đới gian triều

và đới triều thấp. Những loài này có thể có hoặc không có liên quan với cộng đồng

sinh vật sống ở vùng đá vôi san hô hay vùng rong tảo ngoài khơi.

(5) Bờ biển trầm tích cát

Tham gia vào các qúa trình sinh học vùng bờ biển trầm tích cát là hoạt động

sống của các loài tảo, động vật không xương sống và cá. Trong số này cá, tôm và

cua là những loài có giá trị kinh tế lớn. Ngoài ra còn có nhiều loài nhuyễn thể

khác sống vùi dưới các lớp cát như sand dollars.

(a) Một qúa trình sinh học quan trọng khác nhiều khi thường bị bỏ qua ở

một vài vùng bờ biển trầm tích cát đó là hoạt động của nhiều loài sinh vật bơi tự

do thường sống ở đây. Trong đó có rùa biển, chim biển và các loài động vật có vú

sống dưới biển và cá. Ở bắc Mỹ, một số lớn các loài động vật này đang bị đe dọa

hoặc ở nguy cơ tuyệt chủng như rùa biển (cả 5 nhóm khác nhau), chim như piping

plover, snowy plover và least tern. Nguyên nhân chính là do xung đột giữa một

bên là khả năng kém thích nghi của các loài đối với môi trường di cư khác và một

bên là sự chiếm dụng của con người để phục vụ cho các mục đích nghỉ ngơi, giải

trí. Nhận biết được vấn đề này, một số quốc gia đã kịp thời thực hiện những

chương trình bảo tồn đa dạng sinh học lớn để bảo vệ các loài đang bị đe doạ.

Chẳng hạn như việc ban hành luật nghiêm cấm chọc phá rùa biển ở bang Florida,

nhiều ban ngành chính quyền ở đây đã nhận ra rằng việc bảo vệ và duy trì cộng

đồng sinh học tự nhiên là biện pháp hữu hiệu để thu hút khách du lịch.

(b) Nhiều loài thực vật sống trên các cồn cát có đặc trưng là chịu đựng được

nồng độ muối cao và khả năng phát triển hệ thống rễ dài có thể xuyên thấu tới

mặt nước ngọt ngầm dưới đất (Goldsmith, 1985). Nói chung, những loài này thực

vật thuộc họ thân bò thường có xu hướng phát triển dọc theo bề mặt bãi biển.

Thực vật bãi biển chủ yếu mọc ở phần bãi sau và dải cồn cát nằm bên ngoài đới

sóng vỗ. Qúa trình bẫy giữ trầm tích của các loài thực vật được tạo ra bằng cách

thiết lập một môi trường năng lượng thấp ở khu vực sát mặt đất, nơi vận tốc gió

suy giảm. Cây tiếp tục lớn cao lên để theo kịp với tốc độ lắng đọng cát mặc dù sự

phát triển của chúng cuối cùng bị giới hạn ở khả năng của bộ rễ có xuyên được tới

mức nước ngầm hay không. Rễ cây cũng phát triển rộng ra và sâu xuống để bám

chặt vào cát đồng thời giữ ổn định vùng bờ sau và vùng cồn cát. Khả năng tạo sự

bền vững này rất có ý nghĩa để tạo thành các hệ thống cồn cát, đến lượt mình, hệ

thống cồn cát lại bảo vệ toàn bộ bờ trước dông bão. Trong số những loài phổ biến

nhất là cỏ marram, saltwort, American sea grass và sea oat. Sau một thời gian,

các cồn cát trưởng thành có thể tích luỹ đủ lượng dinh dưỡng hữu cơ để các cây

dạng bụi hoặc rừng phát triển. Các đảo chắn ở bờ biển Đại Tây Dương thuộc Mỹ và

các bờ Hồ Lớn đã có khả năng phát triển các loài thông, đôi khi chúng mọc ngay

sát mép nước.

c. Các bờ năng lượng sóng thấp

Ở những nơi chế độ sóng yếu, thực vật có thể phát triển ngay trong nước. Các

địa hình cục bộ như mũi đất, doi, đá vôi ám tiêu và các đảo chắn có tác dụng trực

tiếp bảo vệ chống sóng đánh. Như vậy, thực vật phát triển giới hạn ở miền rìa

vịnh, lagoon và cửa sông. Tuy nhiên, trong một số trường hợp, như rừng đước ở

Everglades (nam Florida) và một vài đầm lầy nước mặn ở TB Florida và ở

Lousiana, có thể phát triển thẳng ra biển mở. Ở các miền đầm lầy nước ngọt ở

vịnh và cửa sông ở Hồ Lớn cũng thấy hiện tượng tương tự.

(1) Khái quát

(a) Chỉ có một số cây bậc cao có cơ chế sinh lý giúp chúng sống được khi rễ

của chúng luôn luôn cắm trong đất bão hoà nước mặn. Đó là cây đước nhiệt đới và

cỏ đầm lầy nước mặn vĩ độ cao. Nhiều cây khác không có khả năng cạnh tranh

hoặc sống được trong môi trường này, nên chỉ một số rất ít loài hoặc chỉ riêng một

loài ngự trị cả một vùng rộng lớn trên một vài miền bờ. Cộng đồng này có tính

phân đới, trong đó mỗi loài khác nhau chiếm ưu thế ở một khu vực riêng, chỉ

khác nhau chút ít về độ cao, và do đó, ứng với mỗi mức triều ngập lụt khác nhau.

Giới hạn phía biển của những cây này được khống chế bởi nhu cầu bảo đảm cho

các cây con của chúng có thể mọc lá và đâm nhánh vượt lên khỏi mặt nước. Nhằm

mục đích này, một vài loài đước có khả năng có cây con đã nảy mầm và đã lớn

chút ít trước khi rời cây mẹ và rơi xuống đất. Ở miền đất cao phía trên cộng đồng

này là một cộng đồng khác tương đối đa dạng hơn về giống loài, như dừa và cỏ

cồn cát; chúng đã thích nghi với môi trường gần biển chứ không phải ở ngay

trong nước biển.

(b) Sự hiểu biết và nhận thức tầm quan trọng của những loại hình đới bờ

ngày một tăng cao. Thái độ trước đây là đối với những vùng ngập nước, nơi nhiều

muỗi, thì biện pháp xử lý không thể nào khác là nạo vét và san lấp, còn ngày nay

người ta đã nhận thức được ý nghĩa kinh tế quan trọng của nó như một vùng sinh

sống của nhiều loài cá và sò ốc, khả năng của vùng này có thể làm sạch các chất ô

nhiễm, khả năng bảo vệ miền đất cao phía sau khỏi bão tố để phát triển kinh tế,

và về tính dễ bị tổn thương và vẻ đẹp của chúng.

(2) Rừng đước

(a) Ở rừng đước có một vài loài cây thấp và bụi rất phát triển trong môi

trường nước mặn, nông và ấm ở vĩ tuyến thấp. Trên toàn thế giới có chừng hơn 20

loài đước thuộc ít nhất 7 họ (Waisel, 1972). Trong số đó các loài đỏ, trắng, đen

chiếm ưu thế ở nam Florida và vùng Caribbe. Những loài này rất phát triển khi

có những điều kiện thuận lợi như bị chìm ngập bởi nước triều, địa hình thấp, có

nước lợ hoặc nước mặn, được cung cấp nhiều trầm tích hạt mịn, và năng lượng

sóng thấp. Cây đước có khả năng tạo thành những cánh rừng độc nhất ở miền

gian triều với đặc trưng là có bộ rễ dày chằng chịt, dạng vòm, rất dễ bắt giữ trầm

tích hạt mịn, do đó đầm lầy càng được bồi đắp và phát triển thêm nữa. Những rễ

trụ và rễ hấp thụ khí cũng giúp cây chịu đựng được tác động của sóng đôi khi xảy

ra, đồng thời hấp thụ oxy trong điều kiện đất thiếu khí này. Thí dụ trước hết ở Mỹ

là Công viên Quốc gia Everglades ở bờ biển TN Florida.

(b) Vùng bờ có rừng ngặp mặn là nơi cư trú chủ yếu của nhiều loài không

xương sống, cá, chim và động vật có vú. Trước đây, sự nạo vét và bồi đắp đê khai

hoang và chống muỗi đã huỷ hoại nhiều rừng đước.

d. Nguồn trầm tích sinh học khác ở đới ven bờ

Trong những vùng có hoạt động sinh học, trầm tích có nguồn gốc hữu cơ cũng

chiếm tỷ lệ đáng kể trong thành phần trầm tích của một vùng, đặc biệt là ở những

vùng có nguồn trầm tích lục địa hạn chế. Những trầm tích này gồm xác động thực

vật, các khoáng chất do động thực vật tạo ra, những tích đọng khác ở bờ, cửa sông

và đầm lầy.

(1) Loại trầm tích quen thuộc nhất là các mảnh xương và vỏ canxi sau khi

sinh vật chết (ngao, ốc, mussel, san hô và các loài sinh vật khác sản xuất vỏ bọc

canxi). Ở khí hậu nhiệt đới, loại trầm tích phổ biến là san hô và các tảo canxi.

Trầm tích silic chủ yếu là do các rong tảo diatom và radiolaria. Các trầm tích

cacbonat hay các trầm tích có thành phần canxi là chủ yếu được gọi là đá

cancarenite, còn các trầm tích có thành phần silic là chủ yếu thì gọi là diatomite

hay radiolarite tuỳ theo loài sinh vật nào đã sản sinh ra chúng (Shepard,1973). Ở

Hồ Lớn và một số đường thuỷ nội địa khác ở Mỹ, loài zebra mussel đã phát triển

từ giữa những năm 1980. Ở một vài bờ biển, vỏ mussel phủ kín với bề dày tới

10cm. Tác hại kinh tế nghiêm trọng do loài này gây ra là chúng làm tắc nghẽn

miệng ống cấp nước thành phố và các ống làm lạnh.

(2) Ở một số nơi, gỗ và các thực vật khác có thể có trong trầm tích với khối

lượng lớn. Điều này đặc biệt phổ biến ở vùng cửa sông và miệng sông rộng. Vật

liệu hữu cơ này có thể được tích tụ lại trong môi trường năng lượng thấp, như hồ

và đầm lầy nước mặn, để cuối cùng tạo ra một tập hợp đất và gỗ mà về sau bị phân

huỷ thành than bùn (Shepart, 1973). Than bùn lộ ra trên bề mặt bờ được sử dụng

như một dấu hiệu chỉ thị về quá trình biển tiến và các đảo chắn tiến vào đất liền

(Dillon,1970). Ở Ireland và Scotland than bùn sấy khô dùng làm nhiên liệu.

3.13. ĐẶC ĐIỂM ĐỊA CHẤT VÀ ĐỊA HÌNH VÙNG THỀM LỤC ĐỊA

Đặc điểm địa chất Địa chất thềm lục địa trên toàn thế giới có tầm quan trọng

trực tiếp đối với các kỹ sư và nhà quản lý ven bờ trên hai phương diện chính. Thứ

nhất, địa hình thềm lục địa ảnh hưởng đến các dòng chảy ven bờ và khí hậu sóng

(wave climatology). Các mô hình lưu thông nước và khúc xạ sóng đều có tính toán

đến độ sâu của thềm. Độ sâu thềm cũng được tính đến trong các mô hình dự đoán

sóng quá khứ (wave hindcast models) do Nhóm Nghiên cứu Thông tin Sóng của

USACE xây dựng (Phụ lục D). Thứ hai, địa hình và các trầm tích ngoài khơi có ý

nghĩa kinh tế quan trọng khi người ta khai thác cát ngoài khơi để bồi đắp bờ hoặc

sử dụng diện tích biển khơi để đổ thải vật liệu nạo vét. Phần này điểm qua các

công trình nghiên cứu về trầm tích và cấu tạo thềm lục địa trong (Inner

Continental Shelf Sediment and Structure) –ICONS) do USACE tiến hành và

mô tả các dải cát tuyến tính ở vịnh Trung Đại Tây Dương.

a. Những công trình nghiên cứu trầm tích miền thềm lục địa

Việc nghiên cứu thềm lục địa trong được USACE khởi xướng từ đầu thập niên

1960 để vẽ địa hình vùng thềm nông và tìm kiếm cát để bồi đắp bờ. Chương trình

này đã đem lại thêm nhiều kiến thức về các trầm tích của thềm lục địa có liên

quan đến nguồn cung cấp cát cho bãi biển, đến những biến đổi địa mạo dải bờ và

thềm, sự vận tải trầm tích dọc bờ, sự bền vững và đổi dòng của lạch triều, đồng

thời cũng giúp hiểu biết nhiều hơn về lịch sử thềm lục địa trong thế kỷ này. Bảng

3.4 trình bày danh mục các báo cáo nghiên cứu thềm lục địa trong do USACE tiến

hành.

b. Địa mạo thềm lục địa

Số lớn thềm lục địa được phủ bởi một lớp cát mà tính chất của nó phụ thuộc

kiểu bờ (tức là kiểu va đập, bờ dẫn hay bị dẫn). Các thềm lục địa nằm ở mép dẫn

của lục địa, chẳng hạn như các bờ bắc Mỹ ở Thái Bình Dương, đặc trưmg là hẹp và

dốc. Các khe đại dương ngầm dưới biển đôi khi cắt ngang thềm và kéo dài đến tận

gần bờ (Shepard, 1973), được coi như những phễu dẫn trầm tích ra biển thẳm.

Thềm ở mép lục địa bị dẫn thì ngược lại, thường rộng và phẳng và các khe đại

dương thường kết thúc ở một khoảng cách khá xa bờ. Tuy thế, dường như có một

lượng lớn trầm tích vẫn được vận tải qua các khe này (Emery, 1968).

c. Thí dụ về các dạng địa hình đặc trưng - Dải ven biển Đại Tây

Dương.

(1) Thềm lục địa ở vịnh miền trung Đại Tây Dương ở Bắc Mỹ có một lớp cát

phủ, đó là phần phía nam của dải băng hà trực tiếp chảy qua và bào mòn vào thời

Pleistocene. Lớp cát này bị chia cắt thành những khu vực tựa như cao nguyên

rộng và phẳng bởi các thung lũng khoét sâu vào trầm tích kỷ Đệ tứ khi mực nước

biển xuống. Các dạng địa hình có ở thềm lục địa (H. 3.24) là các châu thổ thấp

(châu thổ hình lưỡi liềm), bãi ngầm và các mũi đất lùi (tức là các thân cát được

hình thành trong thời kỳ triều lên), thềm và thềm dốc, cuesta (dải núi bất đối

xứng được tạo thành do các lớp đá cứng lộ ra) và các dải cát (Swift,1976; Duane et

al., 1972).

(2) Các dạng địa hình lớn hơn ở vịnh miền trung Đại Tây Dương là các dạng

địa hình kết cấu (constructional features) được hình thành từ lớp cát tuổi

Holocene và sau đó biến dạng cho thích hợp với các dòng chảy do bão tạo ra. Ở

ngoài khơi các bờ ở Delaware, Maryland, và Virgina, các bãi ngầm nối với bờ

dường như được hình thành dưới tác động tương hỗ của các dòng chảy dọc bờ

hướng nam do gió tạo thành với các dòng chảy ở đáy do sóng bão mùa đông tạo

thành. Các sống doi được sóng bão bồi đắp khi thời tiết êm dịu thì chúng lại bị

đánh bạt thấp xuống. Một khu vực bãi ngầm thứ hai ở ngoài khơi xa hơn tới độ

sâu 15m được hình thành khi mức nước biển ổn định ở độ cao đó. Những bãi

ngầm này có thể là nguồn thích hợp để cung cấp cát bồi đắp bờ. Song, nhiều khi

điều kiện sóng dữ dội ở miền bờ Trung Đại Tây Dương lại hạn chế khả năng khai

thác các bãi ngầm này. McBride và Moslow (1991) đề cập nguồn gốc và sự phân

bố các dải cát ở thềm trong của Đại Tây Dương.

(3) Các bãi ngầm tuyến tính ở Trung Đại Tây Dương chạy theo hướng ĐB

(phương vị trung bình 32o ĐB và kéo dài từ đường bờ dưới một góc dao động

trong khoảng 5 – 25o. Những dải cát đơn lẻ có chiều dài tới 30 – 300m, cao chừng

10m và có sườn dốc vài độ.Vùng bãi ngầm kéo dài đến vài chục km. Phần sống

cấu thành từ cát mịn đến vừa. Thành phần khoáng vật của bãi ngầm phản ảnh

thành phần khoáng vật của các bờ kề cận.

d. Ảnh hưởng của sông

Sông cung cấp một lượng lớn trầm tích cho bờ. 28 sông lớn nhất thế giới (tính

theo lưu vực sông bao gồm cả phần thượng lưu và lưu vực châu thổ phần lộ trên

mặt đất) đều đổ ra mép bị dẫn và ra các biển ven rìa lục địa (Inman và Norstrom,

1971). (Sông Columbia, sông lớn thứ 29 trên thế giới, là sông lớn nhất đổ vào bờ

va đập – mép dẫn của lục địa). Bởi lẽ các sông lớn đổ vào các bờ biển thuộc mép

lục địa bị dẫn, nên các bờ này thường có một khối lượng lớn trầm tích; Những

trầm tích này lắng đọng trên một vùng rộng lớn ở thềm lục địa. Các trầm tích này

có xu hướng đọng lại ở thềm lục địa và chỉ bị trôi vào biển thẳm khi châu thổ tiến

vượt qua continental rise (Thí dụ như sông Missisipi và châu thổ sông Nile), hoặc

khi các khe lục địa cắt xuyên qua thềm (như các dòng trầm tích ở sông Hudson) .

Ở bờ va đập, các khe lục địa thường cắt qua thềm và kéo dài đến tận sát bờ

(Shepard, 1973), làm cho trầm tích ở đới ven bờ bị trôi thẳng ra khơi.

Hình 3-24: Bản đồ địa mạo vịnh Middle Atlantic (theo Swift, 1976). Các đồi cát ven biển là nguồn

cung cấp thích hợp cho các bãi biển tồn tại

Ch­¬ng 4

H×nh th¸i ®éng lùc ®íi bê

4.1. GIỚI THIỆU

a. Trong chương này, chúng tôi sẽ trình bày về hình thái động lực 4 môi

trường vùng đới bờ bao gồm: vùng châu thổ delta, vũng vịnh, bờ cát và bờ gắn

kết. Trên thực tế, cách phân chia này chỉ mang tính phân loại đơn giản bởi trên

thực tế 4 môi trường có thể cùng xuất hiện trong một khu vực giới hạn nào đó.

Chẳng hạn như vùng châu thổ sông Misisipi, chúng ta có thể gặp rất nhiều dạng

dịa hình khác nhau trong khu vực này, ví dụ như các bãi bồi, các đầm phá, các

vũng vịnh có cửa lưu thông nước.

b. Nhìn chung các đặc điểm địa hình đới bờ và môi trường vùng ven bờ luôn

bị chi phối bởi yếu tố thời gian. Như đã đề cập ở chương III, vùng cửa sông, châu

thổ delta và bờ biển có cấu trúc cồn cát là những dạng địa hình liên tục của các

thành tạo đới bờ trong thời gian dài. Tuy nhiên kiểu môi trường đới bờ cụ thể

trong mỗi khu vực cụ thể còn phụ thuộc vào tốc độ dâng của mực nước, nguồn cung

cấp trầm tích, cấu tạo đá gốc, khí hậu, lượng mưa, dòng chảy và các hoạt động

sinh học, năng lượng của sóng,thuỷ triều.

c. Dựa trên sự biến đổi liên tục các điều kiện vật lý dọc đới ven bờ, người ta có

thể lập luận rằng không bao giờ có một trạng thái “cân bằng ổn định” cho bất kỳ

vùng đới bờ nào. Điều này có thể nhận thấy dễ dàng thông qua các mặt cắt địa

hình bờ biển và các vùng châu thổ delta, nơi thường xuyên chịu sự chi phối của

các điều kiện sóng và khí tượng. Ngoài ra, là sự can thiệp của con người tới môi

trường vùng đới bờ thông qua các hoạt động làm thay đổi dòng chảy, giảm lượng

cung cấp trầm tích và biến đổi chức năng môi trường. Như chúng ta đã biết, địa

hình đới bờ là kết quả tương tác của vô vàn quá trình tự nhiên, các hoạt động

kiến tạo, hoạt động của sinh vật và của cả con người.

4.2. CÁC DẠNG ĐỊA HÌNH ĐÁY

a. Mở đầu

Khi các dòng trầm tích di chuyển, qúa trình lắng đọng sẽ phân loại các hạt

trầm tích vào những vị trí thích hợp tạo nên các yếu tố địa hình gọi là dạng địa

hình. Xét về hình thái, mỗi dạng địa hình có một dặc điểm về hình dạng và kích

thước riêng. Một số dạng chỉ tồn tại trong một biên độ, cường độ dòng chảy nhất

định. Những dạng địa hình nhỏ (gợn sóng) thường gối chồng lên các dạng địa

hình lớn (cồn cát); điều này cho thấy bình diện dòng chảy bị biến đổi đáng kể theo

thời gian. Các dạng địa hình có thể di chuyển theo hướng dòng chảy cũng hoặc

ngược dòng chảy (đối cồn) hoặc giữ nguyên vị trí ban đầu trừ những trường hợp

đặc biệt. Nghiên cứu hình thái các dạng địa hình và kích thước của chúng có ý

nghĩa lớn trong việc đánh giá định lượng cường độ dòng chảy thông qua các trầm

tích đương đại và cổ đại (Harms 1969; Jopling 1966). Hướng của dạng địa hình

cũng là dấu hiệu chỉ thị cho hướng dòng chảy. Do giới hạn về nội dung, phần này

chúng tôi chỉ trình bày tóm tắt các vấn đề liên quan đến chủ đề này. Để biết thêm

chi tiết, bạn đọc có thể tham khảo một số cuốn sách giáo khoa về trầm tích luận

như của Allen (1968,1984,1985); Komar (1976), Leeder (1982), Lewis (1984),

Middleton (1965), Middleton & Southard (1984) và Reineck & Singh (1980).

b. Các môi trường

Trong thiên nhiên thấy có 3 kiểu môi trường với những đặc trưng rất khác

biệt:

- Sông ngòi: theo một hướng, có dòng chảy, nhiều loại cỡ hạt.

- Vùng vịnh ven bờ chứa cát: dòng chảy bán phân nhánh, không ổn định và

có các bãi triều (thuỷ triều)

- Thềm lục địa: ở độ sâu lớn, không có sự phân dòng và bị khống chế bởi các

dòng chảy địa nhiệt , sóng bão, thuỷ triều, các dòng chảy do sóng tạo ra.

c. Phân loại

Do các nhà khoa học tham gia nghiên cứu trầm tích luận có chuyên môn

khác nhau nên sự phân loại và tên gọi của các dạng địa hình còn nhiều bất đồng

và mâu thuẫn. Cách phân loại dưới đây do Nhóm Nghiên cứu Cấu trúc Phân lớp

và Hình thái thuộc Hội Địa chất Trầm tích (Society for Sedimentary Geology

(SEPM)) đề xuất năm 1987 (Ashley, 1990) là thích hợp đối với tất cả các dạng địa

hình ngầm dưới nước.

d. Các dạng gợn sóng

Đây là đơn vị địa hình cỡ nhỏ có bước giãn cách giữa các sống của gợn sóng

nhỏ hơn 0,6m và độ cao gợn sóng không quá 0,03m. Điều này được thống nhất

chung gọi là dạng gợn sóng, là một tập hợp các gợn sóng đơn lẻ giống nhau về

hình dáng và kích thước. Căn cứ hình dáng của đường sống gợn sóng, Allen

(1968) phân biệt 5 mô hình gợn sóng: thẳng, hình sin, dạng mắt xích, dạng lưỡi và

dạng lưỡi liềm (H.4.1). Các dạng thẳng và hình sin có thể có mặt cắt ngang đối

xứng nếu chúng chịu tác động của chuyển động sóng nguyên thuỷ (sóng) hoặc có

thể bất đối xứng nếu chịu ảnh hưởng của dòng chảy một chiều (sông hoặc dòng

chảy thuỷ triều). Dạng gợn sóng tạo thành một quần thể khác với dạng cồn với

kích thước lớn hơn, mặc dù chúng có dạng hình học tương tự. Sự khác biệt giữa

hai quần thể này là do tương tác giữa hình thái gợn sóng với đáy, và có thể là do

ứng suất cát tuyến. Với ứng suất cát tuyến yếu thì gợn sóng được hình thành. Một

khi ứng suất cát tuyến tăng vựợt qua một ngưỡng nào đó sẽ xuất hiện một “cú

nhảy” trong hành vi để dẫn đến sự xuất hiện dạng cồn có kích cỡ lớn hơn (Allen,

1968).

e. Dạng địa hình cồn cát

Cồn là dạng địa hình có hướng cắt ngang với hướng dòng chảy với bước giãn

cách từ 1m trở lên đến hơn 1000m, được hình thành trên trầm tích đáy bởi dòng

chảy một chiều. Dạng địa hình lớn này rất phổ biến trong môi trường cát, nơi có

độ sâu lớn hơn 1m, độ hạt mịn (> 0,15mm) và tốc độ dòng chảy lớn hơn 0,4m/s.

Trong tự nhiên, những dạng địa hình này tồn tại thành một tập hợp đều đặn và

liên tục không có một sự đứt đoạn hay gom nhóm nào (Ashley, 1990). Vì lí do này

thuật ngữ “cồn cát” đã được sử dụng thay cho các thuật ngữ trước đó như “đại gợn

sóng” (vĩ gợn sóng – megaripple) hay “sóng” (wave), mà đã được xác định trên cơ

sở sự phân bố kích thước mang tính tuỳ ý hay chủ quan. Để dễ mô tả, người ta

phân cồn cát thành 4 loại, loại nhỏ (có bước sóng 0,6 – 5m), vừa (5 – 10m), lớn (10

– 100m) và rất lớn (>100m). Ngoài ra còn những dạng biến thiên khác theo chiều

cắt ngang dòng chảy. Nếu mô hình dòng chảy tương đối ít biến đổi theo hướng

thẳng góc với hướng chung của nó và cũng không có một dòng xoáy hoặc dòng

cuốn nào, dạng địa hình chung cục được hình thành là loại có sống thẳng và có

thể được gọi là loại hai chiều (H.4.2a). Nếu cấu trúc dòng chảy biến đổi đáng kể

theo chiều cắt ngang hướng chủ đạo và các dòng xuáy có khả năng làm xói lở thì

dạng địa hình ba chiều được sinh thành (H.4.2b).

(a) (b) (c)

(d) (e) (f) (g)

(h) (i) (j)

Hình 4-1: Các dạng gợn sóng của trầm tích. Dòng chảy có hướng từ đáy lên bề mặt

f. Địa hình đáy (Plane bed)

Đáy là một đơn vị địa hình nằm ngang với những phần lồi và lõm không lớn

hơn bề dày lớn nhất của lớp trầm tích bề mặt. Sức kháng dòng là nhỏ do độ nhám

của hạt gây ra, độ nhám/ráp này là một hàm của cỡ hạt. Các dạng địa hình phẳng

được hình thành trong bối cảnh thuỷ lực:

- Đới chuyển tiếp giữa vùng không có chuyển động và vùng bắt đầu xuất hiện

cồn (H.4.2)

- Đới chuyển tiếp giữa vùng gợn sóng và vùng đối cồn với vận tốc trung bình

của dòng chảy khoảng 1 đến 2 m/s (H.4.2)

a.

H­íng dßng ch¶y trung b×nh

2- Cån c¸t cã ®Ønh th¼ng

H­íng dßng ch¶y trung b×nhb.

3- Cån d¹ng l­ìi liÒm

Hình 4.2: Hình 2 chiều và 3 chiều mô tả các cồn cát. Các mũi tên thể hiện hướng dòng chảy

và dòng xoáy (chỉnh lý từ hình vẽ của Reineck và Singh, 1980)

g. Dạng địa hình đối cồn (Antidune).

Đối cồn là dạng địa hình trùng pha với sóng trọng lực của bề mặt nước. Độ

cao và bước sóng của những sóng này phụ thuộc quy mô của hệ thống và tính chất

của chất lỏng và vật liệu đáy (Reineck và Singh, 1980). Các dãy đối cồn dần dần

được hình thành trên đáy phẳng khi vận tốc nước tăng. Trong khi kích thước của

đối cồn lớn dần thì mặt nước chuyển dần từ dạng ổn định sang dạng sóng. Sóng có

thể lớn dần cho đến khi chúng bị biến dạng và bị phá vỡ. Trong khi trầm tích của

đối cồn tích tụ dần, chúng có thể xê dịch xuôi hoặc ngược dòng chảy, hoặc có thể ở

nguyên tại chỗ (tên gọi “đối cồn” dựa trên cơ sở những quan sát trước đây cho

rằng có sự xê dịch ngược dòng).

h. Mối tương quan vận tốc - cỡ hạt.

H.4.3 của Ashley (1990) minh hoạ các đới phát triển gợn sóng, cồn, lớp

phẳng, và đối cồn.

Hình vẽ này tóm tắt các nghiên cứu trong phòng thí nghiệm do nhiều nhà

nghiên cứu tiến hành. Những thực nghiệm này củng cố quan niệm phổ biến rằng

các dạng địa hình cắt ngang dòng chảy cỡ lớn (cồn) là một thể khác biệt hoàn toàn

với dạng gợn sóng được hình thành do dòng chảy và có kích cỡ nhỏ hơn. Hình vẽ

này rất giống với H.11.4 trong sách giáo khoa thuỷ lực của Graf (1984) mặc dù

Graf sử dụng các đơn vị trục đo khác.

Líp trªn

VË

n tè

c d

ßng

ch

¶y t

rung

b×n

h

Ng¾t qu·ng

Liªn tôc

Ng¾t qu·ng

Gîn sãng

Cån c¸t

Líp d­íiKh«ng cã chuyÓn ®éng

Liªn tôc

Kho¶ng ®é s©u dao ®éng cña dßng ch¶y trung b×nhtheo sè liÖu thùc nghiÖm

0,25 - 0,40 m

Hình 4-3: Đồ thị biểu diễn vận tốc trung bình của dòng chảy theo cỡ hạt trung bình (dựa trên

kết quả nghiên cứu thực nghiệm). Đồ thị cho thấy các phá ổn định xuất hiện ở các dạng địa

hình đáy ngầm (chỉnh lý của Ashley, 1990). Các dữ liệu gốc thu thập từ nhiều nguồn khác nhau

được quy chuẩn theo nhiệt độ của nước là 100C (dữ liệu gốc không thể hiện trên hình vẽ)

4.3. CÁC QÚA TRÌNH VÙNG CỬA SÔNG DELTA

Các vùng delta xuất hiện ở khắp nơi trên thế giới, chúng là kết quả của qúa

trình ương tác sông biển (hoặc hồ). Theo Wright (1985), khái niệm vùng delta

theo nghĩa rộng là các dạng địa hình tích tụ ven bờ, bao gồm cả phần ngầm dưới

nước và lộ trên mặt đất, của các trầm tích sông từ vùng cửa sông liền kề hoặc từ

các dòng cung cấp trầm tích, bao gồm cả các trầm tích về sau bị sóng, dòng chảy

hoặc triều khuấy trộn lên một lần nữa. Các quá trình điều khiển sự phát triển của

delta thường diễn ra những thay đổi rất mạnh. Kết quả là sự hình thành một loạt

các dạng địa hình khác nhau như hệ thống các luồng lạch, doi cát cửa sông, các

vũng vịnh nằm giữa luồng lạch, bãi triều, dải gợn triều, bãi biển, bãi biển gợn

sóng, cồn cát, vùng cồn cát và các vùng đầm lầy, vùng đất ngập nước trên vùng

đồng bằng châu thổ. Mặc dù môi trường thành tạo các delta trên các vùng bờ biển

khắp thế giới có sự khác biệt rõ rệt và đa dạng, song với tất cả các vùng delta

đang hình thành mạnh mẽ đều có ít nhất một tính chất chung: qúa trình di

chuyển các trầm tích vụn do sông đưa tới vùng ven bờ và khu vực phía trong

thềm lục địa nhanh hơn nhiều so với các quá trình di chuyển xảy ra trong môi

trường biển. Vậy liệu nguồn trầm tích của các con sông có đủ lớn để có thể cung

cấp đủ vật liệu để giảm sự ảnh hưởng của các quá trình xói mòn của biển hay

không còn phụ thuộc vào các điều kiện khí hậu, địa chất, sự phân bố của lưu vực

sông và quan trọng hơn cả là kích thước tổng thể của lưu vực sông đó. Các phần

sau đây sẽ đề cập sự phân loại các delta, dòng chảy sông, qúa trình lắng đọng

trầm tích và các cấu trúc địa hình liên quan với delta

a. Cách phân loại chung các vùng delta

Coleman và Wright năm 1975 đã xác định 6 loại vùng delta lớn dựa trên các

đặc điểm về năng lượng được thể hiện trên H.4.4, mỗi mô hình tương ứng với một

mức độ quan trọng của quá trình của sông, sóng hoặc thủy triều. Tuy nhiên, theo

Wright (1985) vì mỗi vùng deltat lại có những đặc trưng riêng và độc đáo nên

không có một cách phân loại nào có thể bao quát được toàn bộ các nét đa dạng

rộng lớn của môi trường vùng delta và các cấu trúc địa hình của các vùng delta

trên toàn thế giới.

b. Quá trình tạo thành delta

(1) Cân bằng lực

Mỗi vùng delta là kết quả của một qúa trình cân bằng giữa lực tác động lên

vùng nằm liền kề cửa sông. Các vật liệu trầm tích được sông mang đến vùng ven

bờ và lắng đọng ngoài vùng cửa sông. Dưới tác động của sóng và dòng triều các

vật liệu được lắng đọng tiếp tục bị gia công và hình thành một diện mạo cấu trúc

địa hình mới. Sự tiến hoá lâu dài của các vùng đồng bằng delta một tiến trình

hoạt động liên tục của nguồn vật liệu do sông vận chuyển tới và các qúa trình tái

chế, vận chuyển và tái lắng đọng diễn ra trong môi trường biển của trầm tích sông

bị lắng đọng. Trên quy mô lớn, hình thái tổng quát của các vùng delta còn chịu

ảnh hưởng của những đặc điểm hình thái thủy vực tiếp nhận, sự ổn định của kiến

tạo khu vực, tốc độ lún chìm do sự nén ép của các trầm tích vừa mới được lắng kết

và của tốc độ dâng của mực nước biển.

(2) Các vùng delta do sông chiếm ưu thế

a) Vùng delta do sông khống chế thường xuất hiện ở những khu vực mà

nguồn cung cấp vật liệu do sông mang đến khá rồi rào, tốc độ tích tụ luôn vượt

trội tốc độ gia công và tái vận chuyển của các quá trình động lực biển do năng

lượng sóng quá yếu, do vậy với một số khu vực có mức tải trầm tích của sông nhỏ

vẫn có thể hình thành các vùng delta.

b) Khi qúa trình hoạt động của một con sông hoàn toàn chế ngự các qúa trình

động lực biển thì hình dáng các vùng delta có dạng phát triển theo mô hình của

các dòng phân nhánh được kéo dài ra và phân chia thành mạng lưới (giống như

các ngón tay của một bàn tay). Đặc trưng của các vùng delta này là có các vịnh

lưu thông và vùng đầm lầy. Sơ đồ tổng quát của các kiểu delta này (kiểu I theo

phân loại của Coleman và Wright (1975) được thể hiện trên H.4.5. Ví dụ đầu tiên

là sông Misisipi, đây là con sông không chỉ có khả năng tải một lượng trầm tích

cực lớn mà còn di chuyển chúng tới các vùng sóng yếu và thủy triều thấp như ở

khu vực ven vịnh Mêxicô. Nội dung cụ thể về hoạt động của con sông này sẽ được

đề cập chi tiết ở các phần tiếp theo.

(3) Các vùng delta do sóng chiếm ưu thế

(a) Ở các vùng delta do sóng chế ngự, các trầm tích sông sau khi được mang

đến sẽ bị sóng sóng sắp xếp và phân bố lại thành các dạng địa hình ven bờ mới

như bãi cát và doi cát. Địa hình của vùng delta sẽ phản ánh sự cân bằng giữa qúa

trình cung cấp vật liệu trầm tích với các qúa trình tái chế, tái phân bố của sóng.

Theo Wright và Coleman (1972,1973) các delta ở những vùng có năng lượng sóng

gần bờ cao thường có đường bờ thẳng và các bãi biển hoặc các tổ hợp thành phần

bãi biển – gồ đồi thường phát triển mạnh.

b) Trong số 16 vùng delta được Wright và Coleman so sánh (1972,1973) thì

kiểu vùng delta sông Misisipi là loại do sông chế ngự mạnh nhất, trong khi ở

Senegal, Tây Phi, thì điển hình cho kiểu vùng delta do sóng chế ngự mạnh nhất.

Kiểu delta ở Senegal (kiểu VI ở H.4.5) cho thấy các dải gò đồi ven biển phát triển

khá phong phú và được phân bố song song với hướng chủ đạo của đường bờ biển.

Đường bờ ở đây cũng tương đối thẳng và được hình thành do năng lượng sóng

mạnh nên các gò đồi có sự dịch chuyển dọc bờ không theo một hướng nhất định.

c) Dạng delat trung gian là vùng delta sông Rio Sao Francisco del Notre ở

Brazil (kiểu V ở H.4.5). Các trầm tích doi cát của nhánh sông được giới hạn trong

vùng kề cận trực tiếp với cửa sông và bị sóng khuấy mạnh. Năng lượng sóng tác

động liên tục đã phân bố lại trầm tích sông để tạo nên các lớp cát rộng lớn. Phần

lộ ra của vùng đồng bằng delta bao gồm trước hết là các dải gò đồi ven bờ và các

cồn cát phong thành.

(4) Vùng delta thuỷ triều chiếm ưu thế

Có 3 quá trình quan trọng đặc trưng cho kiểu delta do thủy triều chế ngự:

(a) Ở các vùng cửa sông sự xáo trộn đã làm mất đi sự phân tầng thẳng đứng

theo trọng lực và loại trừ tác động của lực nổi.

(b) Một vài tháng trong năm các dòng triều có thể tác động làm vận chuyển

trầm tích mạnh hơn so với sông. Do vậy sự vẩn chuyển trầm tích ở trong và gần

cửa sông là qúa trình hai chiều trong suốt chu kỳ thuỷ triều.

(c) Vị trí của ranh giới đất - biển và đới tương tác biển – sông được mở rộng

đáng kể theo cả hai chiều ngang và chiều thẳng đứng. Thí dụ về các châu thổ chịu

ảnh hưởng mạnh của triều là các châu thổ sông Ord (Australia), Shatt-al-Arab

(Irắc), Amazon (Brazil), Hằng Hà Brahmaputra (Bangladesh) và Dương Tử

(Trung Quốc).

Địa hình đặc trưng của các cửa sông trong môi trường triều mạnh là các val

cát nguồn gốc thuỷ triều kéo dài, các kênh tích tụ trầm tích dạng phễu và các

kênh bồi tụ. Chân của các val có độ cao chừng 10-20m có thể lộ ra khi triều

xuống. Các val này thế chỗ cho các doi cát cửa triều mà ta quan sát được ở các

châu thổ khác và chúng trở thành dạng tích tụ trầm tích phổ biến. Sau này khi

các vùng delta được phát triển lên, các val sẽ lớn dần cho đến khi chúng hoàn

toàn lộ khỏi mặt nước để tạo ra các lạch triều lớn và thẳng (Kiểu II ở H.4.5). Thí

dụ về kiểu châu thổ nguồn gốc thuỷ triều lớn là châu thổ sông Ord ở Tây

Australia.

B. Dßng ma s t chiÕm ­u thÕ

S«ng

S«ng chiÕm­u thÕ

A. Dßng qu¸n tÝnh chiÕm ­u thÕ C. Dßng ch¶y mÆt

SãngchiÕm ­u thÕ

TriÒuchiÕm ­u thÕ

Cöa triÒu

PH¢N LO¹I C¸C CH¢U Thæ

I - V: C¸c kiÓu ch©u thæI

S«ng

S«ng

H»ng HµS«ng

S«ng

S«ng

S«ng

S«ng

Hình 4-4: So sánh các cơ chế tích tụ delta theo vai trò tương đối của các hoạt động sông, sóng

và thủy triều (theo Wright, 1985)

(5) Các dạng trung gian.

(a) Như đã nói ở trên, hình thái của phần lớn các vùng delta là kết quả tổng

hợp các lực của sông, sóng và thuỷ triều. Một ví dụ về dạng chuyển tiếp là châu

thổ Burdekin ở Australia (kiểu II, H.4.5)

Những đợt sóng cao đã phân bố lại cát dọc theo đường bờ và tái hình thành

các val ngầm và các dạng địa hình barie. Trong phạm vi cửa sông, các dòng triều

tạo ra các kênh trầm tích đi vào vùng cửa sông và khe triều (tidial creeks). Kiểu

vùng delta này có nhiều đặc trưng khác nhau tuỳ thuộc vào mức độ tương quan

giữa sóng và thuỷ triều. Ngoài ra, các đặc trưng địa hình có thể thay đổi theo

mùa nếu chế độ sóng và qúa trình xói mòn thay đổi. Ví dụ như các vùng delta

Irrawaddy (Miến Điện), Mêkông và Hồng Hà (Việt Nam) (Wright, 1985).

(b) Sơ đồ mô hình hình thành vùng delta kiểu 4 được đặc trưng bởi các barie

nằm cửa vịnh ngoài khơi, chúng che chắn các vùng đầm phá, vịnh hoặc cửa sông

hình phễu nơi các delta có thể phát triển trong điều kiện môi trường năng lượng

thấp (kiểu IV, H.4.5). Thí dụ là các châu thổ sông Apalachicola (Florida

Panhandle), Sagaranirktok (Alaska) và Shoalhaven (Đông Nam Australia)

(Wright, 1985). Trái ngược với các dạng địa hình do sông chiếm ưu thế, những dạng

địa hình tích tụ chính của trầm tích hạt mịn tiền châu thổ thường xuất hiện theo

hướng ăn sâu vào thân của các bar cát (bar chắn) và ở cùng độ cao đó trong phạm

vi miền vịnh khuất. Mặc dù các trầm tích mịn lơ lửng có thể trôi dạt đến tận biển

khơi, nhưng do sóng tác động chúng không thể tạo thành những tích tụ lớn, rõ

nét ở miền ngoài thềm lục địa đại dương.

I. N¨ng l­îng sãng yÕu; ho¹t ®éng dßng ven bê yÕu; L­îng t¶i trÇm tÝch l­u l­îng cao

II. N¨ng l­îng sãng yÕu; TriÒu cao; ho¹t ®éng dßng ven bê yÕu

IV. N¨ng l­îng sãng trung b×nh; TriÒu thÊp

III. N¨ng l­îng sãng trung b×nh; TriÒu cao; Ho¹t ®éng dßng ven bê yÕu

V. N¨ng l­îng sãng lín; Ho¹t ®éng dßng ven bê yÕu; S­ên bê dèc

VI. N¨ng l­îng sãng lín; Ho¹t ®éng dßng ven bê m¹nh; S­ên bê dèc

Hình 4-5: Sơ đồ các đường đồng đẳng bề dày của 6 kiểu châu thổ (nguồn Coleman và Wright,

1973). Vị trí phân bố của mỗi kiểu theo yếu tố năng lượng được thể hiện trong hình 4-1.

c. Dòng chảy và sự lắng đọng trầm tích ở cửa sông

(1) Hình thái vùng cửa sông và các bar cát một mặt bị các quá trình động lực

tác động, mặt khác lại tác động trở lại các quá trình đó. Vấn đề này cần được xem

xét chi tiết vì những nguyên lý hoạt động này có liên quan đến cả các cửa sông và

các lạch triều. Sự phân chia của các dòng chảy trong sông và tiếp theo là sự phát

tán trầm tích phụ thuộc vào cường độ tương đối của ba yếu tố chính:

Lực quán tính của nước và sự khuếch tán rối.

Lực ma sát giữa dòng chảy sông và đáy biển trong khu vực cửa sông ven biển.

Lực nổi phát sinh do sự chênh lệch mật độ giữa nước sông và nước biển.

Dựa vào những lực này người ta phân biệt ba lớp thứ cấp của trầm tích châu

thổ đối với các châu thổ do sông chi phối (H.4.4) Hai trong số này được minh hoạ

rõ qua những đặc điểm trầm tích quan sát được ở châu thổ Misisipi.

(2) Mô hình trầm tích kiểu A – Dòng chảy sông do quán tính khống chế

(a) Khi tốc độ dòng chảy ra cao, độ sâu cửa ven biển có xu hướng tăng lên, độ

chênh lệch mật độ giữa nước sông và nước biển thấp và lực quán tính sẽ là chủ

đạo. Kết quả là dòng chảy sông sẽ mở rộng và khuếch tán ra như một tia rối

(turbulent jet) (H.4.6a). Khi tia toả rộng ra, động lượng của nó giảm đi và gây ra

sự giảm khả năng vận chuyển trầm tích. Các trầm tích được lắng đọng kiểu tròn,

trong đó trầm tích thô hơn sẽ lắng tụ ngay sau điểm dòng chảy bắt đầu toả ra. Kết

quả là tạo thành các tập địa hình cắm nghiêng về phía bồn trầm tích.

(b) Mô hình lí tưởng này có thể là không bền vững trong phần lớn các điều

kiện tự nhiên. Khi dòng sông liên tục đưa trầm tích vào bồn tiếp nhận, trầm tích

sẽ lấp đầy ngay ngoài cửa sông (H.4.6b). Vì lí do này, trong điều kiện tự nhiên

tiêu biểu, độ sâu của bồn nước ở đới tia khuếch tán là lớn hơn nhiều so với độ sâu

ở cửa ra. Sự mở rộng và khuếch tán dòng trở nên bị thu hẹp lại theo chiều ngang

thành một dòng tựa như dòng phun phẳng (plane jet). Điều quan trọng hơn thế

là lực ma sát đã trở thành yếu tố chính làm cho dòng phun tia chậm hẳn lại. Mô

hình A thực sự là đã biến đổi thành mô hình B lấy lực ma sát làm chủ đạo.

(3) Mô hình trầm tích kiểu B - Các dòng chảy do ma sát chế ngự

(a) Khi một dòng chảy chảy ra có tính đồng tỷ trọng và do ma sát khống chế

được đổ vào một bồn nước nông, một mẫu hình doi cát (bar) và đê bồi (levee)

ngầm dưới nước rất khác biệt được hình thành (H.4.7). Lúc đầu sự toả rộng của

dòng phun tia tạo ra một doi cát dạng cánh cung rộng. Sự lắng đọng trầm tích

tiếp theo dẫn đến sự hình thành các đê bồi tự nhiên ngầm dưới nước ở vị trí bên

dưới các đường biên dọc của dòng phun tia đang toả rộng ra, tức là ở nơi vận tốc

giảm đi nhanh chóng. Những đê bồi này hạn chế sự tiếp tục mở rộng dòng phun

tia. Đến khi phần giữa của các doi đất lớn cao lên thì các kênh sẽ tạo thành các đê

bồi ngầm dọc theo các dòng chảy rối mạnh nhất mà các kênh này chảy theo. Kết

quả là tạo thành một dòng chảy kênh đang bị phân đôi. Kênh này có một bãi cạn

hình tam giác nằm giữa hai nhánh của kênh. Dòng chảy có xu hướng tập trung

vào các kênh đã được phân nhánh và trong điều kiện bình thường trở nên bình

lặng hơn ở trên vùng bãi cạn giữa.

(b) Mô hình doi đất kiểu này là rất phổ biến ở những nơi dòng chảy ra không

phân tầng (nonstratified outflow) đổ vào một bồn nước nông. Thí dụ về mô hình

này (thường gọi là các doi cát khe nứt (crevasse splays) hoặc các doi cát khe nứt

ngoài bờ (overbank splays) thấy ở các khe nứt dọc theo các đê bồi ở sông Misisipi.

Những kênh bậc hai này (khe nứt) chảy thẳng góc với các dòng Misisipi chính

làm cho nước đổ vào các vịnh nông và rộng nằm giữa các chi lưu. Quá trình này

tạo ra vùng đất lộ thiên lớn (vùng bãi lầy) của châu thổ hạ lưu sông Misisipi

(Coleman, 1988).

(4) Mô hình trầm tích kiểu C – Dòng chảy nổi.

(a) Sự phân tầng thưòng xảy ra khi nước ngọt chảy vào bồn nước mặn. Khi cái

nêm muối đã hoàn toàn hình thành thì dòng chảy hoàn toàn tách ly khỏi ảnh

hưởng ma sát của đáy. Lực nổi không để cho hai tầng nước pha trộn và dòng chảy

trải rộng ra trên một khu vực rộng lớn bị vát mỏng dần dần từ cửa sông trở ra

(H.4.8a). Tốc độ của dòng bị giảm đi, đó là do nước biển chảy cuốn theo có xu

hướng chảy ngược lên cắt ngang qua gian diện tỷ trọng.

(b) Gian diện tỷ trọng giữa dòng nước ngọt và đệm nước mặn thường không

đều đặn do có các sóng nội thuỷ (H.4.8a). Phạm vi dòng chảy thể hiện như một

dòng chảy chảy rối hay dòng chảy phun nổi phụ thuộc nhiều vào số Froude F’:

1

2

'gh

UF

( 4.1)

Khi U – lưu tốc trung bình của dòng chảy ra (trong trường hợp dòng phân

tầng)

g – gia tốc trọng lực

h’ - độ sâu của gian diện tỷ trọng

)/(1 s (4.2)

với = tỷ trọng nước ngọt,

s = tỷ trọng nước mặn.

Khi F’ tăng cao, lực quán tính khống chế và đi kèm theo là sự khuếch tán

dòng chảy rối tăng cao. Khi F’ giảm, tính chảy rối cũng giảm và lực nổi trở nên

quan trọng. Tính chảy rối triệt tiêu khi F’ < 1.0 và thường tăng cao lên khi F’

tăng cao hơn 1.0 (Wright, 1985).

(c) Các mô hình trầm tích tiêu biểu liên quan dòng chảy nổi được thấy rõ ở

các cửa sông Misisipi (Wright và Coleman, 1975). Sự hội lưu yếu ở gần đáy của

dòng chảy gây ra sự tán phát cát và dẫn đến tích tụ các doi cát hẹp lớn dần về

phía biển được gọi là “doi cát hình ngón tay”, bị giới hạn dọc theo đường biên

(laterally restricted “bar-finger sauds”) (H.4.8b). Dường như cũng chính các quá

trình này không để các đê bồi ngầm phân nhánh để tạo ra các dòng chảy kênh chi

lưu hẹp và sâu. Do các kênh hoạt động mạnh, xói mòn vào doi cát cửa chi lưu nằm

dưới khi các doi này phát triển, cho nên các tích tụ cát ở kênh thường rất hạn chế.

Khi các kênh không hoạt động nữa thì chúng thường bị lấp đầy bởi bùn và sét.

Người ta cho rằng các doi phía sau (back bar) và các sống doi được tạo thành

phần lớn do có sự vận tải trầm tích trong thời kỳ lũ lụt. Tuy nhiên các đê bồi

ngầm lại dường như được lớn lên quanh năm vì có sự hội lưu gần đáy xảy ra trong

các thời kỳ mức nước cạn và mức nước thường của sông.

Cöa s«ng Vïng trung t©m lßng s«ng

Vïng n­íc bao quanh (thñy vùc)

Dßng ch¶y rèi

Bê kªnh§íi h×nh thµnh dßng ch¶y

§íi dßng ch¶y

MÆt ph¼ng m« t¶ c¸c dßng rèi

Kªnh tho¸tBar d¹ng l­ìi liÒm

MÆt ph¼ng m« t¶ qu tr×nh trÇm tÝch vïng cöa s«ng

M« h×nh trÇm tÝch cöa s«ng(dßng qu¸n tÝnh chiÕm ­u thÕ)

Chó gi¶i

C t th«

C t mÞn

Hình 4-6: Mặt phẳng mô tả qua trình tích tụ trầm tích kiểu A do hoạt động của các dòng chảy

quán tính (Chỉnh lý của Wright, 1985)

Cöa s«ng

Dßng ch¶y rèi

MÆt c¾t däc cöa c¸c dßng tho t theo trôc th¼ng ®øng

(Vïng n­íc s©u khi tho t ra khái cöa s«ng)

Cöa s«ng

Vïng n­íc bao quanh

S­ên sau tho¶i

Dßng ch¶y rèi

§Ønh Bar ngÇm

S­ên tr­íc dèc Vïng n­íc bao quanh

TÇng trÇm tÝch s¸t ®¸y

C t h¹t th«

C t h¹t mÞn

VËn tèc dßng

MÆt c¾t däc cña c¸c dßngtho t theo trôc n»m ngang

(vïng n­íc n«ng khi tho¸t ra khái cöa s«ng)

M« h×nh trÇm tÝch vïng cöa s«ngdßng qu n tÝnh chiÕm ­u thª

Chó gi¶i

C¸c tÇng trÇm tÝch trªn

Hình 4-6 : tiếp theo

Bar ngÇm trung t©m

Hình 4-7: Mặt phẳng mô tả qua trình tích tụ trầm tích kiểu B do hoạt động của các dòng ma sát

(chỉnh lý của Wright, 1985)

Thuû vùc lßng s«ngThuû vùc lßng s«ng

M« h×nh l¾ng ®ängtrÇm tÝch

M« h×nh trÇm tÝch cöa s«ngDßng ch¶y mÆt

Hình 4-8: Đặc điểm các bar cát ngầm vùng cửa sông, mô hình trầm tích kiểu C do hoạt động

của dòng chảy mặt (chỉnh lý của Wright, 1985

Hình 4-8: ti p theo

d. Các tr m tích và thành ph n c a châu th

(1) Nhìn chung, tất cả các châu thổ cấu thành từ 4 đới địa văn

(physyographic zone): thung lũng bồi tích, đồng bằng châu thổ thượng lưu , đồng

bằng châu thổ hạ lưu và đồng bằng châu thổ ngập nước (H.4.9). Sự lắng đọng xảy

ra ở kề cận hoặc giữa các kênh chi lưu là nguyên nhân tạo thành phần lớn các

châu thổ lộ thiên (subaerial delta). Trường hợp châu thổ Misisipi, phần lớn cát

được tích tụ ở vùng giữa các chi lưu khi xảy ra sự phá vỡ các đê bồi để nước sông

có thể chảy tạm thời ra khỏi dòng chính. Những tích tụ này gọi là những “doi cát

khe nứt”.

(2) Đồng bằng ngập nước là nền móng trên đó đồng bằng đương thời phát

triển (chừng nào sông vẫn giữ nguyên hướng dòng chảy và vẫn tiếp tục cung cấp

đủ vật liệu trầm tích). Đồng bằng ngập nước đặc trưng bởi trầm tích mịn dần về

phía biển, trong dó cát lặng đọng ở gần cửa sông còn sét thì lắng đọng xa hơn ở

ngoài khơi. Phần xa nhất ngoài biển gọi là tiền châu thổ (prodelta). Nó nằm

chồng lên các trầm tích thuộc thềm nội lục địa (inner continental shelf) và cấu

thành từ một lớp sét lắng đọng từ trạng thái huyền phù. Tiền châu thổ sông

Misisipi có chiều dày từ 20-50m và phát triển về phía biển tới độ sâu 70m dưới

nước. Tiền châu thổ sông Misisipi chứa các thấu kính cát mỏng thuộc doi cửa chi

lưu, các thấu kính này có cấu trúc phân lớp xiên và cấu trúc dòng chảy và chứa

các hoá thạch động vật nước nông. Những thấu kính này có thể là các khối trượt

lở do lở đất ngầm dưới biển đưa đến đây (Prrior và Coleman, 1979). Sự trượt lở và

dòng nước mang bùn đất là cơ chế vận tải một khối lượng lớn vật liệu trầm tích

xuống miền rìa sườn lục địa và có thể còn xa hơn. Sự di chuyển vật liệu lớn này là

một hiểm hoạ đối với các dàn khoan và khai thác dầu khí. Những khối vòm bùn,

sự phát triển các đứt gãy, những dòng chảy khí (bùn), những sống núi áp suất

(pressure ridge) và những dòng chảy bùn là những bằng chứng khác về sự bất ổn

định trầm tích của châu thổ Misisipi (H.4.10). Những chi tiết bổ sung cho chủ đề

này có thể tìm thấy ở Coleman (1988), Coleman và Garrison (1977), Henkel

(1970) và Prior và Coleman (1980).

(3) Phía trên miền tiền duyên của châu thổ là một tập hợp các kiểu trầm tích

rất đa dạng. Một tổ hợp của các quá trình biển nông, các ảnh hưởng của sông và

hoạt động của các sinh vật nước lợ làm cho các trầm tích ở các vũng vịnh giữa các

chi lưu có một tập hợp rộng rãi các loại hình kiến trúc và thành phần. Ở các châu

thổ trong các vùng có triều cường các trầm tích vịnh giữa các chi lưu được thay

thế bằng các thân trầm tích thuỷ triều và gian triều phẳng. Về phía tây châu thổ

Misisipi là một đồng bằng mênh mông của các chenier. Chenier là một tập hợp

kéo dài của các dải đồi gò ở bờ nằm bên trên các lớp bùn phẳng (mudflat).

§ång b»ng Delta th­îng l­u

§ång b»ng Delta h¹ l­u

§ång b»ng Delta ngËp n­íc

TiÒn DeltatrÇm tÝch bïn sÐt

Vïng Delta dÞch chuyÓn

Hình 4-9: Các dạng địa hình cơ bản vùng cửa sông delta (nguồn Wright, 1985)

Hình 4-10: Cấu trúc và các dạng tích tụ trầm tích bất ổn định ở vùng cửa sông delta

(nguồn Coleman, 1988)

e. Châu thổ Misisipi - Lịch sử thời Holocene, những biến đổi động lực.

(1) Khái quát

Sông Misisipi có lưu vực rộng chiếm tới 41% diện tích phần lục địa nước Mỹ

(3.344.000 km2) đã tạo ra một tích tụ trầm tích bở rời to lớn ở vịnh Mêxicô. Sông

này trở nên mạnh mẽ ít nhất từ thời Jura muộn và ảnh hưởng sâu sắc tới sự trầm

tích ở phần bắc vịnh Mêxicô. Vùng châu thổ cung cấp cho ta phần lớn kiến thức về

cấu trúc và quá trình trầm tích của châu thổ. Những nghiên cứu đang tiến hành

là do sông này có ý nghĩa tối quan trọng đối với hoạt động thương mại và khai

thác dầu mỏ mạnh mẽ và cho cả nền sản xuất ở phía bắc vịnh Mêxicô trong 50

năm gần đây.

(2) Thời gian trầm tích

Châu thổ Misisipi cấu thành từ các mảng hợp phần chồng gối lên nhau. Mỗi

mảng trải rộng trên một diện tích chừng 30.000km2 và có bề dày trung bình 35m.

Mỗi mảng đặc trưng cho một miền trầm tích chính của sông. Quá trình chuyển

dịch từ một mảng hiện hữu sang một cửa sông mới mất khoảng 1500 năm

(Coleman,1988). Trong phạm vi mỗi mảng đơn lẻ, sự lắng đọng trầm tích trong

vịnh xảy ra do các dòng chảy ngoài bờ, các tích tụ doi cát khe nứt và các sản phẩm

sinh học. Trầm tích lấp đầy vịnh phủ một diện tích chừng 250km2 và có bề dày chỉ

15m được tích đọng trong thời gian chỉ chừng 150 năm. Những doi cát ngoài bờ

(overbank splays) rộng 2km, dày 3m, được hình thành trong những đợt ngập lụt

lớn khi những đê bồi tự nhiên bị xuyên thủng. Các cửa của sông Misisipi tiến về

phía biển với vận tốc đáng kể. Các kênh chi lưu có thể tạo thành các thân cát dài

17km, rộng 8km và dày trên 80m chỉ trong vòng 200 năm (Coleman,1988).

(3) Lịch sử thời Holocene

Trong thời kỳ có mực nước biển thấp gần đây nhất, tức 18.000 năm trước,

sông Misisipi đào khoét vào thung lũng của nó, hàng loạt các kênh xói rửa xuyên

cắt thềm lục địa và châu thổ được hình thành ở gần mép của thềm này (Suter và

Berryhill, 1985). Khi mực nước biển dâng cao, miền trầm tích dịch chuyển ngược

dòng lên thung lũng bồi tích (aluvial valley). Vào khoảng 9.000 năm trước đây

sông bắt đầu tạo thành châu thổ ngày nay của nó. Vào thời gian gần đây nữa, sự

chuyển dịch các châu thổ của sông Misisipi đã tạo thành một đồng bằng châu thổ

bao phủ tổng diện tích 28.500 km2. Sự chuyển dịch châu thổ diễn ra với tần suất

cao kết hợp với sự lún chìm nhanh của lưu vực sông đã dẫn đến sự hình thành

một tập trầm tích chồng lên nhau và có tính chu kỳ. Vì có sự lắng đọng và chuyển

dịch nhanh, trong một thời gian ngắn đã hình thành một tập chồng gối có chu kỳ

trầm tích châu thổ với bề dày đạt tới hàng ngàn mét và phủ rộng lên 150.000km2

(Coleman, 1988). H.4.11 biểu thị 6 mảng chính trong thời gian 7.500 năm gần

đây.

(4) Châu thổ ngày nay

Các châu thổ ngày nay – châu thổ Balize hay Birdfoot, bắt đầu di chuyển từ

chừng 800 – 1000 năm về trước. Tốc độ xê dịch ngày nay đã yếu đi nhiều và sông

đang tìm một miền trầm tích mới. Trong vòng 100 năm gần đây một chi lưu mới

– Atchafalaya – đã bắt đầu tách dòng với một lưu lượng nước ngày một tăng. Nếu

không có những công trình chế ngự sông thì dòng mới này ngày nay đã có thể

thôn tính toàn bộ dòng chảy của sông Misisipi để dẫn đến sự xói mòn nhanh

chóng châu thổ Balize (Hiển nhiên rằng ở đây có thể đã xảy ra một sự tàn phá

tương xứng đối với nên kinh tế của New Orleans nếu nó mất đi con sông của nó).

Ngay cả khi có các công trình chế ngự sông, chi lưu mới Atchafalaya đang bồi đắp

mạnh mẽ một châu thổ mới ở vịnh Atchafalaya (mảng 6 ở H.4.11)

f. Sự dâng cao mức nước biển và các châu thổ.

(1) Các châu thổ đang bị nước biển tràn ngập cục bộ và nhanh chóng vì trầm

tích châu thổ đang ép nén chặt dần để khử nước và kết cứng. Các châu thổ rất dễ

bị tác động bởi sóng bão vì mặt lộ thiên bằng phẳng và chỉ ở cao hơn mực nước

biển trung bình một chút. Chỉ cần mực nước biển dâng cao lên một chút cũng đủ

để sóng cồn tiến vào đất liền. Như đã nói trước đây, sự tiến hoá của châu thổ là

một sự cân bằng giữa sự tích tụ trầm tích sông được mang đến và sự gia công lại,

sự xói mòn và vận tải trầm tích châu thổ do các quá trình biển (Wright, 1985).

Ngay cả với con sông như Misisipi có lượng tải trầm tích rất lớn và đổ vào một

bồn nước có sức sóng yếu, cũng chỉ tiến dịch được ở vùng kề cận các dòng chi lưu

hiện tại, ở vùng được gọi là châu thổ hoạt động (H.4.9).

(2) Châu thổ rất màu mỡ cho cây trồng vì chúng luôn được cung cấp thổ

nhưỡng giàu dinh dưỡng. Do vậy những vùng có mật độ dân số cao nhất trên thế

giới – trên 200 người/km2 - đều nằm trên các châu thổ (Tập Bản đồ thế giới 1980):

châu thổ sông Nile ở Ai Cập, châu thổ sông Trường Giang (Dương Tử) ở Trung

Quốc, Mê Kông ở Việt Nam, Hằng Hà ở Bangladesh.

Những quần thể cư dân này rất dễ bị tổn thương vì diện tích châu thổ có thể

bị co hẹp lại do nước biển dâng cao và do biến đổi nguồn cung cấp trầm tích xảy ra

do sự đổi dòng tự nhiên hoặc do các dự án chế ngự nước ở vùng cao do con người

xây dựng nên.

(3) Cư dân vùng châu thổ cũng chịu nguy hiểm do những biến đổi ngắn hạn

mực nước biển do bão gây ra. Những cơn bão nhiệt đới có thể có sức tàn phá lớn:

Cơn bão xoáy ở vịnh Bangal ngày 12 – 11 – 1970 đã nhấn chìm 200.000 người ở

địa phận Bangladesh ngày nay (Carter, 1988). May thay, sự giáo dục cộng đồng

phổ cập hơn, thông tin được cải thiện hơn, đường giao thông tốt hơn và có hệ

thống cảnh báo sớm sẽ có khả năng ngăn ngừa các thảm hoạ khác ở quy mô như

vậy. Sự quản lý ven bờ ở Tây Âu, Hoa Kỳ và Nhật Bản nhằm vào việc sơ tán có

trật tự dân chúng ở vùng đất trũng và đã giảm đang kể tử vong do bão gây ra.

Ngược với thảm hoạ ở vịnh Bangal, thảm hoạ Hurricare Camille (17 – 20/8/1969)

chỉ gây 236 tử vong ở Louisiana, Misisipi, Alabama và Florida.

Hình 4-11: Vị trí dịch chuyển của các trầm tích delta vùng cửa sông Misissippi

(nguồn Coleman, 1988)

4.4. CÁC QÚA TRÌNH ĐỘNG LỰC Ở LẠCH TRIỀU

a. Mở đầu.

(1) Các lạch triều (inlet) ven bờ giữ vai trò quan trọng đối với các quá trình

gần bờ ở khắp nơi trên thế giới. Lạch triều là những cửa mở ở các doi chắn ven bờ

(coastal barrier) qua đó nước, trầm tích các chất dinh dưỡng, động vật phù du, các

chất gây ô nhiễm được trao đổi giữa miền biển mở với vùng vịnh được bảo vệ ở

phía sau các doi chắn. Các lạch triều không chỉ giới hạn trong khuôn khổ các doi

chắn hoặc bờ biển có thuỷ triều; ở miền Bờ Tây và ở Great Lake có rất nhiều cửa

sông được coi là các lạch triều và ở vịnh Mêxico có các lạch triều rộng, lớn giữa

các doi chắn, dân địa phương gọi là các dòng chảy (pass) cũng là các lạch triều

(inlet). Các lạch triều có thể cắt qua các bãi cạn (shoal) chưa được cố kết, qua các

bãi chắn ngầm, cũng như qua các dải núi ngầm (reef) cấu thành từ sét, đá hoặc

sinh vật (Prince, 1968). Không có một định nghĩa đơn giản và có giới hạn về lạch

triều, dựa theo văn liệu địa chất và thuật ngữ khu vực. Hầu hết mọi lạch triều ở

bờ biển rộng từ vài mét đến vài km đều có thể coi là một cửa mở. Lạch triều là rất

quan trọng về mặt kinh tế đối với nhiều nước ở ven biển vì các cảng biển thường

được xây dựng ở các vịnh khuất (back bay) đòi hỏi phải được duy trì vì mục đích

hàng hải thương mại. Ở nhiều lạch triều chi phí duy trì lớn nhất là do phải nạo vét

dòng chảy tàu biển. Vì tính rất phúc tạp về thuỷ động lực học của các lạch triều,

các dự báo về sự nâng lên và lắng đọng trầm tích thường là không được thoả mãn.

Một sự hiểu biết tốt hơn về mô hình lắng đọng trầm tích ở lạch triều và về mối

tương quan giữa chúng với thủy triều, với các quá trình thuỷ lực khác có thể hy

vọng đóng góp tốt hơn cho việc quản lí và thiết kế các công trình.

(2). Các lạch triều tương tự như các cửa sông ở chỗ mô hình vận tải và lắng

đọng trầm tích trong cả hai trường hợp đều phản ánh tương tác của lực quán tính

dòng chảy ra và dòng chảy rối đi kèm, lực ma sát đáy, lực gây nổi do sự phân tầng

tỷ trọng và chế độ năng lượng của khối nước tiếp nhận vào (Wright và Sonu,

1975). Tuy nhiên, có hai điểm khác biệt cơ bản thường phân biệt giữa lạch triều

hồ nước mặn (lagoonal inlet) với cửa sông (Oertel, 1982).

- Lạch triều hồ nước mặn chịu ảnh hưởng của các dòng chảy nhật triều hay

bán nhật triều.

- Lạch triều hồ nước mặn có hai cửa đối diện nhau, một là hướng ra biển, cửa

kia hướng vào bồn nước mặn. Các cấu tạo trầm tích tạo thành ở cả hai cửa này là

khác nhau vì sự khác nhau về năng lượng, tỷ trọng nước và các yếu tố hình học.

(3) Phần này điểm lại dòng triều chảy vào lạch triều và liên hệ nó với các cấu

trúc trầm tích thấy ở các dòng chảy chảy và gần các cửa. Một vài mô hình khái

niệm được xem xét và đối sánh với các quá trình đã quan sát đựoc ở các vùng bờ

đại Tây Dương và bờ vịnh ở Hoa Kỳ.

(4) Chuyên từ hồ nước mặn (lagoon) để gọi tên hồ (pond) hoặc vịnh

(embayment) mà được nối tiếp với biển cả qua các lạch triều. Họng (throat) của

lạch triều là đới có thiết diện nhỏ nhất, dòng chảy ra từ đó có vận tốc cao nhất.

Hẻm (gorge) là phần sâu nhất của lạch triều và có thể kéo dài về phía biển cũng

như vào đất liền (Oertel, 1988). Bãi cạn và châu thổ thường được dùng thay thế

cho nhau, để mô tả một thực thể cát do triều thoái tạo ra và nằm ở cửa hướng ra

biển của lạch triều.

b. Văn liệu kỹ thuật

Những nghiên cứu khởi đầu về tính bền vững của lạch triều được Francis

Escoffier thực hiện (1940,1977). O’Brien (1931,1976) đã rút ra mối liên hệ thực

nghiệm tổng quát giữa kích thước của lạch triều và thấu kính nước triều (tidal

prism). Keulegem (1967) đã xây dựng một thuật toán để liên hệ thấu kính nước

triều với thiết diện ngang của lạch triều. Bruun (1966) cũng nghiên cứu lạch triều

và sự xê dịch của chúng dọc theo bờ, và Bruun và Gerritsen (1959,1961) cũng đã

đề cập vấn đề phân dòng (bypassing) và tính ổn định của lạch triều. Hubbard,

Oertel và Nummendal (1979) đã mô tả ảnh hưởng của sóng và dòng triều đối với

các lạch triều ở Carolinas và Georgia. Hàng trăm công trình khác cũng đã được

tham khảo trong các báo cáo “Điều tra tổng quát về lạch triều” (GITI) của USACE

(Barwis,1976) trong các tập chuyên đề như “Thuỷ động lực và động lực trầm tích

của các lạch triều (Aubrey và Weishar, 1988), trong sách giáo khoa về môi trường

ven bờ (Carer,1988; Cronin,1975; Komar,1976), và trong các bài báo tổng quan

(Boothroyd, 1985); Fitz Gerald, 1988). Những bài viết sớm hơn về mặt kỹ thuật

công trình đối với lạch triều cũng được trích dẫn trong tác phẩm của

Castaner,1971. Còn có vô vàn văn liệu nước ngoài về lạch triều: Carter (1988)

trích dẫn một loạt tài liệu tham khảo của nước Anh; Sha (1990) ở Hà Lan;

Nummedal và Penland (1981) và Fitz Gerald, Penland, và Nummendal (1984) ở

Đức; và Hume và Herdendorrf (1988,1992) ở New Zealand.

c. Phân loại lạch triều và sự phân bố địa lý

(1) Các lạch triều (Tidal inlets) thấy có ở khắp nơi trên thế giới có kích thước

và hình dáng rất khác nhau với hàng loạt các đặc trưng địa hình. Vì tính đa dạng

của chúng nên khó có được một phân loại thích hợp cho chúng. Có một cách tiếp

cận là sử dụng tiêu chí năng lượng trong đó các lạch triều được tổ hợp theo năng

lượng sóng (wave energy) và biên độ triều (tidal range) của môi trường trong đó

có các lạch triều.

(2) Cấu tạo địa chất khu vực cũng có thể là yếu tố hạn chế doi chắn và từ đó là

giới hạn sự phát triển của lạch triều. Địa hình cao, đường bờ có thành dốc có ít

không gian để lắng đọng trầm tích hoặc trên hoặc dưới mực nước biển. Các trầm

tích có xu hướng tập trung lại trong các túi giữa các mũi đất, một số ít đầm hồ

nước mặn được hình thành và các lạch triều thường giới hạn ở các cửa sông. Một

thí dụ là bờ biển Thái Bình Dương ở Bắc Mỹ, ở đây ngoài độ dốc lớn nó còn chịu

tác động của sóng cao.

(3) Cấu tạo địa chất bên dưới cũng có thể khống chế sự phân bố và sự ổn định

của các lạch triều. Prince và Parke (1979) đã phát hiện rằng một vài khu vực ở bờ

biển Texas luôn luôn đặc trưng bởi sự hiện diện của các lạch triều mặc dù các

đường dòng chảy (pass) có xu hướng xê dịch tiến – lui trong một phạm vi giới hạn

của bờ biển. Vị trí của các lạch triều cố định này được khống chế bởi các yếu tố

kiến tạo, song các cửa mở (opening) lại được duy trì bởi sự hài hoà đều đặn của

thuỷ triều và chế độ thuỷ lực của thuỷ triều. Nếu các lạch triều của sóng bão cắt

qua doi chắn mà không nằm ở các khu vực có đường dòng chảy bền vững, thì các

lạch triều này thường sẽ mau chóng bị khép kín. Một số lạch triều ở New

England còn có các vết lộ của đá gốc.

d. Các quá trình thuỷ động lực học ở các lạch triều

(1) Mô hình tổng quát của dòng lạch triều (inlet flow)

Mối tương tác của một dòng phun tia (a jet) được phát ra từ một lạch triều

hay một cửa sông có khối nước chảy xuôi là một hiện tượng phức tạp. Người ta xác

định được ba kiểu lớn của các dòng (flow) (Wright, 1985):

Dòng chảy ra với tỷ trọng cao thuộc tầng đáy (hypopycnal outflow) trong đó

nêm nước ngọt tỷ trọng thấp hơn chảy ở bên trên lớp nước biển có tỷ trọng cao

hơn nằm ở phía ngoài cửa sông.

Dòng chảy ra siêu tỷ trọng (hyperpycnal outflow) trong đó nước chảy vào có

tỷ trọng cao hơn và luồn xuống dưới lớp nước ở trong bồn.

Dòng chảy ra đồng tỷ trọng (homopycnal outflow) trong đó dòng phun tia và

nước hạ lưu có cùng tỷ trọng hoặc được pha trộn theo chiều thẳng đứng.

a) Dòng chảy với tỷ trọng cao thuộc tầng sâu. Dòng chảy kiểu tỷ trọng cao

thuộc tầng sâu được phân tầng nằm ngang thường diễn ra với các cửa sông và chi

lưu (Carter,1988; Wright,1985). Thí dụ là dòng nước ngọt sông Amazon phun ra

là rất lớn khi nó toả rộng ra trên mặt biển; các nhà thám hiểm thế giới mới trước

đây đã lấy nước ngọt này từ khi họ còn ở rất xa bờ (Morrison,1974).

b) Dòng chảy siêu tỷ trọng. Điều này xảy ra khi có dòng chảy ra từ hồ nước

siêu mặn hoặc từ sông có nước chứa nhiều trầm tích tới mức tỷ trọng của nước

này cao hơn tỷ trọng nước mà nó đổ vào. Sông Hoàng Hà ở Trung Quốc được coi

là một thí dụ, song còn ít được ấn hành bằng tiếng Anh về hiện tượng khác

thường này (Wright,1985). Hiện vẫn còn chưa biết liệu có một hoàn cảnh nào

thuộc kiểu siêu tỷ trọng này thấy có ở các lạch triều trong phạm vi toàn nước Mỹ

hay không.

(c) Dòng chảy đồng tỷ trọng. Ở phần lớn các lạch triều có các dòng phun tia

mạnh – các dòng chảy một hướng ổn định - được sinh ra khi triều lên và xuống

dọc theo đường bờ mở và mực nước ở trong hồ dâng lên và hạ xuống một cách

tương ứng. Joshi và Taylor (1983) đã mô tả ba thành phần của một dòng phun tia

phát triển đầy đủ như sau:

(1) Khu vực nguồn ở thượng nguồn nơi nước dã hội lưu trước khi đổ vào

đường dòng chảy (lạch triều).

(2) Một dòng mạnh, hạn hẹp trong họng (dòng phun).

(3) Dòng lobe downstream toả tia hướng tâm, chảy xoáy là chính ở phía dưới

cửa lạch triều (H.4.12)

(d) Carter (1988) thông báo rằng phần lớn các dòng phun tia ở lạch triều là

thuộc kiểu đồng tỷ trọng, đặc biệt ở các lạch triều hẹp qua đó nước ở hồ lớn được

đổ ra mà không có một cửa mở ra biển nào khác. Giả sử rằng phát biểu trên đây

áp dụng cho hồ thuỷ triều nơi mà chỉ có một số ít dòng nước ngọt chảy vào. Ở nơi

có lượng lớn nước sông đổ vào, nước trong hồ mặn trở thành nước lợ, và lúc này

hình thành một chế độ dòng chảy phức tạp hơn nhiều. Thí dụ: Ở lạch triều East

Pass ở Florida, bắc vịnh Mexico, dòng chảy trong chính lạch triều bị khống chế

bởi hoặc là triều hạ hoặc là triều cường, nhưng sự phân tầng lại xảy ra ở vịnh

Choctawhatchee trên bãi cạn lúc triều cường, còn ở vịnh Mexico thì nó lại xảy ra

ở bãi cạn lúc triều xuống.

(2) Các dòng phun tia và dòng nguồn hội lưu ở miệng lạch triều

Ở các lạch triều có bờ vững chắc (đặc biệt là các lạch triều có đê chắn sóng)

dòng chảy rối đi qua lỗ cửa vào một hồ lớn vô hạn có thể được coi là một dòng

phun tia tự do (free jet) (Oertel, 1988). Phụ thuộc vào chênh lệch tỷ trọng giữa

nước ở dòng chảy ra và của nước ở nơi đổ vào mà sẽ sinh ra hoặc là dòng phun có

trục hoặc là dòng phun phẳng.

(a) Dòng phun có trục (axial jet). Dòng đồng tỷ trọng chảy qua lỗ cửa sẽ tạo

thành một dòng phun có trục. Trong một hệ lý tưởng không có ma sát hoặc sóng

đánh, miền gần (near field) (đới hình thành dòng) có kích thước chừng 4D hướng

ra biển tính từ miệng của lạch triều, D là đường kính của lỗ cửa (H.4.13a). Ngoài

phạm vi 4D, tại miền xa (far field) dòng phun toả rộng ra và vận tốc triệt tiêu.

Vận tốc ở vùng kề cận được xem là có cùng đại lượng với vận tốc ở bên trong họng.

Dựa trên mô hình này Oertel (1988) cho rằng một dòng chảy hoàn chỉnh sẽ được

hình thành trong phạm vi 4D tính từ họng của lạch triều. Đối với miền xa,

Unluata và Ozsoy (1977) đã tính toán được rằng độ mở rộng của dòng phun tăng

theo hàm số mũ và độ triệt tiêu vận tốc ở đường tâm cũng giảm theo hàm số mũ.

Lạch triều Fort Pierce ở bờ Đại Tây Dương ở Florida là một thí dụ về nơi hình

thành dòng phun có tia rõ nét trong hoàn cảnh triều xuống (Joshi và Taylor,

1983).

Hình 4-12: Ba yếu tố của dòng ra khi đi qua một lạch triều hoàn hảo: nguồn, dòng ra và lớp mở

rộng (nguồn Carter, 1988)

(b) Dòng phun phẳng (planar jet). Khi nước đổ ra từ lạch triều có tính nổi thì

sẽ hình thành dòng phun phẳng. Dòng phun này toả rộng nhanh hơn ở miền gần

so với kiểu có trục, nó toả rộng trong phạm vi chừng 4D, trong đó D là độ rộng của

miệng (Oertel,1988)

(c) Dòng phun phẳng trong môi trường tự nhiên. Trong tự nhiên miền gần và

miền xa của một dòng phun tự nhiên chịu ảnh hưởng của sóng, của các dòng

duyên hải, ma sát và địa hình mặt đáy. Ismail và Wiegel (1983) đã tính toán

được rằng động lượng sóng triều dâng là nhân tố chính làm tăng tốc độ mở rộng

dòng phun. Đáy biển, đặc biệt khi có bãi cạn nông khi triều xuống, sẽ ép dòng

phun theo chiều đứng và làm tăng độ mở rộng. Nhờ vào những yếu tố trên, có thể

xem mô hình dòng phun phẳng là một cách mô tả hiện thực hơn về dòng ở phần

lớn cáclạch triều. Ảnh máy bay chụp các lạch triều St. Mary’s Entrance, Big

Hickory và New Pass ở Florida cho thấy rõ ràng các dòng phun tia mở rộng rấchi

bên ngay sau khi ra khỏi miệng (Joshi và Taylor, 1983), ở lạch triều East Pass,

Florida, nước sẫm mầu, nhuộm đất của dòng triều xuống toả rộng ra ở phía sau

các đê chắn sóng, tạo thành một hình bầu dục phủ toàn bộ bãi cạn triều xuống.

Những nghiên cứu có sử dụng phao năm 1970 cho thấy chùm dòng chảy (plume)

có tính nổi và nước vịnh Mexico dưới nó chảy theo hướng tây (Sonu và

Wright,1975).

(d) Dòng chảy ở các cửa phía đất liền của các lạch triều. Hầu hết văn liệu kỹ

thuật đã mô tả dòng phun tia tạo thành ở các cửa phía biển của các dòng sông

hoặc của các lạch triều. Về phía đất liền, một dòng phun tia chỉ có thể được hình

thành khi có một hồ mặn lưu thông (open-water lagoon). Ở các vịnh khuất phía

sau các dãy đảo chắn đều có các đầm lầy, bãi cạn và dòng nước cường chỉ giới hạn

ở các kênh sâu (Những thí dụ được mô tả kỹ lưỡng là các lạch triều North Inlet,

South Corolina (Nummedal và Humplaries,1978) và Sabastian, Florida (Stauble

et al. 1988). Cả hai kiểu dòng khép kín (confined) và dòngưtạ như phun tia (jet-

like) đều có thể hình thành ở các hồ mặn ở các miền bờ biển có biên độ triều lớn.

Dòng triều lên lúc đầu chỉ giới hạn ở các kênh đã hình thành, nhưng khi nước

trong hồ đã dâng cao thì dòng chảy mở rộng ra ngoài phạm vi các kênh và một

chùm dòng (a plume) được hình thành. Nummedal và Penland (1988) đã mô tả

hiện tượng này ở Norderneyer Sugat ở Đức, nơi biên độ sóng đạt đến 2,5m.

(e) Miền có dòng nguồn. Trong thời gian triều lên ở đầu phía biển của một

lạch triều không có đê chắn sóng, nước chảy vào được quy tụ đồng đều thành hình

cánh cung hướng về phía họng của lạch triều (H.4.13b, Oertel,1988). Bởi lẽ miền

tạo dòng, phân bố rất rộng, tốc độ dòng triều lên thấp hơn nhiều so với tốc độ của

dòng phun tia của triều xuống, đặc biệt là ở miền gần. Điều chưa rõ là chưa biết

miền có dòng nguồn có hành vi như thế nào ở một lạch triều có các đê chắn sóng

đâm ra biển. Có lẽ rằng dòng chảy bao bọc xung quanh phần đê chòi ra biển, song

tốc độ dọc theo mặt ngoài của đê có thể là thấp. Có lẽ là rất khó để có thể xác

minh được mô hình này ở nhiều nơi vì có những khác biệt về ảnh hưởng của sóng,

gió, dòng chảy và độ sâu bồn nước địa phương.

(4) Dòng triều và sự bất đối xứng vận tốc

Thể tích triều là lượng nước chảy qua lạch triều, được xác định bằng biên độ

của triều nhân với phần diện tích của vịnh được lạch triều cung cấp nước. Thấu

kính có thể là một trong số các yếu tố bổ sung quan trọng để xác định hình thái

của các lạch triều ở bờ biển và ở các đảo chắn kề cận với chúng (Davis và Hayes,

1984). Ở cùng một mức độ là đạt tới biên độ triều tương đối ổn định, một lạch

triều cung cấp cho một vịnh lớn hơn sẽ phải chịu đựng một lượng nước tràn qua

lớn hơn so với một lạch triều cung cấp nước cho một vịnh nhỏ hơn. Ngoài ra, một

lạch triều nối tiếp giữa vịnh lớn hơn và biển sẽ phải xả nước nhiều hơn trong suốt

thời gian biên độ triều ở mức cao (thí dụ thuỷ triều mùa xuân). Tuy nhiên, cần

phải có nhiều thời giờ để lấp đầy hoặc làm cạn một vịnh lớn trong chu kỳ thuỷ

triều, do đó biên độ toàn cục của mức nước ở một vịnh lớn có thể thấp hơn so với ở

vịnh nhỏ.

Hình 4-13: Sơ đồ thể hiện dòng chảy lý tưởng và trường dòng chảykhi triều rút

(nguồn Oertel, 1988)

(a) Tác động của vùng đầm lầy nước mặn ở vịnh khuất. Nummedal và

Humphries (1978) đã mô tả độ sâu của vịnh có tác động như thế nào đến tính bất

đối xứng vận tốc của dòng chảy qua họng lạch triều. Ở các vịnh ở nam nước Mỹ có

rất nhiều đầm lầy nước mặn gian triều, chỉ còn lại chừng 20% diện tích vịnh là

phần nước thoáng. Trong các hệ này sự biến thiên lớn về diện tích ngập nước

trong chu kỳ thủy triều có xu hướng tạo ra dòng triều xuống mạnh.

(b) Lúc bắt đầu triều lên (flood tide). Khi nước triều vừa bắt đầu dâng cao khi

triều lên, nước chảy qua lạch triều và nhanh chóng tràn ngập các kênh dẫn triều

có dung lượng hạn chế nằm ở vịnh khuất. Dòng chảy ở giai đoạn này là khá mạnh

vì mực nước trong các kênh có thể dâng cao nhanh chóng ngang bằng mực nước ở

ngoài lạch triều (có một chút chậm trễ do ma sát gây ra).

(c) Gần lúc triều cực đại. Khi mực nước trong vịnh dâng cao tràn ngập các

kênh dẫn triều, lúc đó bất kỳ một lượng nước bổ sung nào đều chảy tràn ra hai

bên kênh trên một diện rộng của vùng đầm lầy. Kết quả là có một thời gian trễ vì

nước triều lên không thể chảy qua lạch triều nhanh chóng để làm ngập toàn vịnh

cho ngang bằng với mức nước dâng lên ở ngoài biển cả.

(d) Lúc bắt đầu triều xuống. Vào thời điểm triều lên cao mực nước ở vịnh thấp

hơn so với mức ở bờ biển cả. Kết quả là mặc dù triều ở ngoài bờ biển mở đã bắt

đầu hạ xuống thì nước ở trong vịnh vẫn còn đang lên. Cuối cùng thì mực nước ở cả

hai bên ngang bằng nhau và dòng triều chảy qua lạch triều bắt đầu rút.

(e) Gần lúc triều thấp. Ở giai đoạn cuối cùng lúc triều xuống, nước ở trong

vịnh hạ thấp dưới mức của đầm lầy và nước trước hết là chứa trong các kênh dẫn

triều ở vịnh khuất. Vì các kênh này chỉ có một dung lượng hạn chế cho nên mực

nước ở đây hạ xuống nhanh chóng bằng mực nước ở ngoài biển cả (tuy nhiên quá

trình này không thể đem lại hiệu quả hoàn toàn vì một lượng đáng kể nước tiếp

tục rút ra từ các rừng cây và đất sũng nước trong thời gian dài).

(f) Triều thấp. Vào giai đoạn triều thấp, mực nước bên trong vịnh và dọc theo

đường bờ biển cả là gần bằng nhau. Do đó, ngay khi triều bắt đầu lên thì dòng

chảy trong lạch triều trở thành dòng triều lên.

(g) Sự bất đối xứng vận tốc. Quá trình mô tả trên đâykế tiếp bằng chu kì triều

lên mới, nó kéo dài hơn thời kì triều rút. Kết quả là vận tốc trung bình của triều

xuống phải lơn hơn vận tốc triều lên. Ngoài ra, vì có lượng nước ngọt góp thêm

vào, tổng lượng nước rút ra phải lớn hơn lượng triều lên, điều này còn góp thêm

phần làm vận tốc tăng cao. Thế trội của triều rút về mặt khối lượng và vận tốc đã

được xác định ở lạch triều St. Mary’s và East Pass, Florida (Morang,1992).

(h) Sự di chuyển thực của trầm tích. Ở lạch triều Prince, Nam Carolina (Fitz

Gerald và Nummedal, 1983) và North Inlet, Nam Carolina (Nummedal và

Humphries, 1978) vì có các dòng triều rút ở điểm cực tiểu đã tạo ra dòng vận tải

trầm tích hướng ra biển vượt xa khối lượng trầm tích được đưa vào hướng đất liền

khi triều lên. Tuy nhiên, ưu thế tốc độ triều lui không nhất thiết có nghĩa là sựdi

chuyển thực của trầm tích cũng là theo hướng ra biển. Ở lạch triều Sebastian ở bờ

Tây Florida, Sanble et al (1988) đã phát hiện rằng sự di chuyển thực của trầm

tích là theo hướng đi vào bờ mặc dù thuỷ lực học của dòng triều lại thể hiện các

dòng chảy triều xuống là mạnh hơn. Các tác giả kết luận rằng trầm tích được

mang vào lạch triều theo triều lên được lắng đọng ở bãi cạn triều lên rộng lớn và

còn đang phát triển. Trong khi triều rút, tốc độ dòng chảy bên trên bãi cạn triều

lên là rất yêú, không đủ để vận tải trở lại tất cả lượng trầm tích đã lắng đọng trên

bãi cạn khi triều lên. Dòng vận tải trầm tích còn chưa đạt đến ngưỡng chừng nào

dòng chưa ở trong họng tương đối hẹp. Trong trường hợp này, bãi cạn trở thành

nơi lắng đọng trầm tích đã được mang vào lạch triều. Stanble et al. giả thiết rằng

mô hình di chuyển thực của trầm tích theo hướng đất liền đều có thể xảy ra ở các

lạch triều khác ở các bờ vi triều (microtidal shore) và đổ vào các hồ lớn, mặc dù

thuỷ động học triều xuống là mạnh hơn.

Hình 4-14: Sự phân tầng của dòng chảy khi triều lên ở vịnh Choctawhatchee, Florida do nêm

nước mặn chìm xuống bên dưới các lớp nước trong vịnh có mật độ thấp hơn

d. Địa mạo của lạch triều

Lạch triều được đặc trưng bởi các thân cát lớn được lắng đọng và định hình

bởi các dòng chảy thuỷ triều và sóng. Bãi cạn triều xuống (the ebb-tide shoal)

(hay châu thổ (delta)) là một khối cát được tích tụ về phía biển ngoài cửa lạch

triều. Nó được hình thành bởi các dòng triều xuống và được sóng biến cải. Bãi cạn

triều lên (the flood – dite shoal) là một tích tụ cát ở cửa phía đất liền của mộtlạch

triều mà hình dáng của nó được xác định chủ yếu bằng các dòng triều lên

(H.4.15). Phụ thuộc vào kích thước và chiều sâu của vịnh, một bãi cạn triều xuống

có thể kéo dài về phía biển cả (open water) hoặc có thể kết nối vào một phức hợp

các kênh chi lưu uốn lượn, vào các doi đất nhọn đầu và các trầm tích bùn cửa

sông.

(1) Châu thổ (bãi cạn) triều xuống.

(a) Mô hình địa mạo đơn giản hoá của một châu thổ triều xuống tự nhiên

(không có đê chắn sóng) được trình bày ở H.4.15. Châu thổ này được hình thành

từ một tổ hợp cấu thành bởi cát được bào mòn ra từ họng của lạch triều và cát

được các dòng chảy dọc đường bờ cung cấp. Mô hình này bao gồm một số hợp

phần:

Một kênh triều xuống chính, được cấp nước bởi các dòng phun tia triều xuống

(ebb jet)

Các doi đất tuyến tính nằm dọc bờ dòng kênh chính, đó là kết quả của mối

tương tác giữa sóng và dòng thuỷ triều.

Chỏm đầu mút khu trú ở đầu phía biển (đầu xa) của dòng kênh triều xuống.

Đó là một đới mà ở đó tốc độ dòng phun tia triều xuống giảm làm cho trầm tích

lắng đọng được (chỏm đang phát triển được thể hiện ở H.4.11)

Thềm bãi triều (swash platforms). Đó là các địa hình cát nằm giữa dòng kênh

chính của triều xuống và các đảo chắn nằm kề cận.

Các doi cát bãi triều (swash bars) được hình thành và di chuyển khắp miền

bãi triều bởi các dòng chảy do xóng xô tạo ra.

Các kênh triều lên ở ven rìa. Các kênh này ở hai bên sườn của các doi chắn

trôi dạt tiến và lùi.

(b) Đối với vùng bờ biển Georgia, Oertel (1988) đã mô tả một mô hình đơn

giản về hình dáng và hướng của châu thổ triều xuống trong mối phụ thuộc sự cân

bằng các dòng chảy (H.4.16). Với những cải biến nhất định, mô hình này có thể áp

dụng cho phần lớn các lạch triều. Khi các dòng chảy dọc bờ tương đối cân bằng

nhau và dòng triều lên mạnh hơn dòng triều xuống, một châu thổ thấp, đối xứng

được hình thành (H.4.16a) (Thí dụ: thành phố Panama, FL). Nếu các dòng chảy

dọc bờ mạnh hơn các hợp phần khác thì châu thổ sẽ hướng về bắc hoặc về nam

(H.4.16b và H.4.16c). Ghi nhớ rằng một vài châu thổ triều xuống ở Georgia thay

đổi chiều hướng của chúng theo mùa, một số thời gian trong năm hướng về bắc,

thời gian còn lại hướng về nam. Cuối cùng, khi các dòng chảy ở lạch triềumạnh

hơn các dòng chảy dọc bờ, thì châu thổ này hẹp hơn và kéo dài tiếp tục ra phía

biển (H.4.16d) (thí dụ: Brunswick, GA).

Hình 4-15: Cấu trúc địa chất của một lạch triều với các dạng địa hình tích tụ delta phát triển khi

triều lên và triều xuống

Hình 4-16: Bốn hình thái khác nhau của dạng địa hình delta thủy triều, do sự tương tác của

dòng chảy dọc bờ và dòng triều (nguồn Oertel, 1988)

c) Dựa vào những nghiên cứu các vịnh nhỏ ở Đức và Georgia, Nummedal

và Fischer (1978) kết luận rằng có 3 yếu tố quan trọng xác định đặc điểm hình

học cửa lạch triều và cá bãi cạn đi kèm:

- Biên độ sóng

- Năng lượng sóng gần bờ

- Độ sâu của vịnh kín được che chắn

Đối với các vịnh nhỏ ở Đức và Georgia yếu tốứth ba này khống chế tính bất

đối xứng tốc độ của dòng chảy đi qua họng lạch triều và làm cho lượng vận tải

trầm tích theo hướng ra biển lớn hơn so với hướng vào đất liền. Yếu tố này đã

giúp phát triển các bãi cạn triều xuống rộng lớn dọc bờ ở đây.

(d) Các châu thổ triều xuống nằm dọc các bờ pha trộn năng lượng (thí dụ bờ

các đảo Đông và Tây Friesian ở Đức, Nam Carolina, Georgia, Virginia và

Massachusettes) là những bồn chứa cát vĩ đại. Fitz Gerald (1988) phát biểu rằng

khối lượng cát ở những châu thổ này xét về thể tích tương đương với các đảo chắn

ở kề cận. Do đó, ở các bờ có pha trộn năng lượng, một biến đổi nhỏ về thể tích của

châu thổ triều xuống có thể tác động sâu sắc đến nguồn cung cấp cát cho các bờ

kề cận. Để so sánh, ở các bờ do sóng chi phối (thí dụ: Maryland, Outer Banks ở

Bắc Carolina; New Jersey ở châu thổ sông Nile, Ai Cập) hiếm có các châu thổ

triều xuống, do vậy, chúng chỉ chiếm một tỷ lệ nhỏ bé trong tổng quỹ cát có ở đây.

Kết quả là những biến đổi về thể tích ở các châu thổ triều xuống có ảnh hưởng cục

bộ, trước hết, đến các bãi biển kề cận.

(e) Sử dụng những dữ liệu các lạch triều trên toàn nước Mỹ, Walton và

Adams (1976) chỉ ra mối tương quan trực tiếp giữa thấu kính nước triều (tidal

prism) ở lạch triều với kích thước của châu thổ triều xuống, với chút ít biến tấu do

năng lượng sóng biến đổi. Nghiên cứu này nhấn mạnh tầm quan trọng đối với các

nhà quản lí ven bờ về việc đánh giá đầy đủ tác động của một công trình có thể gây

ra đối với thấu kính nước triều, qua đó làm biến đổi thể tích của các bãi cạn triều

xuống và thông qua đó, tác động đến quỹ trầm tích của các bãi biển gần đó.

(f) Thành phố Ocean, MD, được coi là một thí dụ về tác động của một lạch

triều đối với đường bờ kề cận: lạch triều ở thành phố Ocean được hình thành khi

đảo Assateague bị xuyên thủng ngày 23 tháng 8 năm 1933 và ngày nay chứa trên

6x106 m3 cát, nằm ở ngoài khơi chừng 1200m. Từ năm 1933 sự phát triển của

châu thổ triều rút kết hợp với sự bẫy giữ cát trôi dạt tiến từ các đê chắn sóng phía

Bắc, đã gặm mòn các bãi biển trôi dạt lùi (về phía Nam), điều này làm cho đường

bờ biển dọc phía bắc đảo Assateague vài km lui dần với tốc độ 11m/năm (số liệu

trích dẫn từ Fitz Gerald, 1988).

(g) Trái ngược với thành phố Ocean, sự giảm bớt thấu kính thuỷ triều chảy

qua lạch triều dọc theo dải đảo East Friesian lại có lợi cho bờ biển được che chắn.

Trong khoảng từ năm 1650 đến 1960 diện tích của các vịnh nằm phía sau dãy đảo

giảm đi đến 80%, phần lớn là do sự khai phá các bãi triều phẳng (tidal flats) và

các đầm lầy (marshlands) từ thời xưa (Fitz Gerald, Penland và Nummedal,

1984). Sự giảm bớt diện tích của vịnh kéo theo sự nhỏ đi của thấu kính thuỷ triều,

điều này lại làm cho các lạch triều nhỏ đi, các bãi cạn triều xuống nhỏ hơn và các

đảo chắn dài hơn. Vì sự suy giảm lượng nước xả của triều xuống nên trầm tích

được vận tải ra biển ít hơn. Sóng đánh dạt cát triều xuống về phía bờ làm tăng

lượng trầm tích cung cấp cho các bờ được che chắn (barrier beach).

(h) Xét về nhiều mặt, các châu thổ triều xuống thấp ở các lạch triềucũng

tương tự như các châu thổ tạo thành ở các cửa sông. Sự so sánh này đặc biệt thích

hợp với các sông, nơi mà dòng chảy tạm thời đảo chiều vào thời kỳ có triều. Sự

khác biệt chính giữa hai cấu tạo này là châu thổ sông lớn lên mãi, được nuôi

dưỡng bằng nguồn trầm tích do sông cung cấp. Ngược lại, ở nhiều lạch triều, chỉ có

một lượng giới hạn trầm tích được cung cấp từ các vịnh kín (back bay), còn các

châu thổ triều xuống được cấu thành phần lớn nhờ cát trôi dạt dọc bờ hoặc do

được xói rửa ra từ các miền bờ kề cận. Trong một số bối cảnh, các lạch triều và các

cửa sông tạo ra cùng một dạng bờ. Trong thời kỳ nước sông xuống thấp cửa sông

mang tính chất như một lạch triều với các dòng triều có đảo chiều khống chế sự

lắng đọng trầm tích. Trong thời kỳ nước sông lên cao dòng chảy là đơn chiều và

trầm tích được lắng đọng tiến ra biển từ cửa sông, nơi nó có thể cung cấp nguồn

cho châu thổ phát triển. Theo thời gian, lạch triều nối một hồ nước ngọt với biển

có thể được biến đổi thành một cửa sông. Điều này có thể xảy ra khi vịnh khuất

(back bay) được lấp đầy bởi các trầm tích hoặc vật chất hữu cơ. Cuối cùng, những

con sông trước đây đổ vào các hồ nước mặn, nay chảy qua các kênh để vào lạch

triều và xả nước trực tiếp ra biển.

(2) Dạng địa hình bãi cạn khi triều lên.

(a) Mô hình bãi cạn triều lên tiêu biểu được thể hiện ở H.4.15. Bãi cạn triều

lên với nhiều chi tiết địa hình đã được mô tả cho các môi trường vi triều và trung

triều (micro – mesotidal environments) trên khắp thế giới (Đức (Nummedal và

Pendal, 1988), bờ đông Florida (Stauble et al.,1988), bờ vịnh Mêxico thuộc

Florida (Wright,Sonu và Kielhorn, 1972) và New England (Boothroyd, 1985).

Những hợp phần chính là:

Mái dốc triều lên (The flood ramp) là một bề mặt cát dốc về phía biển, ở đây

chủ yếu là dòng triều lên. Sự di chuyển trầm tích diễn ra ở dạng các sóng cát (cồn

cát) được di chuyển ngược lên theo mái dốc.

Các kênh triều lên (flood channels) là các phần kéo dài dưới nước triều của

các mái dốc triều lên.

Mái chắn triều xuống (the ebb shield) là phần rìa cao phía đất liền của châu

thổ thuỷ triều nó giúp việc chuyển hướng các dòng triều xuống quanh bãi cạn.

Doi đất triều xuống (The ebb spits) là khu vực đất cao được tạo thành bởi các

dòng triều xuống cùng với một vài tương tác với các dòng triều lên.

Các gờ nước tràn (Spillover libes) đó là một dạng địa hình dạng lưỡi, giống

như doi đất được tạo thành bởi các dòng triều xuống chảy tràn qua các vùng đất

thấp của mái chắn triều xuống.

(b) Mặc dù mô hình này buổi đầu được rút ra từ các nghiên cứu các môi

trường trung triều, các vùng pha trộn năng lượng, nó dường như cũng thích hợp

để áp dụng cho các lạch triều vi triều nơi sóng chi phối mạnh hơn

(Boothroyd,1985). Tuy nhiên, các bãi cạn triều lên rõ ràng là không được hình

thành ở các miền bờ vĩ triều (macrotidal shores).

(c) Phần cao ở trung tâm châu thổ triều lên thường kéo dài một chút về phía

cửa sông hay phía vịnh. Đây là phần cổ nhất của châu thổ và thường có cây cối

đầm lầy mọc. Đầm lầy kéo dài đến độ cao ngang với mức trung bình nước cường.

Đầm lầy có thể mở rộng phần lộ thiên bằng cách phát triển lấn vào miền bãi triều

phẳng kề cận. Phần cao nhất có đầm lầy bao phủ ở một bãi cạn triều lên, hoặc đôi

khi là toàn bộ bãi cạn, thường được xác định trên bản đồ hàng hải như một vùng

“đất cao trung bình” (middle ground).

f. Dòng tách trầm tích (sediment bypassing) và tính bền vững và di dòng

của lạch triều.

(1) Những hiểu biết chung

Các lạch triều di dòng dọc theo bờ - hoặc ở nguyên một vị trí – là do có sự

tương tác phức tạp giữa thấu kính thuỷ triều, năng lượng sóng và nguồn cung cấp

trầm tích. Hệ thống duyên hải được một số nhà nghiên cứu coi là một nguồn cung

cấp trầm tích chính ở bên ngoài, nó ảnh hưởng đến tính bền vững của lạch

triều(Oertel,1988). Không phải tất cả trầm tích được di chuyển đều bị giữ lại ở cửa

lạch triều, ở nhiều vị trí khác, một tỷ lệ lớn có thể được trôi tách ra do nhiều cơ

chế khác nhau gây nên. Dòng tách trầm tích ở lạch triều định nghĩa là “sự vận tải

cát từ phía trôi tịnh tiến (updrift side) của lạch triều đến bờ trôi dạt lùi (downdrift

shoreline) (Fitz Gerald, 1988), Bruun và Gerritsen (1959) mô tả 3 cơ chế di

chuyển cát qua lạch triều:

Sự vận tải do sóng dọc theo mép ngoài của châu thổ triều xuống (mỏm đầu

cuối).

Sự vận tải cát trong các kênh bởi các dòng thuỷ triều.

Sự di chuyển của các kênh thuỷ triều và doi cát.

Các ông nhấn mạnh rằng ở nhiều lạch triều sự tách dòng trầm tích diễn ra

nhờ vào tổ hợp các cơ chế này. Như một sự mở rộng của công trình nghiên cứu

trước đây, Fitz Gerald, Hubbard và Nummedal, 1978, đề xuất 3 mô hình để giải

thích sự tách dòng trầm tích ở lạch triều dọc theo các miền bờ pha trộn năng

lượng. Những mô hình này được thể hiện ở H.4.17 và mô tả dưới đây:

(2) Sự di dòng các lạch triều và chọc thủng các doi đất

(a) Mô hình đầu tiên mô tả xu hướng của nhiều lạch triều di dòng bằng trôi

dạt lùi và sau đó đột ngột đổi dòng bằng chọc thủng doi đất chắn. Sự di dòng xảy

ra do các trầm tích được các dòng dọc bờ cung cấp đã làm cho các doi chắảttôi dạt

tiến (updrift barrier) lớn lên (sự bồi đắp doi cát). Sự lớn lên này diễn ra ở dạng

các dải đồi gò hình cung và thấp và được gắn kết với một đầu của doi đất (spit) và

thường tạo thành các doi đất đầu tròn gọi là các “dùi trống”. Các đồi gò thường

tách biệt nhau bởi các bãi trũng ngập bùn của đầm lầy. Khi lạch triều trở nên hẹp

hơn, bờ đối diện (bờ trôi dạt lùi) bị gặm mòn vì các dòng thuỷ triều muốn duy trì

một cửa mở (an opening).

(b) Trong môi trường nơi vịnh khuất (back bar) phần lớn bị phủ bởi đầm lầy

hoặc nơi các doi chắn nằm gần đất liền, sự di dòng của lạch triều làm cho các kênh

dẫn triều dài ra. Dần về sau, dòng thuỷ triều giữa vịnh và đại dương trở nên ngày

càng yếu đi. Trong những bối cảnh này, nếu sóng bão chọc thủng một doi chắn

trôi dạt tiến thì kênh vừa mới được mở sẽ thẳng hơn và sự trao đổi thủy triều

mạnh mẽ hơn. Kênh mới ngắn hơn này dường như được duy trì ở trạng thái thông

dòng chảy trong khi kênh cũ, dài hơn dần dần chết. Điểm xuyên thủng phần lớn

xảy ra ở chỗ doi cát bị xói rửa hoặc ở nơi một vài bãi trũng giữa đồi vẫn còn thấp.

Kết quả cuối cùng của sự bồi đắp doi đất và xuyên thủng là sự vận chuyển một

lượng lớn trầm tích từ đầu này của lạch triều sang đầu kia.Thí dụ cho quá trình

này là sông Kiawah, SC, sông này di dòng từ năm 1661 đến 1978 và được Fitz

Gerald, Hubbard và Nummedal (1978) mô tả. Sau khi một doi đất bị xuyên thủng

và lạch triều cũ khép kín lại, kênh cũ thường biến thành hồ kéo dài song song bờ.

(c) Một vài ghi chú áp dụng đối với mô hình di dòng lạch triều: Thứ nhất,

không phải mọi lạch triều đều di dòng. Như đã đề cập trước đây, một vài lạch

triều ở bờ vi triều, là thuộc loại không bền, nó chỉ lưu thông được trong một thời

gian ngắn sau khi bão chọc thủng doi đất. Nếu thấu kính triều nhỏ, những lạch

triều này nhanh chóng bị chặn kín. Các lạch triều ngắn đời này ở dọc bờ biển

bang Texas được Prince và Parker (1979) mô tả. Thành phần trầm tích của hai bờ

kênh và cấu tạo địa chất ở dưới cũng là những yếu tố quan trọng. Nếu một lạch

triều nằm trên các trầm tích rắn chắc thì sự di dòng bị hạn chế (thí dụ: lạch triều

Hillsboro ở bờ Đại Tây Dương thuộc Florida nằm trên một mạch đá rắn chắc).

Họng của một lạch triều sâu có thể cắt vào trầm tích rắn chắc và do đó cũng hạn

chế sự di dòng.

(d) Thứ hai, một vài lạch triều di dòng kiểu dịch tiến (updrift migration) đối

nghịch với hướng trôi chủ đạo. Có ba cơ chế để giải thích sự di dòng kiểu dịch tiến

(Aubrey và Speer,1984):

Sự gắn đính một doi miền nước nông vào bờ trôi dạt lùi của một lạch triều.

Sự xuyên thủng một doi cát chuyển dịch tiến của một lạch triều.

Sự xói mòn cắt bờ ở bờ chuyển dịch tiến của một lạch triều được gây ra bởi các

kênh dẫn triều ở vịnh kín, mà các kênh này đi vào họng lạch triều dưới một góc

xiên.

(3) Sự chọc thủng châu thổ triều xuống

(a) Ở một vài lạch triều, vị trí của họng là ổn định, song kênh triều xuống

chính lại dịch chuyển lên châu thổ triều lui (H.4.17b). Mô hình này đôi khi thấy

ở các lạch triều tự nhiên ở trên nền đá cứng hoặc được gia cố bằng các đê chắn

sóng. Trầm tích được cung cấp bởi các tích tụ chuyển dịch dọc bờ ở phía dịch

chuyển tiến của châu thổ triều lui, điều này làm cho kênh triều xuống chính bị

lệch hướng. Kênh triều xuống tiếp tục bị lệch hướng cho đến khi, trong một số

trường hợp, nó chảy song song với bờ dịch chuyển lùi. Quá trình này thường gây

ra những xói lở bờ nghiêm trọng. Theo hướng này, kênh bị kém hiệu lực thuỷ lực

và dòng chảy dường như chuyển theo hướng trực tiếp ra biển vượt qua các kênh

tràn. Sự lệch dòng có thể diễn ra dần dần trong khoảng vài tháng hoặc có thể đột

ngột trong một trận bão lớn. Cuối cùng, phần lớn các dòng trao đổi triều đều chảy

qua các kênh mới và các kênh cũ bị bỏ và lấp đầy cát.

(b) Sự xuyên thủng châu thổ triều lui dẫn đến sự tách dòng với một lượng cát

lớn vì các doi miền nước nông mà trước đây là phần trôi dạt tiến của kênh thì đã

trở thành trôi dạt lùi sau khi lạch triều chiếm một trong số các kênh tràn. Dưới

ảnh hưởng của sóng, các doi ở bãi triều di chuyển về phía đất liền. Các doi này

lấp đầy các kênh chết và cuối cùng gắn liền vào bờ trôi dạt lùi.

(4) Các quá trình ở lạch triều vững bền

(a) Những lạch triều này có họng ở vị trí bền vững và có một kênh triều rút

chính không đổi dòng (H.4.17c). Sự tách dòng cát diễn ra bằng việc các tổ hợp doi

cát lớn tạo thành châu thổ triều rút được di chuyển về hướng đất liền và hàn gắn

với bờ dịch chuyển lùi (Fitz Gerald, 1988). Các tổ hợp doi cát cấu thành từ các doi

ở bãi triều chồng đè lên nhau và kết nối lại với nhau khi chúng di chuyển vào

bờ. Các doi ở bãi triều là các tích tụ cát do sóng tạo thành được hình thành trên

châu thổ triều xuống bằng cát mà trước đây đã được vận chuyển ra biển trong các

kênh triều xuống chính (H.4.15). Các doi cát miền bãi triều di vào đất liền vì các

dòng chảy hướng đất liền ở miền thềm bãi triều chiếm ưu thế. Các dòng hướng đất

có thể trội là do sóng phá vỡ mỏm đầu cuối (hoặc doi) đã hình thành dọc theo mép

phía biển của châu thổ triều rút. Lỗ do sóng phá thủng làm mạnh thêm các dòng

triều lên, còn các dòng triều xuống bị làm chậm lại.

(b) Khối lượng trầm tích tách dòng diễn ra quanh một lạch triều bền vững

phụ thuộc vào dạng hình học của bãi cạn triều xuống, góc tiếp sóng và sự khúc xạ

của sóng xung quanh bãi cạn. Có thể xác định ba con đường di chuyển trầm tích:

Một số (có thể là số lớn) tích tụ di chuyển dọc bờ ở phía dịch tiến của bãi cạn ở

dạng doi cát nhô ra khỏi bờ (H.4.17c). Khi một doi cát phôi thai phát triển lên nó

hợp nhất với các tổ hợp doi đang phát triển ở gần kênh triều xuống. Các dòng

triều lên vận tải một số cát từ các tổ hợp này vào các kênh triều xuống. Sau đó,

vào lúc triều xuống, các dòng lại đẩy cát này ra khỏi kênh lên “châu thổ” (ở cả hai

phía dịch tiến và dịch lùi), ở đây có dư thừa cát để cung cấp cho các doi mới miền

nước nông phát triển lên.

Phụ thuộc vào góc tiếp sóng, các dòng dọc bờ chảy quanh bãi cạn triều xuống

từ phía dịch tiến đến phía dịch lùi. Một số dòng trôi có khả năng vượt qua kênh

triều xuống, ở đây nó có thể hoặc tiếp tục di chuyển dọc bờ hoặc tích tụ lại ở phía

dịch lùi của bãi cạn triều xuống.

Sự khúc xạ sóng xung quanh một số bãi cạn triều xuống gây ra sự đảo chiều

của các dòng dọc bờ dọc theo bờ dịch lùi. Trong thời gian này, cho rằng có một số

ít trầm tích có thể vượt qua các bẫy ở bãi cạn triều xuống.

(5) Sự mở rộng các mô hình tách dòng trầm tích áp dụng cho các môi

trường khác

Các mô hình di dòng lạch triều mô tả trên đây lúc đầu dựa trên các bờ có

năng lượng từ trung bình đến cao. Tuy nhiên, những nghiên cứu dọc theo bờ biển

Panhandle ở Florida cho rằng các mô hình này có thể áp dụng cho các môi trường

có năng lượng thấp hơn nhiều so với các môi trường ban đầu các tác giả dự đoán.

Thí dụ, trong các năm từ 1870 đến 1990, hình vi của lạch triều East Pass, nằm ở

vịnh Panhandle, Florida, có năng lượng sóng yếu, chế độ triều nhỏ cũng tuân thủ

cả 3 mô hình ở các thời điểm khác nhau (H.4.18, Morang,1992b,1993). Việc

nghiên cứu lạch triều trên toàn thế giới sẽ rất có ý nghĩa để hoàn thiện những mô

hình này và đánh giá khả năng ứng dụng chúng cho các bờ khác nhau.

Hình 4-17: Ba cơ chế hoạt động của lạch triều và hướng dịch chuyển của các dòng trầm tích ở

đới bờ có năng lượng xáo trộn

g. Phản ứng của lạch triều trong việc xây dựng các đê chắn sóng và các

hoạt động xây dựng khác.

(1) Mở đầu

Tiêu biểu nhất là các đê chắn sóng được xây dựng ở một nơi để cố định một

lạch triều không di dòng nữa và bảo vệ đường hàng hải khỏi sóng đánh hoặc để

giảm bớt khối lượng nạo vét để duy trì độ sâu cần thiết. Tuy nhiên, các đê chắn

sóng có thể tác động rất lớn đối với sự tách dòng trầm tích và các quá trình khác

xung quanh cửa lạch triều. Có thể dự báo được một số trong số các tác động này

ngay từ khi thiết kế dự án. Đáng tiếc là sau đó lại hay phát sinh những vấn đề địa

chất không được tiên đoán trước để dẫn đến những vấn đề khác như tăng nhanh

sự bồi cạn hoặc sự biến đổi thấu kính thuỷ triều. Một vài nhóm các hoạt động của

con người gây tác động đến các lạch triều là:

Các đê chắn sóng làm ổn định các lạch triều và ngăn cản sự di dòng của

chúng.

Các đê chắn sóng có thể làm tắc nghẽn những di chuyển dọc bờ.

Các tường chắn hoặc bờ kè đá có thể thay đổi thiết diện ngang của một lạch

triều.

Sự nạo vét bùn có thể mở rộng thiết diện ngang của một họng

Việc xây dựng đê và lái dòng nước ngọt làm giảm lượng trầm tích đưa vào.

Các đoạn chân đê tràn (phần thấp của đê chắn sóng) có thể làm cho trầm tích

vượt qua và đi vào lạch triều, trong khi nó có thể được tích tụ lại ở bồn nước và

sau đó di chuyển đi.

Sự bồi đắp đất và xây dựng các công trình ở cửa sông và trên vịnh có thể làm

các thấu kính truỷ triều nhỏ lại.

(2) Văn liệu kỹ thuật

Có rất nhiều báo cáo viết về ảnh hưởng của các đê chắn sóng đến sự vận tải

trầm tích miền ven bờ. Những công trình sớm nhất được trích dẫn trong sách của

Barwis (1976). Các đập tràn và các công trình khác được đề cập trong tạp chí

“Hướng dẫn Bảo vệ bờ biển” (1984). Dean (1988) đề cập phản ứng của các lạch

triều đã cải biến ở Florida và còn nhiều công trình nghiên cứu khác được tổng

hợp trong sách của Aubrey và Weishar (1988). Thí dụ về các nghiên cứu được tiến

hành nhằm đánh giá ảnh hưởng của đê chắn sóng có:

Lạch triều ở thành phố Ocean và Nam Carolina (Chasten, 1992; Chasten và

Seabergh,1992).

Lạch triều Little River, Bắc và Nam Carolina (Douglas,1987)

Lạch triều St. Marys Entrance, Florida và Georgia (Kraus, Gorman và

Pope,1994)

Lạch East Pass, Florida (Morang,1992a)

Kênh ở cảng Mansfield, Texas (Kieslich, 1977).

(3) Phản ứng tổng quát của lạch triều .

(a) Mô hình về phản ứng của một châu thổ triều xuống đối với đê chắn sóng

được thể hiện ở H.4.19. Hình vẽ đầu tiên cho thấy lạch triều tự nhiên trong một

hoàn cảnh khi hướng di chuyển chủ đạo là từ phải sang trái. Hình thứ hai thể

hiện hình thái sau khi xây đê chắn sóng. Lúc này trầm tích tích tụ ở phía dịch

tiến của kênh vì đê chăn sóng phía dịch tiến (phải) tác động như một tường chắn.

Khi châu thổ triều rút mới phát triển, kênh triều cũ sẽ bị cát lấp đầy và các doi

cát miền nước cạn trên châu thổ triều xuống trước đây nay di chuyển vào bờ.

Theo thời gian, tác động của sóng làm xói lở châu thổ triều xuống trước đây, đặc

biệt là nếu nó không được đê chắn sóng bảo vệ.

Hình 4-18: Hoạt động xuyên thủng của lạch triều qua các doi cát và hướng di chuyển của

chúng (nguồn Morang, 1992)

(b) Hình thứ 3 cho thấy hệ thống này sau khi một châu thổ triều rút mới

được hình thành xung quanh đê chắn sóng. Nếu các đê này được xây cắt ngang

qua châu thổ cũ, thì nó chủ yếu tiến về phía biển. Nếu đê được xây ở một vị trí

khác, lúc đó châu thổ triều xuống đã bỏ bị xói mòn và biến mất, trong khi đó một

châu thổ mới được hình thành trên bờ. Ở một vài dự án, châu thổ bị bỏ biến mất

chỉ trong vòng ít năm, ngay cả khi ở các bờ có sóng yếu. Sự phát triển một châu

thổ mới dường như đòi hỏi thời gian dài hơn, trong khi sự hình thành ban đầu thì

rất nhanh, sự phát triển tiếp theo và lớn lên đòi hỏi phải vài chục năm. Lạch triều

ở cảng Charleston phải cần vài chục năm mới thích ứng với các đê chắn sóng được

xây dựng trong khoảng năm 1879 đến 1898 (Hansen và Knowles, 1988).

(4) Gián đoạn vận tải trầm tích ở các lạch triều được xây dựng.

(a) Ở nhiều nơi, các nhà thiết kế dự án phải bảo đảm rằng các công trình

không ngăn chặn sự dịch chuyển ở ven bờ, nếu không, sẽ xảy ra quá trình bào

mòn xê dịch lùi (downdrift erosion). Dean (1988) đã sử dụng cụm từ “cầu cát” để

mô tả doi cát ngoài khơi (mỏm đầu cuối – terminal lobe) cắt ngang cửa của phần

lớn cáclạch triều. Sự vận tải thực của cát dọc bờ biển diễn ra ngang qua cầu. Nếu

doi cát không đủ rộng và nông, trầm tích sẽ lắng đọng chừng nào một cầu cát

năng suất cao chưa được tái lập. Đáng tiếc là quan điểm này cho rằng sự duy trì

một kênh lâu bền đủ sâu để bảo đảm an toàn hàng hải lại thường là không hoà

hợp với sự vận tải trầm tích bởi các quá trình tự nhiên xung quanh lạch triều. Sự

tách dòng di chuyển cát bằng sử dụng bơm hoặc tầu hút có thể giảm nhẹ nhiều tác

động bất lợi của các đê chắn sóng và các dòng chảy hàng hải (EM 1110 – 2 –

1616).

(b) Dean (1988) cũng trình bày khái niệm “Hệ chia sẻ cát”, cho rằng các thân

cát có lạch triều, bãi cạn triều xuống và các đường bờ biển kề cận là có liên kết với

nhau và ở trạng thái cân bằng với các đường bờ cục bộ, bất kỳ một cát nào ở bãi

cạn bị mất đi làm nó hạ thấp xuống, đều gây ra một dòng chảy cát để phục hồi sự

cân bằng cục bộ đó. Một số trong số cát này có thể được lấy bằng xói mòn các bờ

biển kề cận. Dean (1988) kiến nghị một tiên đề liên quan hệ thống chia sẻ cát ở

bờ:

Nếu cát được lấy đi hay chặn lại từ một bộ phận của hệ chia sẻ cát thì hệ sẽ

phản ứng để khôi phục cân bằng bằng vận tải cát đến nơi thiếu hụt. Tác động xói

mòn ngược lại đối với phần còn lại của hệ gây ra bởi việc lấy đi và chặn lại kia là

tất nhiên, chỉ còn thời gian và mức độ thể hiện của nó thì còn có nghi vấn.

(c) Số lớn các hoạt động xây dựng ở các lạch triều đều ít nhiều ảnh hưởng đến

sự phân bố trầm tích. Những ảnh hưởng này được tóm tắt ở biểu 4.1 và đề cập chi

tiết hơn ở phần sau.

(d) Sự tàng trữ ở đê chắn sóng phía dịch tiến. Các đê cản cát ở phía dịch tiến

của lạch triều sẽ bẫy giữ cát chừng nào chưa đạt được công suất tích đọng. Nếu

không có một cơ chế nào được tính đến trong dự án để tách dòng trầm tích, chẳng

hạn như một đoạn đập tràn hoặc một trạm bơm tách dòng, thì đường bờ phía dịch

chuyển lùi sẽ bị xói mòn với cùng mức độ như sự tích đọng ở đê chắn sóng phía

dịch chuyển tiến. Điều này gây ra sự tái phân bố trầm tích mà không phải sự tổn

hao thuần.

(e) Sự phát triển của bãi cạn triều xuống. Khi một lạch triều đang tồn tại được

biến cải bằng xây dựng đê chắn sóng, châu thổ triều xuống thường chuyển dịch ra

xa hơn về phía biển tới vùng nước sâu hơn. Kết quả là châu thổ lớn lên về khối

lượng. Quá trình này không phải luôn luôn xảy ra, nó phụ thuộc thấu kính thuỷ

triều và chế độ sóng. Thí dụ: Hansen và Knowles (1988) kết luận rằng việc xây

dựng các đê chắn sóng đã hạn chế hình thái của châu thổ triều xuống tiêu biểu ở

các lạch triều Murrell và Little River ở Nam Carolina. Ngược lại, ở East Pass,

Florida, châu thổ triều rút tiếp tục lớn về phía biển vượt ra ngoài phạm vi các đê

(Morang, 1992a).

Biểu 4.1: Cơ chế tác động đến quỹ trầm tích của bờ biển tiếp giáp với cửa lạch triều đã được

cải biến (được xây dựng)

Cơ chế Cơ chế có gây thiếu hụt thực cho bờ

kề cận không? 1. Tàng trữ ở chân đê phía tịnh tiến Không 2. Sự phát triển bãi cạn triều xuống Có thể 3. Sự phát triển bãi cạn triều lên Có 4. Nạo hút trầm tích ở vùng nước sâu Nhất định 5. Các đê chắn sóng để lọt trầm tích Có thể góp trầm tích cho bờ kề cận 6. “Bóng” của đê chắn sóng Không 7. Kiểm soát hình học Không

(f) Sự phát triển của bãi cạn triều lên. Các bãi cạn triều lên có thể chứa một

lượng lớn cát được vận tải đến từ các bờ kề cận. Trong phần lớn trường hợp số cát

này bị lấy đi từ bề mặt bờ vì có ít cơ chế tự nhiên có thể khuấy động mạnh bãi cạn

và mang cát trở lại biển. Những trận mưa bão lớn có thể dâng cao mức nước ở

vịnh khuất và mạnh đáng kể dòng triều xuống. Song, ngay cả trong các điều kiện

này, số lớn các bãi cạn triều lên xuất hiện khi lạch triều được gia cố cứng chắc làm

cho thấu kính thuỷ triều to hơn. Nếu các đê ngăn chặn cát đi vào, hệ thống này có

thể trở nên thiếu cát và dần dần về sau số lớn các bãi cạn triều lên sẽ bị bào trụi

bởi các dòng triều xuống.

Hình 4-19: Mô hình phản ứng của các bãi bồi delta khi triều xuống với việc xây dựng đê chắn

sóng. Kết quả của qúa trình này là sự hình thành của một bãi bồi delta mới gắn với cửa đê và

có hướng lấn ra biển với độ sau lớn hơn bãi bồi cũ (chỉnh lý của Hansen và Knowles, 1988)

(g) Nạo hút trầm tích ở vùng nước sâu. Cho đến gần đây, số lớn cát chất

lượng cao được hút từ các kênh hàng hải và tích tụ ở vùng nước sâu, nơi chúng

được mang đến từ đới ven bờ. Đây là một thực tế không may mắn vì cát bờ biển là

một nguồn nguyên liệu khoáng rất có giá trị và khan hiếm. Ngày nay nhiều quốc

gia yêu cầu cát được hút lên mà không bị ô nhiễm, đạt tiêu chuẩn cát bờ biển, thì

phải được dùng để phủ lại các bờ biển.

(h) Các đê chắn sóng lọt cát. Các đê có độ thẩm thấu cao cho phép cát đi qua

bằng các dòng dọc bờ có thể đi vào kênh. Dean (1988) phát biểu rằng điều này có

thể làm cho các bờ cả phía dịch tiến lẫn phía dịch lùi bị xói mòn mạnh hơn. Trong

khi đó các đê không thấm cát thì chỉ phân bố lại mà không thực sự làm mất cát.

Tuy nhiên, nếu vật liệu đi qua các đê thấm cát được hút và đổ lại vào các bãi biển

kề cận thì tác động xói mòn được hạn chế. Quan niệm này cũng tương tự như

quan niệm về các đập tràn, chúng cho phép cát đi qua để đổ vào bồn trầm tích,

mà từ đó chúng có thể được nạo hút ra định kỳ.

(i) Bóng của đê chắn sóng. Các trầm tích được vận tải quanh lạch triều (cả tự

nhiên và đượcgia cố) có thể không đi đến bờ được chừng nào chưa vượt qua được

một khoảng cách dịch lùi từ lạch triều. Điều này dẫn đến sự hình thành một đới

bóng (shadow zone), nơi có thể bị thiếu hụt trầm tích.

(j) Sự kiểm soát hình học. Ở đây muốn nói đến sự khúc xạ sóng quanh châu

thổ triều xuống có thể gây biến đổi cục bộ cho mô hình khu vực chuyển dịch dọc

bờ. Kết quả phổ biến là ở một đoạn chuyển dịch lùi nào đó của châu thổ, sự

chuyển dịch thực lại ngược lại, và của nó trôi về phía châu thổ, trong khi ở miền

xa châu thổ, sự dịch chuyển lại (the drift moves …) theo hướng ngược lại. Đới

tách dòng có thể bị xói mòn.

h. Tóm tắt

Phần này đã đề cập một vài trong số các quá trình tự nhiên liên quan dòng

chảy của nước qua các lạch triều. Chủ đề phức tạp này đã là đối tượng của nhiều

văn liệu kỹ thuật, trong số đó ở đây chỉ có điều kiện trích dẫn một số ít mà thôi.

Sau đây là một số trong số nhiều quá trình tương tác có tác động đến mô hình

trầm tích ở trong và gần các lạch triều :

Biên độ thuỷ triều

Thấu kính thuỷ triều – tác động đến khối lượng nước chảy qua lạch triều.

Năng lượng sóng - lực căng hướng tâm thúc đẩy chuyển dịch dọc bờ.

Sự trôi dạt dọc bờ (longshore drift) – cung cấp trầm tích cho vùng kề cận lạch

triều.

Sự đóng góp của sông: tác động đến sự phân tầng và cung cấp vật liệu trầm

tích

Sự can thiệp của con người – các đê ở sông làm giảm lượng trầm tích và các

tác động của sông, các đê chắn sóng làm gián đoạn sự trôi dạt dọc bờ.

Khí tượng – tác động đến mức nước ở ngoài khơi.

Những nghiên cứu mới đây ở các lạch triều trên khắp thế giới đã nâng cao

kiến thức của chúng ta về các chi tiết địa hình động lực học của đường bờ, song nó

còn làm cho ta thấy rõ hơn là còn nhiều vấn đề liên quan đến thực tiễn xây dựng

và quản lí cần phải hiểu biết hơn nữa.

4.5. Động lực học hình thái và các quá trình trên bờ mặt bờ của các bờ có

trầm tích mảnh vụn.

a. Tổng quan

(1) Giới thiệu

Phần này đề cập môn Động lực học hình thái – mối tương tác của các quá

trình tự nhiên và phản ứng hình học - của bãi biển có trầm tích mảnh vụn. Chủ đề

này đề cập các chi tiết địa hình lớn hơn 1m (nghĩa là các chỏm và các doi đất) với

quy mô thời gian tính bằng phút và tháng. Không bao gồm các chi tiết về tương

tác giữa hạt với hạt, sự bắt đầu một chuyển động của trầm tích và các quá trình

tần số cao. Nguyên lí chỉ đạo phần này là hình dáng tổng thể của bờ và địa mạo bờ

phần lớn là kết quả của các sóng giao động (trọng lực), mặc dù biên độ triều, sự

cung cấp trầm tích và cấu tạo địa chất nói chung cũng áp đặt những ảnh hưởng

của mình. Chúng tôi giới thiệu những mối quan hệ và công thức cơ bản, song

phần lời thì chủ yếu là mô tả.Giới thiệu về sóng đã được đề cập ở chương 2, mục 2

– 5b; chương 5, mục 5.5 cho biết các chi tiết về cách sử dụng các tư liệu về sóng.

(2) Văn liệu

Các bãi biển và sự di chuyển trầm ích dọc theo bờ là đối tượng quan tâm phổ

biến của khoa học trong cả thế kỷ. Một số ít trong số các sách giáo khoa đề cập

những chủ đề trên là Carter (1988), Davis (1985), Davis và Ethington (1976),

Greenwood và Davis (1984), Komar (1986), và Zenkovich (1967). Cơ học các sóng

có biên độ nhỏ (Airy) và các sóng bậc cao được đề cập trong EM 1110-2-1502; vấn

đề được đề cập chi tiết hơn trong Kingman, 1962, Horikawa (1988) và Le

Mihauté (1976). Luận giải và ứng dụng các dữ liệu về sóng và mức nước được đề

cập trong EM 1110-2-1414.

(3) Ý nghĩa của các bờ trầm tích vụn.

Vấn đề quan trọng là xem xét và hiểu được các bờ biển cấu thành từ vật liệu

mảnh vụn phản ứng như thế nào với những biến đổi về chế độ sóng, sự cung cấp

vật liệu trầm tích và các hoạt động xây dựng để phục vụ những mục đích kinh tế

và quản lí.

Bãi biển là những khu vực giải trí phổ thông.

Bãi biển là đới đệm quan trọng bảo vệ đất liền và các đồng bằng ven biển khỏi

sự tấn công của sóng.

Nhiều người trên khắp thế giới sống trên hoặc gần bờ biển.

Nhiều cố gắng xây dựng và chi phí được dành cho việc lập kế hoạch và tiến

hành các nghiên cứu về bồi đắp trầm tích trở lại.

Sự cung cấp trầm tích và, do đó, tính bền vững của bờ biển, nhiều khi chịu

những tác hại gây ra bởi các công trình xây dựng các công trình hàng hải.

Cát là một nguồn nguyên liệu khoáng rất có giá trị có ở nhiều bờ biển nước

Mỹ.

(4) Địa chất môi trường bờ biển

Trên khắp thế giới bờ biển rất khác nhau về độ dốc, thành phần trầm tích và

hình thái. Những bờ biển biến động nhiều nhất có thể là những bờ biển cấu thành

từ vật liệu mảnh vụn chưa cố kết vì chúng luôn thay đổi hình dáng và trạng thái

của chúng. Bờ biển trầm tích mảnh vụn là một môi trường địa chất liê n tục (a

geologic continuum) bắt đầu từ vật liệu đã được cố kết rắn chắc (đá cứng) đến vật

liệu mảnh vụn bở rời và vật liệu kết dính (H.4.20). Sóng là cơ chế mạnh nhất tạo

ra hình thái và di chuyển trầm tích, song cấu tạo địa chất mới là yếu tố áp đặt

những điều kiện tổng thể bằng vào khống chế nguồn cung cấp trầm tích và nham

thạch nằm lót dưới hoặc thành phần trầm tích. Thí dụ : sóng không có mấy tác

động đến các mũi đá, sự sói mòn diễn ra năm này qua năm khác, song thời gian

phản ứng lại rất lâu dài tới mức mà các bờ đá cũng có thể được xem là đối tượng

chịu tác động của các yếu tố địa chất. Ở đầu kia của môi trường liên tục này là các

bờ có trầm tích kết dính, chúng phản ứng rất khác nhau dưới tác động của sóng

vì bản chất hoá học - điện tử của các trầm tích.

b. Bên độ triều và hình thái tổng thể của bãi biển

Số lớn các nghiên cứu về hình thái bãi biển và các quá trình trên bãi biển

thường tập trung vào các môi trường vi triều (<1m) và triều thấp – trung (1-2m)

(micro-, low-mesotidal). Ngày nay, những thông tin liên quan các quá trình tạo

hình dáng cho các bãi biển có chế độ sóng cao – trung (high-mesotidal) và vĩ

triều (macrotidal) (biên độ triều >2m) vẫn chưa biết đến. Dựa vào tổng hợp văn

liệu đã có, Short (1991) kết luận rằng các bãi biển do sóng chế ngự nơi mà biên độ

sóng lớn hơn khoảng 2m có hành vi khác so với các bãi biển tương tự ở chế độ

sóng thấp hơn. Short nhấn mạnh rằng các bờ biển có sóng cao bị cày xới lên bởi

sóng và các tương tác với trầm tích. Sự khác nhau là ở tác động tăng lên của biên

độ thuỷ triều đối với động lực học của sóng, động lực học hình htái của bề mặt bờ

và tính di động của đường bờ. Short đề xuất một phân loại các kiểu bãi biển

(H.4.21). Mô tả về các dạng hình thái bề mặt biển như sau: phần 4.5c – mô tả các

bờ biển có biên độ sóng lớn hơn chừng 2m. Các bờ biển có biên độ triều thấp được

mô tả bằng mô hình do Wright và Short (1984) đề xuất được trình bày ở phần

4.5d.

c. Động lực học hình thái của các bờ biển có chế độ triều cao (>2m)

(1) Tổng quan

Dựa trên tổng hợp các nghiên cứu trước đây về các bãi biển triều cao Short

(1991) đã tóm tắt một vài điểm về hình thái học của chúng như sau:

Chúng phân bố rộng rãi trên khắp địa cầu, có mặt ở môi trường biển và cả ở

môi trường bãi triều lộ nhô (swell environment)

Sóng đến chế ngự ở đới gian triều (intertidal zone).

Có thể có các sóng đứng tần số thấp (hạ trọng lực) (infragravity) và chúng có

thể là tác nhân tạo thành các doi cát.

Các đới gian triều có thể chia nhỏ thành một đới triều cao do sóng chế ngự có

trầm tích thô hơn, dốc hơn, một đới trung gian có trầm tích hạt mịn hơn và độ

dốc giảm đi, và một đới triều thấp, ít dốc. Đới cao nhất với sóng xô là chủ yếu, còn

hai đới thấp hơn chủ yếu là sóng bãi cạn (shoaling wave).

Sự tuần hoàn kiểu khe buồng (cellular rip circulation) và địa hình nhịp

nhàng mà rất đặc trưng cho các bờ vi triều vẫn chưa phát hiện thấy ở các bờ có

biên độ triều lớn hơn 3m.

(2) Nhóm các bờ vĩ triều

Bằng sử dụng các văn liệu đã công bố và kết quả khảo sát thực địa ở

Australia, Short (1991) đã phân chia các bờ vĩ triều thành ba nhóm dựa trên độ

dốc, địa hình và năng lượng tương quan biển-bãi triều lô nhô (relative sea-swell

energy):

(a) Nhóm I. Sườn đồng điệu, phẳng, có sóng to. Các bãi biển chịu sóng cao dai

dẳng (Hb > 0,5m) có dạng bề mặt đơn điệu, phẳng và nhẵn (H.4.21). Mặt bờ biển

dốc, giao động trong khoảng 1-3 độ và có bề mặt nhẵn, không gợn sóng, không có

bed forms, or bars. Phần trên của bờ triều cao thường tương đối dốc, mấp mô và

chứa trầm tích hạt thô nhất trong hệ này. Phần cao của đới foreshore triều cao ở

cả hai loại bờ cát và sỏi chịu đựng sóng cao nhất. Những đợt sóng cồn dâng lên

nhào xuống tạo ra các dòng bào mòn bất đối xứng và tác động này tạo ra kiểu bờ

có trầm tích hạt thô và độ dốc lớn. Xa hơn về phía biển tác động bồi lấp của sóng

trở nên quan trọng hơn tác động phá huỷ vì sóng bị tắt dần ở dải triều thấp (do

nước nông hơn và ma sát lớn hơn). Các dòng triều cũng tăng thế mạnh về phía

biển. Wright (1981) phát hiện rằng các dòng thuỷ triều không tạo ra các bed

forms dễ nhận biết ở đới triều thấp nhưng lại là yếu tố quan trọng trong vận tải

trầm tích dọc bờ.

Hình 4-20: Các yếu tố chi phối hình thái động lực của các kiểu bờ khác nhau. Hình thái động

lực của bờ kiểu trầm tích vụn được thể hiện ở hình 4-21 và được mô tả chi tiết trong phần lời

(b) Nhóm 2 – Sóng trung, ôn hoà, có doi phức (multi-bar). Những bãi biển vĩ

triều (macrotidal), doi cát phức được hình thành trong các môi trường hạn chế

…[…gì? –fetch-limited envir. ] có biên độ sóng cao và nhiều cát mịn (King,1972).

Đặc điểm chung của những bãi biển kiểu này là tính tương đối đồng điệu với độ

dốc của đới gian triều (intertidal gradiant) 0,5 – 0,6 độ và sự xuất hiện các doi cát

phức (từ 2 đến 5 hệ) giữa mực nước biển trung bình và mức trung bình nước thấp

(Short, 1991). Doi cát thường cao dưới 1m, phân bố cách nhau từ 50 – 150m với

bước giãn cách lớn dần ra ngoài khơi. Những quan sát thực địa cho thấy các doi

cát được hình thành do cơ chế sóng, đặc biệt trong điều kiện sóng thấp, sau bão.

Các doi này dường như được hình thành tại chỗ hơn là do di chuyển đến đây.

Những bãi biển có doi cát phức này tạo ra những điều kiện tiêu tán đối với phần

lớn các chế độ sóng, - những chế độ dễ dẫn đến sự phát triển các sóng đứng hạ

trọng lực (infragravity standing waves). Điều này có thể giải thích độ giãn cách

của các doi, tuy nhiên giả thuyết này chưa được kiểm nghiệm bằng nhiều số đo ở

thực địa (Short, 1991).

(c) Nhóm 3 – Bãi biển sóng thấp và bãi triều phẳng (tidal flat). Khi năng

lượng sóng giảm, các bờ biển vĩ triều rốt cuộc biến thành các bãi triều phẳng thuỷ

triều chế ngự. Giữa hai chế độ này có một giai đoạn chuyển tiếp với những đặc

điểm của cả hai dạng hình thái. Những hệ thống bãi biển – bãi triều phẳng

thường được đặc trưng bởi bờ dốc, hạt thô do sóng phản chiếu mang đến (thường

không có các chỏm nhô) và biến đổi đột ngột ở độ sâu dưới mực nước biển trung

bình chút ít thành bãi triều phẳng, rất thoải (0,1o) và chứa trầm tích hạt mịn. Bãi

triều phẳng có thể là đồng điệu hoặc có thể có các doi cát phức, thấp. Những bờ

dạng bãi biển – bãi triều phẳng thường gặp ở các môi trường năng lượng thấp tức

là hiếm khi phải chịu tác động của sóng, song năng lượng phải đủ để tạo ra sự

phân đới hình thái.

`

Hình 4-21: Hệ thống các bãi biển lớn nhỏ và bãi triều (chỉnh lý của Short, 1991)

(3) Những biến thiên theo không gian và thời gian

Những bãi biển trên bờ biển vĩ triều biến đổi về hình thái mỗi khi có biến đổi

các thông số môi trường quan trọng. Short(1991) trích dẫn một hệ trong đó bề

mặt bờ (shore face) biến đổi từ dạng bãi biển (beach) năng lượng cao, đồng điệu,

dốc (nhóm 1) thành bãi triều phẳng (nhóm 3) trong phạm vi 2km; ông cho rằng

những biến đổi về hình thái là do có sự biến đổi về năng lượng sóng: khi năng

lượng biến đổi dọc theo bờ, những ngưỡng quan trọng được vượt qua và nó dẫn tới

các tỷ số khác nhau giữa sóng và triều. Ngoài ra còn có thể có những biến đổi

theo thời gian trong một tuần trăng. Khi biên độ triều biến đổi trong một tháng,

những biến đổi chuyển tiếp, kiểu như một nhóm hình thái này hoà nhập vào một

hình thái khác, cũng có thể di chuyển theo chu kỳ dọc theo bờ. Cần phải có thêm

nhiều nghiên cứu thực địa để thu thập thông tin về hiện tượng này.

(4) Tóm tắt

Ở một bãi biển không có thủy triều hình thái được xác định bởi sóng và đặc

điểm trầm tích. Ở bãi biển vi triều, các sóng còn tiếp tục chi phối động lực học

hình thái, song triều cũng đã gây những ảnh hưởng lớn hơn. Khi biên độ triều

tăng lên trên 2-3m, hình dáng của bãi là kết quả tác động của sóng kết hợp với

triều. Ở những bờ biển có triều cao hơn, khi độ sâu của nước biến đổi nhanh trong

ngày, đường bờ và đới sóng xô di chuyển nằm ngang trên foreshore và các dòng

triều vận tải một lượng lớn trầm tích.

d. Động lực học hình thái của các bờ biển vi triều và triều thấp – trung

(1) Tính biến thiên động lực học hình thái của các bờ biển vi triều và các

đới sóng vỗ (surf zone)

Dựa vào những thí nghiệm tại thực địa ở Australia, Wright và Short (1984)

đã trình bày một mô hình về hình thái học bề mặt bờ biển như một hàm của các

thông số của sóng và kích thước hạt trầm tích. Mô hình này là một bộ phận của

H.4.21, nó thể hiện một đới có biên độ triều giao động trong khoảng 0-2m và Hb

(độ cao sóng xô-breaker height) lớn hơn 0,5m.

(a) Wright và Short (1984) xác định rằng trạng thái động lực học hình thái

của một bãi biển cát có thể được phân loại trên cơ sở tổ hợp các dạng địa hình

trầm tích và đặc điểm thuỷ động lực học. Hai ông đã xác định 2 thành viên đầu

nút của môi trường liên tục động lực học hình thái như sau:

Hoàn toàn tiêu tán (fully dissipative)

Phản xạ cao.

Giữa hai cực này có 4 trạng thái trung gian, mỗi một trong số đó đều có các

yếu tố tiêu tán và phản xạ (H.4.22)

(b) Những khác biệt rõ ràng giữa các trạng thái của bờ biển là về mặt hình

thái học, song dấu ấn của mỗi quá trình riêng biệt, thể hịên ở tốc độ tương quan

của các kiểu vận động chất lỏng, được thể hiện bằng các đặc trưng hình thái học.

Như Wright và Short (1984) đã phát biểu:

Mặc dù các sóng do gió gây ra là nguồn chính tạo năng lượng tác động sự

biến đổi bãi biển, song những quá trình phức tạp diễn ra ở đới sóng nhào tự nhiên

cùng với các tổ hợp tiêu tán và phản xạ khác nhau, có thể biến đổi năng lượng

sóng đến thành các kiểu vận động khác nhau của nước, một số trong đó có thể trở

nên mạnh hơn cả chính các làn sóng đó.

Wright và Short đã tổ hợp các dòng nước chảy này thành 4 loại (bảng 4.2):

Các dòng chảy dao động.

Các dòng chảy dao động và bán dao động.

Luân chuyển thực.

Các dòng chảy không do sóng tạo ra.

Trên cơ sở các quan sát và khảo sát bờ biển nhiều lần Wright và Short (1984)

đi đến kết luận rằng trạng thái của bãi biển rõ ràng là hàm số của chiều cao và

chu kỳ của sóng xô và kích thước hạt trầm tích. Về sau bờ biển này có xu hướng

trở thành có trạng thái phương thức (modal state) hoặc phổ biến hơn là trạng thái

tái diễn (recurrent state) phụ thuộc vào các điều kiện môi trường. Những biến đổi

về vị trí và biên dạng của đường bờ có liên quan với những biên đổi trạng thái bờ

theo thời gian xung quanh trạng thái phương thức. Wright và Short nhận thấy

rằng thông số phi thứ nguyên Ω có thể sử dụng được để mô tả trạng thái mẫu của

bờ biển:

Tw

H

s

b (4.3)

Khi bH - chiều cao của sóng xô

sw - tốc độ rơi của trầm tích

T - chu kỳ sóng.

Giá trị Ω xấp xỉ 1 xác định ngưỡng giữa sóng phản xạ và sóng trung gian; đối

với các bờ biển trung gian 1 < Ω <6; Ω ~ 6 đánh dấu ngưỡng giữa môi trường

trung gian và môi trường tiêu tán (H.4.22).

(d) Các bãi biển phải có thời gian để điều chỉnh trạng thái của chúng và khi Ω

vượt qua ngưỡng chưa có nghĩa là sẽ xảy ra ngay tức khắc sự chuyển đôỉ từ trong

trạng thái phản xạ sang trung gian hoặc từ trung gian sang tiêu tán. Ở bờ biển

Thái Bình Dương của Australia và Hoa Kỳ bão có thể gây chuyển dịch trạng thái

bố trí phản xạ hoặc trung gian sang tiêu tán trong ít ngày vì năng lượng ở đây

cao. Để quay về môi trường phản xạ trong điều kiện năng lượng sóng thấp cần

phải có vài tuần hoặc nhiều tháng hoặc lâu hơn (Trình tự phục hồi bờ biển được

minh hoạ qua các bước a đến f ở H.4.22). Trong môi trường khi sự biến động áp

đảo về năng lượng sóng xảy ra theo chu kỳ năm một (có nghĩa là sóng bão cao về

mùa đông và sóng lừng thấp vào mùa hè) có thể mong đợi một dãy đầy đủ các

biên dạng (profile) từ tiêu tan vào mùa đông đến phản xạ vào mùa hè.

(e) Wright và Short (1984) kết luận rằng, nói chung, những biến đổi lớn theo

thời gian của Ω thường đi kèm với những biến đổi lớn về trạng thái. Tuy nhiên,

khi xảy ra biến đổi Ω trong phạm vi Ω < 1 hay Ω > 6 thì không xảy ra một biến

đổi tương ứng nào về trạng thái. Những bờ biển trung gian khi Ω nằm giữa 1 và

6, là loại năng động nhất cả về mặt không gian lẫn thời gian. Chúng có thể trải

qua những biến đổi nhanh chóng như trạng thái thăng giáng cao của sóng để gây

ra những đảo chiều dòng vận tải trầm tích giữa vào bờ/ ra biển và dọc bờ.

Hình 4-22: Mặt phẳng và mặt cắt ngang biểu diễn 6 giai đoạn thành tạo bãi biển (chỉnh lý của

Wright và Short, 1984). Kích thước tỉ lệ dựa theo tiêu chuẩn các bãi biển của Autralia, nhưng

cấu trúc hình dạng có thể đại diện cho nhiều đường bờ khác nhau

(f) Thông số Ω phụ thuộc chủ yếu vào tốc độ trầm tích rơi. Vẫn còn chưa rõ

phương trình trên áp dụng như thế nào đối với các bề mặt bờ biển nơi độ hạt của

trầm tích biến thiên rộng hơn, nơi có sự phân bố hai phương thức rõ rệt (distinct

bimodal distribution). Thí dụ: nhiều bờ Great Lake chứa các vật liệu có kích

thước từ bùn và sét đến cuội đường kính vài cm. Khi mưa bão không chỉ có biến

đổi về chiều cao và chu kỳ sóng mà có cả sự xói rửa nhiều hơn các trầm tích hạt

mịn từ bề mặt bờ hồ; Do đó, số hạng ws hữu hiệu có thể biến đổi lớn trong vòng ít

giờ. Cần có những nghiên cứu tiếp theo để hiểu các bờ của Great Lake biến đổi

như thế nào theo phương thức và thời gian.

Bảng 4-2: Các kiểu vận động của nước gây tác động đến các bờ biển phủ trầm tích mảnh vụn.

(Dựa theo Wright và Short (1984) Kiểu vận động Ghi chú Tần số của dòng Thí dụ

Dao động Tương ứng trực tiếp với sóng đến

Dải tần số của sóng đến ở miền nước sâu

Các dao động khuấy động trầm tích

Dao động hoặc bán dao động

Các sóng đứng và sóng biên hướng thẳng góc với bờ

Dải tần số rộng Các sóng rìa bị bẫy, các sóng đứng kiểu “rò rỉ”

Luân chuyển thực Được sinh ra do sự tiêu tán năng lượng sóng

Vài phút đến vài ngày Các dòng dọc bờ, các dòng chảy khe máng,các dòng chảy khe tiếp nguồn.

Các dòng không do sóng tạo ra

Được sinh ra do thuỷ triều và gió cuốn

Phút đến giờ (?) Các dòng thuỷ triều.

(2) Giai đoạn tiêu tán cao (H.4.22a)

Đầu mút tiêu tán của môi trường liên tục là tương tự như “bão” hoặc biên

dạng “bờ mùa đông” được Bascom (1964) mô tả cho các bờ biến đổi theo mùa. Nét

đặc trưng của những bờ này là sự tàn phá của sóng bằng vào chảy tràn và tiêu tán

dần khi vượt qua đới sóng nhào (surf zone) rộng lớn, cuối cùng trở nên rất yếu ở

phần cao của vùng foreshore (H.4.23) (Wright và Short, 1984). Đới sóng nhào

tiêu tán là rộng và nông và có thể có hai hoặc ba hệ thống doi cát mà các sóng xô

chảy tràn qua. Sự biến thiên dọc bờ là nhỏ nhất.

(3) Giai đoạn phản xạ cao (H.4.22f)

Ở bờ chỉ hoàn toàn có sóng phản xạ, các sóng xô va đập trực tiếp vào bờ mà

không cần đánh vào các doi cát ngoài khơi (H.4.24 và 4.25). Khi các sóng xô triệt

tiêu, sóng dồn lên miền trung triều (foreshore) dốc. Ở phía đáy của bờ mà thường

có dạng kéo dài, dốc, là một bậc nổi lên rất rõ cấu thành từ vật liệu thô hơn. Xa

hơn về phía biển từ bậc này, độ dốc của đáy giảm đi đáng kể. Những chỏm nhấp

nhô nhịp nhàng ở bờ thường thấy có trong đới cạn (swash zone). Giai đoạn phản

xạ cao là tương tự với “biên dạng bờ mùa hè” bồi đắp đầy đủ.

(4) Thông số phân cấp sóng nhào

Xét về động lực học hình thái, hai thành viên đầu mút của mô hình trạng

thái bờ có thể được phân biệt bằng thông số phân cấp sóng nhào (Surf-scaling

parameter) (Guza và Inman, 1975)

2

2

tang

ab (4.4)

Khi ab – biên độ của sóng xô.

ω – năng lượng radian của sóng đến (2π/T khi T = chu kỳ)

g - gia tốc trọng lực.

β - độ dốc của bờ và đới sóng nhào.

Sóng phản xạ mạnh xuất hiện khi ε ≤ 2,0 – 2,5; tình huống này xác định cực

trị của sóng phản xạ. Khi ε > 2,5 sóng bắt đầu chúc đầu và tiêu tán năng lượng.

Cuối cùng, khi ε > 20, xảy ra các sóng xô tràn, đới sóng nhào mở rộng và sự tiêu

tán năng lượng sóng kiểu chảy rối tăng lên cùng với giá trị ε tăng.

(5) Các giai đoạn bờ trung gian

Các giai đoạn này có những đặc điểm hình thái phức tạp và mang dấu ấn của

quá trình.

(a) Trạng thái doi – máng dọc bờ (H.4.22b). Dạng bờ kiểu này có thể hình

thành từ biên dạng miền sóng tiêu tán trong thời kỳ bồi đắp thêm. Địa hình doi –

máng cao hơn và bề mặt bờ dốc hơn nhiều so với biên dạng miền sóng tiêu tán. Sự

tàn phá ban đầu của sóng xảy ra ở doi cát. Tuy nhiên, trái với các bờ có sóng tiêu

tán, các sóng bị tan (broken wave) không tiếp tục lụi tàn sau khi đi qua mặt trong

(gần bờ) dốc của doi cát, mà lại mạnh lên trong máng sâu. Các sóng thoải hơn dồn

lên miền triều trung; các sóng dốc hơn suy tàn hoặc chìm lặn xuống chân của

foreshore, và được kế tiếp bởi một đợt sóng dồn mạnh mẽ đánh vào miền bờ lộ

thiên (Wright và Short, 1984). Runup tương đối cao hơn và các chỏm nhô (cusp)

thường xuất hiện ở bãi triều (swash zone).

(b) Bờ và doi nhịp nhàng (H.4.22c). Các đặc trưng là tương tự như đối với

trạng thái doi – máng dọc bờ (mô tả bên trên). Đặc điểm phân biệt của trạng thái

bờ và doi nhịp nhàng là doi hình trăng khuyết và bờ lộ thiên có dạng gợn sóng

dọc bờ rất đều đặn (H.4.26). Thường có các dòng chảy yếu theo khe (rip current)

cắt qua các phần hẹp của doi cát. Wright và Short (1984) phát biểu rằng sóng tới

chế ngự sự lưu thông trên khắp đới sóng nhào, song các dao động á hài và hạ

trọng lực ( (subharmonic & infragravity oscillations)) trở nên quan trọng ở một

số vùng.

(c) Trạng thái doi ngang và khe (H.4.22d). Kiểu hình thái này thường phát

triển theo từng lớp được bồi đắp vào khi các cánh của các doi cát lưỡi liềm hàn gắn

với bờ. Điều này dẫn đến sự thành tạo các doi ngang (đôi khi còn gọi là đại chỏm

(mega-cusp) nằm xen kẽ với các vũng sâu hơn do sóng phản xạ tạo thành. Quá

trình động học chi phối trạng thái này là dòng lưu thông cực mạnh trong khe (rip

circulation) kết hợp với các dòng chảy ra biển tập trung ở cácvịnh kín.

(d) Trạng thái dải gò và rãnh/thềm triều thấp. (H.4.22e và H.3.21). Trạng

thái này của bãi được đặc trưng bởi sự tích tụ cát dàn trải phẳng ở mức triều thấp

hoặc ngay dưới đó, được tựa vào miền foreshore dốc hơn. Trạng thái này của bãi

có tính tiêu tán đặc trưng ở chế độ triều thấp và tính phản xạ đặc trưng ở chế độ

triều cao.

Hình 4-22: tiếp theo

Hình 4-23: Ví dụ về một bãi biển có khả năng làm tiêu hao năng lượng sóng,

vùng nam California, gần SanDiego

Hình 4-24: Ví dụ về một bãi cát có sóng phẩn xạ, Newport Beach, CA, 4/1993

Hình 4-25: Các bãi cuội sỏi có sóng phản xạ ở Aldeburgh, Sufolk (dối diện biển Bắc), 8/1983.

Trên hình vẽ có thể quan sát thấy bậc thềm dốc không có cát

Hình 4-26: Các đụn sỏi ở St. Joseph, MI, 11/1993. Đây là ví dụ về sự biến thiên của các dạng địa

hình bar và bãi biển ở vùng bờ biển nước mới không có thủy triều nhưng có thủy triều giả

không đều

e.Các quá trình khống chế sự di chuyển trầm tích trên bề mặt bờ.

(1) Mặc dù đã có nhiều nghiên cứu trong suốt một thế kỷ qua, sự hiểu biết của

chúng ta về sự di chuyển cát trên bề mặt bờ bồn nước còn rất nghèo nàn. Cát được

vận tải đi bằng một tổ hợp các quá trình (Pilkey,1993; Wright et al,1991) gồm:

Tương tác theo quỹ đạo của sóng với trầm tích ở đáy và với các dòng dọc bờ

do sóng kích thích.

Các dòng chảy dọc bờ do gió kích thích.

Các dòng chảy đục.

Các dòng chảy theo khe (rip currents).

Các dòng chảy thuỷ triều.

Các dòng chảy triều xuống có sóng dồn do bão.

Các dòng chảy dưới tác động của trọng lực.

Các dòng chảy đi lên và đi xuống (up-, down-welling) do gió kích thích.

Các dòng chảy thẳng đứng đi lên và đi xuống do sóng kích thích.

Sự vận tải xuôi theo sườn do trọng lực kích thích.

Các tổ hợp bổ sung tạo ra bởi các điều kiện diễn ra trên mặt bờ và luôn luôn

biến đổi, bao gồm:

Sự góp phần của các cơ chế vận tải trầm tích khác nhau luôn thay đổi theo

thời gian.

Tần suất xuất hiện các cơ chế khác nhau ở các vùng khác nhau do có sự khác

biệt về cấu tạo địa chất và chế độ năng lượng ở các vùng đó.

Các dòng dao động (oscillatory flows) thông thường xảy ra với nhiều tần số và

gây tác động thêm đối với các dòng chảy trung bình (mean flows) và các dòng

chảy dao động khác có chu kỳ dài.

(2) Những thực nghiệm ở các vịnh miền trung Đại Tây Dương của Wright

và nhiều người khác (1991).

(a) Wright và nhiều nguời khác đã đo sự di chuyển của các trầm tích lơ lửng,

độ cao của sóng và các dòng chảy trung bình ở Duck, NC, năm 1985 và 1987 và ở

Saudbridge, VA, năm 1988 bằng sử dụng thiết bị gắn trên giá ba chân. Trong quá

trình nghiên cứu của họ, các điều kiện thời tiết tốt và năng lượng sóng vừa phải,

các dòng chảy trung bình hướng bờ (được lý giải là có liên quan đến thuỷ triều) có

tính áp đảo so với sóng tới trong việc gây ra dòng chảy trầm tích. Ngược lại, trong

thời gian bão các điều kiện ở đáy biển bị chi phối mạnh mẽ bởi các dòng chảy

trung bình hướng ra khơi do gió kích thích. Wright et al cho rằng các dòng chảy

hướng ra khơi này là do có sự nâng cao mực nước trung bình lên 0,6m (trong trận

bão cụ thể này) và có dòng chảy chung cuộc đi xuống hướng ra khơi.

(b) Wright et al (1991) đã khảo sát các cơ chế tác động đến các dòng chảy

trầm tích trên bề mặt bờ hướng vào bờ và hướng ra biển. Họ liên hệ hai yếu tố có

ý nghĩa giải thích cho các sóng tới:

Sự khuếch tán trầm tích phát sinh do các gradien tiêu tán năng lượng sóng.

Dòng bình lưu trầm tích gây ra bởi sự bất đối xứng quỹ đạo sóng.

Họ nhận thấy có 4 quá trình khác cũng có thể có vai trò quan trọng trong

việc vận tải trầm tích:

Các tương tác giữa các nhóm sóng tới và nhóm sóng dài cưỡng bức.

Các dòng chảy đi lên và đi xuống do gió tạo ra.

Tương tác giữa các dòng do sóng tạo ra.

Các dòng chảy đục.

Tổng thể mà nói, Wright et al phát hiện rằng các sóng tới có ý nghĩa quan

trọng bậc nhất trong việc khuấy động địa hình cát trong khi các dòng do gió và

triều gây ra lại có tầm quan trọng bậc nhất trong việc vận chuyển trầm tích. Năng

lượng quỹ đạo của sóng đến có tác dụng huy động cát và cũng tạo ra dòng định

hướng một chiều ở những nơi cát đi qua. Điều ngạc nhiên là các dòng chảy trầm

tích cắt ngang bờ (cross-shore sediment fluxes) sinh ra bởi các dòng trung bình

(mean flows) trong mọi trường hợp và mọi lúc lại trội hơn hoặc bằng các dòng

chảy trầm tích sinh ra bởi các sóng tới.

(c) Dựa trên những đo lường tại thực địa, Wright et al (1991) kết luận rằng

“các dòng trung bình gần bờ giữ vai trò hàng đầu trong việc vận tải cát đi qua các

đường đẳng sâu ở phần cao của bờ” (tr.49). Rất có thể là sự vượt trội của các dòng

trung bình là một đặc điểm phân biệt vịnh Trung Đại Tây Dương với các bờ khác.

Các cấu tử dao động (sóng) có thể có tầm quan trọng lớn hơn nhiều đối với các bờ

chịu đựng dai dẳng sóng lừng năng lượng cao, như bờ miền tây nước Mỹ. Wright

et al cũng kết luận rằng chiều hướng, tốc độ và các nguyên nhân gây ra dòng chảy

trầm tích cắt bờ biến đổi theo thời gian theo cách mà theo những lý thuyết hiện

nay chỉ có thể dự báo được một phần.

f. Sự biến đổi mực nước biển và quy tắc Bruun.

(1) Phản ứng chung của bờ đối với sự biến động mực nước biển (xem

chương 2)

Có rất nhiều dải đảo chắn xung quanh Hoa Kỳ đã được đắp cao trong thời kỳ

nước biển dâng cao vào thời Holocene, điều này cho ta dự đoán rằng ở những

vùng này nguồn cung cấp trầm tích là đủ để các bờ biển theo kịp với độ dâng cao

mực nước biển. Điều còn chưa rõ là các bờ phản ứng như thế nào đối với các biến

động mức nước biển ngắn hạn. Thí dụ về các quá trình ngắn hạn hơn là những

biến đông mực nước ở Great Lake diễn ra trong nhiều năm và mức nước biển

dâng cao nhiều tháng liền có liên quan với các dao động ở Nam Thái Bình Dương

do El Nino gây ra.

(2) Phản ứng đối với bão

(a) Dựa trên những nghiên cứu khởi đầu của mình ở các bờ nam California

trong những năm 1940, Shepard (1950) xây dựng mô hình cổ điển rằng có sự trao

đổi trầm tích giữa bờ trên đất liền / bờ ngoài khơi theo chu kỳ mùa đông/mùa hè.

Những nghiên cứu từ hồi đó đến nay cho thấy rằng mô hình này áp dụng được cho

phần lớn các bờ khác có sóng lừng chi phối, nơi mà chế độ sóng biến đổi theo mùa

(cá biệt là các bờ Thái Bình Dương)(Carter,1988). Có nhiều vùng bờ không thể

hiện biến động rõ rệt theo mùa. Thay vào đó, chúng bị xói mòn quanh năm khi có

bão và tái dựng lại trong thời kỳ khí hậu tốt sau đó.

(b) Ở một số vùng như ở Gulf Coast, những cơn bão không thường xuyên và

không đều đặn có thể là yếu tố động lực học quan trọng nhất tác động đến bờ.

Tiếp sau một trong số các trận bão, việc tái dựng bờ và cồn cát có thể diễn ra

nhiều năm. (H.3.6 cho thấy một phần của bờ Florida/ Alebama mà đã bị huỷ hoại

sau trận bão Frederick năm 1979, được phục hồi chậm chạp). Gần đây, quan niệm

phổ biến cho rằng những cơn bão là yếu tố động lực học hình thái quan trọng

nhất gây xói mòn bờ của Gulf Coast đang được đánh giá lại bằng sử dụng những

dữ liệu mới. Các nhà khoa học hiểu ra rằng mặt tiền khối khí lạnh mùa đông

(winter cold front), năm này qua năm khác, là nguyên nhân đáng kể gây ra sự

thoái lui hàng năm của các đảo chắn. Dingler, Reiss và Plant (1993) khảo sát các

đảo Dernieres ở Louisiana và thấy rằng cơn bão Gilbert (9-1988) khởi đầu sự

thoái lui đáng kể của bờ biển. Song, hiện nay người ta đã giảm bớt độ xói mòn

trung bình bằng cách cải biến bề mặt bờ tạo ra trước đây bởi các cơn bão do mặt

tiền dòng chảy lạnh kích thích. Những phản ứng khác nhau này có liên quan đến

quy mô của cơn bão. Mặt tiền khối lạnh, tự thân là một cơn bão nhỏ, đã bào mòn

toàn bộ mặt bờ ở cùng một mức độ. Số lớn cát và bùn được tích đọng lại ở ngoài

khơi và chỉ có một phần nhỏ cát xói mòn ra là được tích tụ trở lại trên bờ phía sau

vì những cơn bão do lạnh gây ra này thường không làm nước biển dâng cao đáng

kể đủ để tràn ngập bờ. Cơn bão Gilbert, ngược lại, đã dâng cao đáng kể mực nước

biển cho nên sự xói mòn đầu tiền xảy ra ở phần trên của bờ và số lớn cát được tích

đọng lại ở phía sau đảo nhờ vào các quá trình tràn rửa. Sau thời gian 5 năm tác

động tổng thể của cơn bão này đối với các đảo Dernieres là làm chậm lại tốc độ

đảo thoái lui khoảng chứng 50% so với độ thoái lui do mặt trước dòng chảy lạnh

gây ra riêng một mình.

(3) Mô hình phản ứng của bờ theo quy tắc Bruun.

(a) Một trong số các mô hình phản ứng của mặt bờ được biết đến rộng rãi nhất

là mô hình được Bruun đề xuất năm 1962 (được trình bày lại trong tác phẩm

Bruun,1988). Quan niệm của Bruun là các bờ điều chỉnh cho thích hợp với các

điều kiện sóng chế ngự ở miền đó. Ông lập luận rằng các bờ phải phản ứng lại theo

một cách nào đó vì rõ ràng là chúng đã phải điều chỉnh và tiến hoá từ trước đến

nay mỗi khi mực nước biển biến đổi. Các bờ biển không biến mất, chúng chỉ di

chuyển. Sự di chuyển này thực hiện như thế nào? Những nghiên cứu trước đây về

hình thái bờ theo mùa hè – đông cung cấp những hiểu biết then chốt rằng các bờ

phản ứng thậm chí đối với cả những biến động chế độ sóng theo mùa. Giả định cơ

sở cho mô hình của Bruun là cùng với sự dâng cao mực nước biển, biên dạng cân

bằng của bờ và của miền nông ngoài bờ cũng di chuyển dâng cao lên và hướng vào

đất liền. Bruun đưa ra một số giả định trong cách phân tích hai chiều của ông:

Phần trên của bờ bị xói mòn vì biên dạng dịch chuyển về phía vào bờ.

Trầm tích bị bào mòn ra từ phần trên của bờ được lắng đọng lại ngay ở miền

ngoài bờ; khối lượng trầm tích bị xói mòn ra và lắng đọng lại là bằng nhau (nghĩa

là ở đây không có vận tải dọc bờ).

Độ dâng cao đáy biển ngoài khơi bằng độ dâng cao mực nước biển. Như vậy,

độ sâu của nước ở ngoài khơi là không thay đổi.

(b) Quy tắc Bruun có thể biểu thị như sau (H.4.27a):

SHB

LR

*

*

(4.5)

Khi R = mức lùi của đường bờ

S = mức dâng cao nước biển

L = khoảng cách ngang bờ đến điểm nước sâu bằng H

B = độ cao bờ thềm ( berm height ) ở phần bị bóc mòn.

Hands (1983) phát biểu lại quy tắc Bruun bằng dạng đơn giản hoá là:

Z

zXx (4.6)

Khi z = độ chênh lệch mức nước biển

Mức lui chung cuộc x của biên dạng có thể được tính toán từ kích thước của

biên dạng sau phản ứng, X và Z, như thể hiện ở H.4.27b

(c) Mặc dù người ta vẫn tiếp tục quan tâm đến khái niệm của Bruun, song

phương pháp này vẫn chỉ có phạm vi ứng dụng hạn chế vào mục đích dự báo.

Hands (1983) liệt kê một vài lí do của việc ngần ngại áp dụng cách tiếp cận này:

Sự quản ngại về khả năng giải thích các biến động động lực học ngắn hạn của

mô hình cân bằng.

Những khó khăn về đo đạc lượng trầm tích mất đi từ các đới động (dọc bờ,

ngoài bờ cho đến vùng nước sâu và ở trên bờ cạn do bị trôi rửa).

Những vấn đề xác định độ sâu thực của điểm kết thúc mà phía sau nó sự biến

đổi mực nước không có ảnh hưởng đáng kể đối với độ dâng cao hay độ dốc của đáy

biển.

Sự ngỡ ngàng trước sự ngắt đứt biên dạng ở độ sâu điểm kết thúc được thể

hiện trên biểu đồ nguyên thuỷ cũng như trên số lớn các biểu đồ kế sau minh hoạ

cho quan điểm này.

Một hạn chế thêm nữa và không tránh khỏi của cách tiếp cận đòi hỏi một quỹ

trầm tích này là ở chỗ nó không trả lời câu hỏi khi nào sẽ diễn ra phản ứng của bờ

được dự đoán (Hands,1983). Nó chỉ đơn thuần phát hiện khoảng cách nằm ngang

mà đường bờ cuối cùng phải dịch đến để tái lập biên dạng cân bằng ở độ cao mới

của nó với các giả định đã nêu trong quy tắc Bruun.

(d) Hands (1983) chứng minh tính hợp lý về hình học của quy tắc Bruun

bằng một loạt các con số chỉ ra sự di chuyển của biên dạng theo hướng dâng cao

và dịch về đất liền (những con số chỉ có thứ nguyên bậc hai; để có thể tích còn phải

dựa trên độ dài của đường bờ):

H.4.28a: Biên dạng cân bằng ở mức nước ban đầu.

H.4.28b: Sự dịch chuyển đầu tiên đưa biên dạng động (đang biến đổi) cao lên

một đại lượng z và tái lập các độ sâu ứng với trạng thái cân bằng ở mức nước đã

dâng cao lúc đó. Hands định nghĩa biên dạng động là đới nằm giữa điểm kết thúc

và điểm trên cùng của biên dạng đã điều chỉnh. Thể tích khối trầm tích cần có để

duy trì độ sâu nước ứng với trạng thái biên dạng cân bằng tỷ lệ với X (bề rộng của

đới động) lần z (độ chênh lệch mức nước biển).

H.4.28c: Thể tích trầm tích cần có được cung cấp bằng sự xê dịch lần thứ hai,

đó là sự thoái lui (chuyển dịch ngang) của biên dạng bằng đại lượng x. Khối lượng

trầm tích tỷ lệ với x lần Z, khi Z là độ nâng cao của biên dạng động tính từ điểm

kết thúc đến độ cao trung bình của phần bào mòn cao nhất ở bờ sau .

H.4.28d: Cân bằng thể tích đòi hỏi để chuyển dịch thẳng đứng với thể tích

được cung cấp để chuyển dịch ngang cho ta phương trình 4.6. Trên thực tế cả hai

di chuyển này diễn ra đồng thời làm cho điểm kết thúc xê dịch ngược dốc khi mức

nước dâng lên.

Hình 4-27: (a) Sự biến thiên của đường bờ khi nước biển dâng, được mô tả theo quy tắc Bruun;

(b) Cách gọi tên đơn giản của Hand (1983). Sự di chuyển của các bar cát cho thấy cơ chế này

phù hợp với các mặt cắt phức tạp

(e) Một trong số những điểm mạnh của quy tắc Bruun là các phương trình

đều có giá trị bất kể hình dáng của biên dạng, thí dụ, nếu có các doi (H.4.27b).

Điều quan trọng là khoảng cách ngoài biển khới và độ sâu của điểm kết thúc phải

được chọn để nó bao gồm toàn bộ đới có hoạt động vận tải trầm tích mạnh mẽ. Do

đó, trầm tích được bảo tồn bất kể các quá trình bào mòn cục bộ phức tạp cản trở

quá trình tích tụ khi các doi di chuyển (Komar et al., 1991). Điểm mạnh khác nữa

đó là một mối liên quan đơn giản, một kết luận hình học đơn giản chỉ dựa vào

mực nước. Mặc cho tính đơn giản và có nhiều giả định, quy tắc này vẫn được sử

dụng rất hữu hiệu trong nhiều hoàn cảnh. Thậm chí kể cả những thiếu sót của nó,

nó vẫn có thể sử dụng để dự báo các bờ sẽ có thể phản ứng như thế nào trước

những biến động về mực nước biển.

Hình 4-28: Mặt cắt chỉnh lý theo hai giai đoạn, thẳng dứng và ngang, mô tả cơ sở của quy tắc

Bruun (phương trình 4-6) (nguồn Hand, 1983). Xem chi tiết ở phần lời.

(4) Sự dụng các mô hình để dự đoán sự thoái lui của đường bờ

Mặc dù những nghiên cứu thực địa xác nhận những giả định do Bruun và

những người khác đưa ra liên quan sự di chuyển của mặt bờ, đến nay vẫn chưa có

những chứng minh thuyết phục rằng các mô hình có thể dự đoán được tốc độ thoái

lui của đường bờ. Komar et al (1991) đưa ra một vài lí do khiến không thể sử

dụng những phương pháp này như những công cụ để dự báo:

Có một sự chậm trễ đáng kể về mặt thời gian trong phản ứng của bờ sau khi

mực nước dâng cao một cách bền vững (như Hands (1983) đã nêu ra đối với hồ

Michigan).

Sự nghi vấn trong việc lựa chọn các số hạng được sử dụng trong các phương

trình ( cá biệt là độ sâu của điểm kết thúc).

Những phức tạp cục bộ về việc đánh giá quỹ trầm tích trong quỹ cát.

(5) Khuyến nghị

Chúng ta cần phải có nhiều hơn nữa các nghiên cứu tại thực địa cũng như văn

phòng để đánh giá đúng đắn hơn phản ứng của bờ trước sự dâng cao (hạ thấp) mực

nước biển. Thí dụ, sẽ rất có ý nghĩa việc xem xét lại các tuyến khảo sát mà Hands

(1976,1979,1980) đã quan trắc ở hồ Michigan trong những năm 1970 để xác định

các bờ đã phản ứng như thế nào đối với mức nước cao xảy ra vào giữa những năm

1980 và đối với việc hạ thấp mức nước tiếp sau những năm đầu thập niên 90.

Ngoài ra, chúng ta cần đến những tiến bộ mới về khái niệm trong các mô hình lí

thuyết. Chúng ta cũng có nhu cầu đánh giá trầm tích đã di chuyển ở trên bờ ở

một số địa phương sau khi mực nước biển dâng cao, vì có những bằng chứng cho

thấy trong một số khu vực thành phần cát của bờ phản ánh các nguồn cung cấp từ

ngoài đường bờ (ngoài khơi) hơn là các nguồn ở trên bờ (Komor et al,1991).

g. Các biên dạng cân bằng ở bờ cát.

(1) Những đặc điểm và giả định tổng quát

Sự tồn tại một biến dạng bờ cân bằng (đôi khi còn gọi là biên dạng cân bằng

của bờ) là một giả định cơ bản của nhiều mô hình bờ lý luận và mô hình số. Dean

(1990) dẫn ra một số nét đặc trưng của biên dạng:

Các biên dạng có xu hướng mặt lõm hướng lên trên.

Cát mịn đi kèm với sườn thoải và cát thô đi kèm với sườn dốc.

Bờ (ở bên trên đới sóng nhào) khá bằng phẳng.

Các sóng dốc tạo ra các bờ trên đất liền có độ dốc thoải hơn và có xu hướng

tạo ra các doi.

Giả định chính làm căn cứ cho khái niệm biên dạng cân bằng của bờ là đáy

biển phải ở trong thế cân bằng dưới các điều kiện sóng trung bình. Thừa nhận

rằng thuật ngữ cân bằng được hiểu là tình huống trong đó mức nước, sóng, nhiệt

độ v.v… được duy trì ổn định trong một thời gian dài đủ để biên dạng bờ thiết lập

được hình dạng bền vững cuối cùng (Larson và Kraus,1989a). Larson (1991) mô

tả biên dạng là: “Một bờ có kích thước hạt đặc thù, nếu ở vào hoàn cảnh có lực tác

động liên tục, mà thông thường giả định là sóng cồn (breacking waves) tác động

trong thời gian ngắn, thì sẽ hình thành một biên dạng không thể hiện sự biến đổi

thực theo thời gian”. Khái niệm này không tính đến sự kiện là, ngoài tác động

của sóng còn có nhiều quá trình khác tác động đến sự vận tải trầm tích. Tuy

nhiên, sự lược giản này có thể lại chính là điểm mạnh thực sự của khái niệm vì nó

đã được kiểm nghiệm coi như một phương thức hữu ích để xác định hình dáng của

bề mặt bờ tại nhiều địa điểm khác nhau trên khắp thế giới.

(2) Hình dạng

Dựa trên những nghiên cứu các bờ ở những môi trường khác nhau, Bruun

(1954) và Dean (1976,1977) đã chỉ thấy rằng nhiều biên dạng bờ đại dương có

dạng lõm với độ sâu biến động trong khoảng bằng luỹ thừa 2/3 của khoảng cách

ngoài bờ dọc theo phần ngập nước:

3/2)( Axxh (4.7)

Khi h = độ sâu nước ở khoảng cách x tính từ đường bờ.

A = hằng số tỷ lệ phụ thuộc chủ yếu vào các đặc tính của trầm tích.

Biểu thức đơn giản đến ngạc nhiên này, thực sự đã khẳng định rằng hình

dạng của biên dạng có thể tính toán được chỉ riêng trên cơ sở các đặc điểm của

trầm tích (độ hạt hoặc tốc độ lắng chìm). Moore (1982) bằng đồ thị liên hệ thông

số A, đôi khi gọi là thông số hình dáng biên dạng (profile shape parameter) với

kích thước hạt trung bình d50. Hanson và Kraun (1989) tiếp cận đồ thị của Moore

bằng một loạt các đường thẳng được gom nhóm lại thành một hàm của độ hạt

trung bình d50 (mm) của trầm tích ở gần bờ:

A = 0,41 (d50)0,94 , d50 <0,4

A = 0,23 (d50)0,32 , 0,4 ≤ d50 < 10,0

A = 0,23 (d50)0,28 , 10,0 ≤ d50 <40,0 (4.8)

A = 0,46 (d50)0.11 , 40,0 ≤ d50

Dean (1987) liên hệ thông số A với tốc độ chìm w của trầm tích. Trên đồ thị

log-log, mối tương quan này hầu như là một đường thẳng và có thể biểu thị bằng :

44.0067.0 wA (4.9)

(3) Bàn luận về các giả định

Pilkey et al (1993) đã phân tích tỷ mỷ khái niệm biên dạng cân bằng của bề

mặt bờ và thừa nhận rằng một vài giả định phải được coi là có thực để khái niệm

trở nên có giá trị.

(a) Giả định 1. Mọi sự di chuyển trầm tích đều bị chi phối bởi lực quỹ đạo của

sóng tới (incoming wave orbitals) tác động lên bề mặt cát của bờ.

Giả định này là không đúng vì nghiên cứu của Wright et al (1991) cho thấy

sự vận động trầm tích trên bề mặt bờ là một hiện tượng cực kỳ phức tạp bị điều

khiển bởi một loạt các yếu tố như sóng, triều, các dòng chảy trọng lực v.v… Ngay

cả ở những vị trí nơi các lực quỹ đạo sóng có vai trò huy động cát, thì các dòng

chảy ở đáy vẫn thường quyết định chiều hướng cát trôi.

(b) Giả định 2. Có một độ sâu nước ở điểm kết thúc (closure depth) và không

có sự vận tải trầm tích thực nào cắt qua bờ (tức là thẳng góc bờ) để trầm tích được

đưa đến hoặc mang đi khỏi bề mặt bờ.

Pilkey el al (1993) phát biểu rằng giả định này cũng không có giá trị vì số

lượng lớn các bằng chứng thực địa cho thấy một khối lượng lớn cát có thể thường

xuyên di động ở bên ngoài độ sâu kết thúc. Sự vận động này có thể xuất hiện ở cả

hai tình huống thời tiết tốt và trong khi bão, mặc dù những dòng chảy do bão gây

ra hướng ra biển chắc hẳn là nhân tố vận tải hàng đầu. Pilkey et al trích dẫn

những nghiên cứu ở vịnh Mexico trong đó có các số đo các dòng chảy ở đáy hướng

ra khơi với tốc độ 200 cm/s và có sự vận tải trầm tích đến tận mép của thềm lục

địa. Khối lượng trầm tích di chuyển ra khơi là lớn, song nó trải ra khắp một vùng

lớn cho nên sự biến động về độ cao đáy bể không thể phát hiện được bằng các

phương pháp mặt cắt thông thường. Phát biểu này nhấn mạnh tầm quan trọng

của việc xây dựng các phương pháp hoàn thiện hơn để phát hiện và đo sự di

chuyển trầm tích ở vùng biển thẳm. Ở tình trạng khoa học hiện nay, sự bất lực

trong đo đạc sự biến đổi độ cao đáy biển, ngoài khơi không khẳng định cũng

không bác bỏ giả thiết về sự vận tải không đáng kể của trầm tích bên ngoài điểm

kết thúc. Wright, Xu và Madsen (1994) đã đo được sự vận tải đáng kể trên đáy

biển thẳm cắt qua thềm lục địa ở vùng thềm trong ở vũng Trung Đại Tây Dương

trong thời gian trận bão Hallowen năm 1991.

(c) Giả định 3: Tồn tại khách quan một bờ giàu cát; Cấu tạo địa chất ở bên

dưới và ngoài khơi không tham gia xác định hình dáng của biên dạng. Có thể ý

nghĩa quan trọng nhất của giả định này được hiểu theo khái niệm biên dạng cân

bằng là toàn bộ biên dạng là giàu cát, không có những vùng lớn đáy biển là đá

gốc hoặc bùn trong phạm vi biên dạng động. Rõ ràng là những điều kiện này

không thể áp dụng cho nhiều nơi trên thế giới. Những bờ có nguồn cung cấp cát

giới hạn như phần lớn miền ven rìa Đại Tây Dương nước Mỹ, chịu ảnh hưởng lớn

của cấu tạo địa chất của phần lãnh thổ nằm dưới và của miền tiền duyên của bờ.

Nhiều doi chắn ở bờ đông nằm trên miền nền có các trầm tích cổ. Phụ thuộc trạng

thái tự nhiên, nền nằm dưới có thể tác động như miền địa đầu hoặc miền đất trụ

chi phối hình dáng của biên dạng bờ và kiểm soát những đặc điểm động lực học và

thành phần trầm tích của bờ. Niederoda, Swift và Hopkins (1985) tin rằng lớp

trầm tích trên mặt bờ hiện đại mỏng dần về phía biển và có độ hạt mịn là những

thành tạo không bền và dễ bóc gỡ khỏi bề mặt bờ trong những trận bão lớn. Trong

cơn bão, các lớp Halocene và Pleistocene lộ ra trên bề mặt bờ là nguồn cung cấp

trực tiếp một khối lượng lớn cát cho các đảo chắn. Swift (1976) sử dụng thuật ngữ

dòng chảy trầm tích trên bề mặt bờ (shoreface bypassing) để chỉ quá trình các lớp

tầng đá cổ hơn cung cấp trầm tích cho các bề mặt bờ của các đảo chắn.

Pilkey et al (1993) phát biểu rằng:

…một cuộc khảo sát chi tiết các bề mặt bờ trên thế giới sẽ cho thấy rằng các

bề mặt bờ giàu cát cần có một mô hình biên dạng cân bằng là một ngoại lệ hơn là

một nguyên tắc. Thay vào đó, số lớn các bề mặt bờ đều có lớp đá cổ, đã cố kết hoặc

bán cố kết nằm dưới và bị phủ bởi một lớp áo mỏng cát bề mặt hiện đại. Những tập

đá cổ hơn là yếu tố khống chế đầu tiên đối với hình dáng của biên dạng bề mặt bờ.

Hình dáng của biên dạng được xác định không phải do các tương tác đơn giản

giữa sóng với lớp cát phủ tương đối mỏng, mà đúng hơn là hình dạng của bề mặt

bờ ở những khu vực nghèo trầm tích này được xác định bởi một tương tác phức

tạp giữa cấu tạo địa chất nằm dưới, lớp phủ cát hiện đại và chế độ của sóng tới biến

thiên mạnh (và thường bị tán xạ và phản xạ mạnh) (tr.271).

(d) Giả định 4. Nếu bề mặt bờ, trên thực tế, là giàu cát thì biên dạng được xác

định bằng biểu thức biên dạng cân bằng sau khi được làm nhẵn phẳng hơn (bỏ

qua những doi và máng) sẽ phản ảnh hình ảnh gần đúng đắc dụng của hình dáng

thực tế của bề mặt bờ.

Khi đề cập giả định này, Pilkey et al (1993) trích dẫn những nghiên cứu tiến

hành ở Gold Coast là có nhiều cát ở phía ngoài độ sâu 30m. Nếu không chịu ảnh

hưởng trực tiếp của địa chất nằm dưới thì bề mặt bờ rất năng động. Do vậy, bề mặt

bờ ở Gold Coast không thể mô tả được bằng quy tắc biên dạng cân bằng; đúng hơn

là nó sẽ được mô tả tốt hơn bằng một biên dạng với chế độ biến động mạnh. Pilkey

et al kết luận:

Những hình dáng của bề mặt bờ ở từng địa phương hoàn toàn bị khống chế

bởi các “ngưỡng” năng lượng sóng tương đối; nếu như tính chất của các trầm tích ở

đó không khác nhau. Những biến đổi cơ bản đối với các biên dạng bề mặt bờ ở

Gold Coast bị điều khiển bởi diễn biến của sức sóng, với chút ít cải biến do các

dòng chảy gây ra, mà không phải là bởi độ hạt trầm tích hoặc thông số A như được

xác định trong khái niệm biên dạng cân bằng (tr.272).

(4) Nhận xét chung.

(a) Ý tưởng về một biên dạng mà chỉ điều chỉnh thích hợp riêng với sóng, cơ

bản là sai như Wright et al (1991) đã cho thấy. Tuy nhiên, mặc dù cơ sở vật lí cho

khái niệm về biên dạng cân bằng là yếu, các nhà phê bình cách tiếp cận này vẫn

không chứng minh được rằng nó luôn luôn cho ta những câu trả lời hoàn toàn sai.

(b) Trước khi áp dụng biên dạng cân bằng các kỹ sư xây dựng bờ không có

cách nào để tiên đoán sự biến đổi của bờ ngoài việc sử dụng phép tính gần đúng

(tức là ước tính tỷ lệ lượng cát mất đi 1m3/m bờ thoái lui). Những phép tính gần

đúng này là không thoả mãn. Những khảo sát trên toàn thế giới cho thấy biên

dạng mặt bờ mang một hình dáng đặc trưng, nó biến đổi tuỳ địa phương, song

tương đối ổn định đối với một địa điểm nhất định (thí dụ ở Duck, NC). Với nhiều

điểm được báo trước (mà luôn luôn được nêu ra, rồi về sau lại bác bỏ) một biên

dạng có thể được thể hiện một cách hợp lí bằng phương trình trạng thái cân bằng.

Sự ăn khớp giữa biên dạng và đáy biển trên thực tế với những biến động theo

ngày, mùa hoặc qua một trận bão có thể là không tốt đẹp, song những khác biệt

không phải là vấn đề có tính lâu dài.

(c) Một vấn đề cốt tử đối với các kỹ sư xây dựng bờ là dự báo những hậu quả

của sóng (bão) sẽ xảy ra đối với các địa điểm mà ta còn biết rất ít về hình dáng cụ

thể của bờ trước cơn bão. Vì lí do đó, các mô hình số như SBEACH (Laison và

Klaus, 1989), mặc dù họ tin tưởng vào khái niệm biên dạng cân bằng, vẫn còn hữu

dụng. Các mô hình cho phép nhà nghiên cứu khảo sát tác động của bão đối với

địa điểm bằng áp dụng phép tính gần đúng tổng quát. Phương pháp rất thô kệch,

tuy nhiên, những con số tính ra lại có cùng bậc đại lượng so với các dữ liệu thực

địa thu thập được từ các địa điểm khác.

(d) Các mô hình hiện có không cho những câu trả lời chính xác, và các nhà

nghiên cứu vẫn còn phải biết nhiều hơn về các điểm yếu của các mô hình và về các

quá trình tự nhiên gây ra những biến đổi này. Tuy thế các mô hình vẫn đang

được sử dụng và chúng cung cấp nhiều con số đúng về bậc đại lượng nếu như nó

được tính toán chính xác. Những người sử dụng các mô hình bề mặt bờ phải luôn

luôn ý thức rõ về những hạn chế của các mô hình và về những bối cảnh đặc biệt có

thể có ở các địa điểm dự án. Cá biệt là các mô hình số dựa trên biên dạng dường

như không thích hợp đối với các địa điểm mà các quá trình chế ngự ở đó lại khác

với quá trình vận tải bằng lực quỹ đạo của sóng.

h. Độ sâu ở điểm kết thúc.

(1) Những hiểu biết chung.

(a) Độ sâu ở điểm kết thúc là một khái niệm mà nhiều khi bị lí giải sai hoặc

sử dụng sai. Đối với thực tế xây dựng, độ sâu ở điểm kết thúc được định nghĩa phổ

biến là độ sâu tối thiểu của nước mà ở đó độ sâu của đáy biến đổi không đáng kể

hoặc không đo được (Stanble et al, 1993). Từ đáng kể trong định nghĩa này là rất

quan trọng vì nó là kẽ hở để cho nhiều luận giải khác nhau. “Điểm kết thúc”

(Closure) đã được luận giải sai theo nghĩa là độ sâu mà ở đó không có sự di

chuyển trầm tích vào bờ hoặc ra xa bờ, mặc dù có nhiều số liệu khảo sát thực địa

đã chứng minh rằng có nhiều trầm tích di chuyển ở vùng nước sâu (Wright et al,

1991). Một rối rắm khác nữa gây ra bởi sự kiện là không thể xác định được một

độ sâu duy nhất của điểm kết thúc cho một khu vực dự án vì “điểm kết thúc” di

động phụ thuộc vào sóng và các lực thuỷ động lực học khác.

(b) Đối với bờ biển Đại Tây Dương của Mỹ, độ sâu điểm kết thúc thường được

thừa nhận là vào khoảng 9m (30feet) để sự dụng khi thiết kế dự án xây dựng. Tuy

nhiên, Birkemeier (1985) bằng sử dụng phương pháp khảo sát CRAB đã tính ra

điểm kết thúc ở Duck,NC có độ sâu là 6,3m so với mực nước trung bình. Stanble

et al (1993) có con số là 5,5m-7,6m tại Ocean City, Mĩ, thu được từ các khảo sát

biên dạng. Hiển nhiên là sẽ không đúng khi cho rằng “điểm kết thúc” là một độ

sâu duy nhất cố định chạy dọc theo bờ biển phía đông nước Mỹ.

(c) Độ sâu ở điểm kết thúc được sử dụng trong hàng loạt các ứng dụng như

trong việc bố trí các bãi chứa vật liệu nạo hút, việc bồi lấp bờ, việc bố trí các kênh

nhô ra biển và tính toán quỹ trầm tích.

(2) Các yếu tố năng lượng

Như đã đề cập trên đây, giả định đầu tiên của khái niệm biên dạng cân bằng

là sự di chuyển trầm tích và các biến đổi chung cuộc về độ cao đáy biển là hàm số

của các tính chất của sóng và của kích thước hạt trầm tích. Do đó, phần hoạt động

của một bề mặt sẽ biến thiên về độ rộng trong suốt năm phụ thuộc vào chế độ

sóng. Thực vậy, “điểm kết thúc” là một đại lượng phụ thuộc thời gian mà ta có thể

dự báo được dựa trên khí hậu học về sóng hoặc có thể luận giải theo phép thống kê

bằng sử dụng các dữ liệu khảo sát biên dạng.

(3) Các vấn đề thời gian

Bản chất phụ thuộc năng lượng của phần hoạt động của bề mặt bờ cũng đòi

hỏi chúng ta phải xem xét đến chu kỳ lặp lại (return period). Độ sâu ở điểm kết

thúc thích nghi với 100 năm bão sẽ phải sâu hơn nhiều so với độ sâu mới chỉ trải

qua 10 năm bão Do đó, sự lựa chọn độ sâu điểm kết thúc phải được thực hiện căn

cứ yếu cầu của công trình xây dựng và thời hạn sử dụng công trình. Thí dụ, nếu dự

kiến xây một bờ thềm ở vùng nước sâu nơi loại trừ tái xuất hiện sóng thì độ sâu

tối thiểu nào phải được lựa chọn để đặt công trình? Đây là câu hỏi quan trọng vì

liên quan giá thành công trình. Có lẽ có xu hướng sử dụng tiêu chí an toàn là 100

hay 500 năm bão, song chi phí to lớn có thể buộc kỹ sư dự án phải lựa chọn một

địa điểm nông hơn, song, công trình chỉ bền vững trước những biến cố có thời hạn

lặp lại ngắn hơn.

(4) Các phương pháp dự báo

(a) Hallermeier (1977,1978,1981a,1981b,1981c) sử dụng các thử nghiệm

trong phòng thí nghiệm và một số giới hạn dữ liệu thực địa đã đề xuất các phương

trình để dự báo các giới hạn của sự di chuyển trầm tích mạnh mẽ có liên quan tới

sóng. Ông đã tính toán hai giới hạn de và di, trong đó chứa một vùng đệm ở bề

mặt bờ được gọi là đới bãi cạn (shoal zone). Về phía đất liền, tính từ de, có sự vận

tải dọc bờ đáng kể và sự vận tải trầm tích vào bờ - ra khơi mạnh mẽ (đới ven bờ -

litoral zone). Trong phạm vi đới bãi cạn các sóng dự báo không có một ảnh hưởng

mạnh mẽ hoặc yêú ớt nào đối với đáy chứa cát trong chu kỳ tác động đặc trưng

hàng năm của sóng. Về phía biển, tính từ di, chỉ xuất hiện một sự vận tải vào bờ -

ra khơi không đáng kể dưới tác động của sóng. Giới hạn sâu hơn được xác định

dựa trên độ cao trung bình của sóng ở gần bờ do bão (và chu kỳ sóng có liên

quan). Ranh giới giữa đới bãi cạn và đới ven bờ (de) như đã được xác định là độ

sâu hàng năm của điểm kết thúc. Hallermeier (1978) đề xuất một phép tính giải

tích gần đúng sử dụng lý thuyết sóng tuyến tính áp dụng cho sóng ở bãi cạn

(shoaling wave) để dự báo giá trị hàng năm của de:

)(5.6828.22

2

e

eee

gT

HHd (4.10)

Khi de - độ sâu hàng năm ở điểm kết thúc ở dưới mức nước trung bình thấp.

He - chiều cao của sóng đáng kể không rõ vượt qua mức 12giờ/năm

(0,137% thời gian)

Te – chu kỳ sóng đi kèm

g – gia tốc trọng lực

Theo phương trình 4.10, de phụ thuộc trước hết vào chiều cao của sóng cùng

với một chút điều chỉnh về độ dốc của sóng. Hallermeier (1978) đề nghị sử dụng

chiều cao của sóng quan trắc liên tục trên 12 giờ, nó cho phép có một thời gian

dài đủ để “điều chỉnh trung bình hoá về hướng cân bằng của biên dạng”. Phương

trình 4.10 dựa trên thành phần trầm tích là cát thạch anh có tỷ trọng đo dưới

nước là γ’ = 1,6 và đường kính trung bình của hạt cát trong khoảng 0,16 đến

0,42mm mà nó là tiêu biểu cho điều kiện ở đới gần bờ đối với nhiều vùng. Nếu

kích thước hạt lớn hơn 0,42mm, phương trình 4.10 có thể không thích hợp. Vì de

được rút ra từ lý thuyết sóng tuyến tính áp dụng cho sóng bãi cạn nên de phải là

hướng ra biển tính từ khu vực chịu ảnh hưởng của dòng lưu thông gần bờ mạnh

mẽ do sóng gây ra. Tuy nhiên, vì nhiều yếu tố khác nhau, Hallermeier (1978)

kiến nghị rằng giá trị de tính toán được coi như một đánh giá tối thiểu về độ sâu

gần – xa của biên dạng so với mức triều thấp (thấp hơn). Vì các dòng thuỷ triều

hay dó gió gây ra có thể làm tăng tốc độ của các dòng chảy gần đáy do sóng gây

ra, Hallermeier đề nghị sử dụng mức trung bình nước thấp như mức nước quy

chiếu để có được độ sâu khiêm tốn ở điểm kết thúc. Ghi nhớ rằng phương trình

của Hallermeier rất phụ thuộc vào chất lượng của các dữ liệu về vị trí đó. Bạn đọc

phải cảnh giác rằng phương trình của Hallermeier có thể viết dưới nhiều dạng

khác nhau phụ thuộc vào các giả định được đưa ra, những đại lượng được dùng

như những mốc quy chiếu, và những dữ liệu về sóng có sẵn. Bạn đọc có thể tham

khảo các bài báo gốc của Hallermeier để được rõ hơn và biết thêm về các giả định

của ông. Các phương trình có thể không áp dụng được ở những vùng mà các dòng

chảy có tác động mạnh hơn đối với sự di chuyển cát hơn là các dòng do sóng gây

ra.

(b) Ở hồ Michigan Hands (1983) đã khảo sát thấy rằng độ sâu ở điểm kết

thúc bằng khoảng 2 lần chiều cao của chiều cao sóng có chu kỳ lặp lại 5 năm (Hs):

sHZ 2 (4.11)

Khi chưa có những bằng chứng thực nghiệm vững chắc về độ sâu chính xác ở

điểm kết thúc, biểu thức này được khuyến nghị như một quy tắc để đánh giá phản

ứng của biên dạng sau 5 năm trong điều kiện ở Great Lake. Chu kỳ lặp lại của

chiều cao sóng có thể đánh giá gần đúng tuổi thọ công trình khi thiết kết. Thí dụ,

độ sâu ở điểm kết thúc trong 20 năm được đánh giá là bằng hai lần chiều cao

sóng có chu kỳ lặp lại 20 năm (Z = 2H20)

(5) Xác định bằng thực nghiệm.

(a) Khi có các số liệu khảo sát trong vài năm ở một vùng, điểm kết thúc có

thể đưĩnhác định tốt nhất bằng vẽ và phân tích các biên dạng. Độ sâu điểm kết

thúc được tính toán theo cách này phản ánh ảnh hưởng của bão cũng như của các

điều kiện thời tiết yên tĩnh. Kraus và Harikai (1983) đánh giá độ sâu điểm kết

thúc như độ sâu tối thiểu mà độ lệch chuẩn của sự biến đổi độ sâu giảm đáng kể

tiến tới một giá trị gần không đổi. Sử dụng quy trình này hai ông lí giải vùng gần

đất liền, nơi có độ lệch chuẩn tăng, là một biên dạng động, nơi mà đáy biển chịu

ảnh hưởng của các sóng trọng lực và của các biến đổi mức nước do sóng gây ra.

Vùng ngoài khơi với độ lệch chuẩn nhỏ hơn và gần như không đổi chịu ảnh hưởng

trước hết của các quá trình vận tải trầm tích tần số thấp như các dòng hải lưu ở

đại dương và miền thềm (Stanble et al,1993). Cần phải ghi chú rằng giá trị độ

lệch chuẩn nằm trong giới hạn đo lường chính xác. Điều này nói lên rằng không

thể xác định độ sâu điểm kết thúc một cách nhất quán được vì những giới hạn của

các thiết bị và quy trình hiện có để khảo sát theo tuyến ở biển khơi.

(b) Một thí dụ về việc độ sâu ở điểm kết thúc được xác định bằng thực nghiệm

như thế nào ở Ocean City, Mỹ. (Trích Stauble et al,1993). Ở độ sâu khoảng 18-20

feet độ lệch chuẩn giảm đi. Ở bên trên độ sâu ~ 18 ft biên dạng có biến đổi rất

mạnh, điều đó nói lên rằng ở đây có các hoạt động tích cực như các quá trình xói

mòn do sóng đánh, lắng đọng trầm tích và vận tải trầm tích ven bờ. Ở miền sâu

hơn này (hướng ra biển) độ lệch thấp và tương đối ổn định trong khoảng 3-4inch,

nó nằm trong sai số đo lường cho phép. Song, mặc dù không có khả năng đo chính

xác những biến đổi của đáy biển trong khu vực ngoài khơi này, điều rõ ràng nhận

thấy là ở đây sự bào mòn và tích đọng yếu hơn so với vùng nước nông hơn ~ 18 ft.

Điều này không có nghĩa là không có sự vận tải trầm tích ở vùng nước sâu, chẳng

qua chỉ vì phương pháp khảo sát bằng xe trượt không thể đo được mà thôi. Trong

phạm vi 5,6km khảo sát bờ biển ở Ocean City, độ sâu điểm kết thúc giao động

trong khoảng 18-25ft. Đồ thị tán xạ cho thấy độ sâu trung bình là 20ft.

(c) Giả thử rằng cuộc khảo sát được tiến hành trong thời gian dài hơn ở

Ocean City có thể sẽ phát hiện những biến đổi đáy biển sâu hơn 20ft phụ thuộc

vào các trận bão đi qua vùng này. Tuy nhiên, Stauble et al (1993) lưu ý rằng trận

bão Hallowen ngày 29-10 đến 2-11-1991 đã tạo ra các sóng với chu kỳ của điểm

đỉnh (Tp) tới 19,7giây ( peak period), cực kỳ dài so với các điều kiện bình thường ở

dọc miền bờ Trung Đại Tây Dương. Do đó, các biên dạng có thể hoàn toàn là phản

ánh tác động của một trận bão mạnh khác thường.

(d) H.4.30 là một thí dụ về các biên dạng lập cho vùng St.Joseph,MI, thuộc bờ

tây hồ Michigan. Dọc tuyến 14, doi cát di chuyển cực kỳ mạnh mẽ ra khơi xa tới

2500 ft đến độ sâu ~25ft, theo số liệu của cơ quan Dữ liệu Great Lake Quốc tế

(IGLD) 1985. Ở đây có sự giảm đột ngột độ lệch chuẩn về độ cao đáy hồ mà có thể

được coi như độ sâu điểm kết thúc. Tháng 9 – 1992 mức nước bề mặt trung bình

là 1,60 ft cao hơn mức ở IGLD cho năm 1985. Do đó, độ sâu là vào khoảng 26-27

ft dưới mực nước.

Hình 4-29: Mặt cắt khảo sát và độ lệch tiêu chuẩn của mực nước biển ở 74th Street, Ocean City,

MD (nguồn Stauble và nnk, 1993). Các cuộc điều tra được tiến hành 1988 – 1992. Những thay

đổi lớn của mực nước là do sự bồi lấp các bãi biển và quá trình xói mòn sau bão.

Hình 4-30: Mặt cắt khảo sát và độ lệch tiêu chuẩn của mực nước biển ở St. Joseph, MI thuộc

vùng bờ phía đông của Lake Michigan. Nguồn số liệu được tham khảo từ International Great

Lake Datum (IGLD), 1985. Các cuộc đieùe tra được tiến hành từ năm 1991 đến 1994 ( Số liẹu

CERC không được xuất bản từ trước).

(e) Ở Great Lake mức nước giao động theo chu kỳ dài nhiều năm. Điều này

gây ra một số khó khăn cơ bản trong việc tính toán điểm kết thúc dựa theo số liệu

khảo sát biên dạng. Giả thử rằng trong thời gian mức nước hồ cao, đới di chuyển

cát mạnh trên mặt hồ phải cao hơn so với khi mức nước hồ khi thấp (cũng giả thử

rằng tình hình sóng là tương tự). Do đó, độ sâu ở nơi mà các biên dạng chồng đè

lên nhau hợp tụ lại, sẽ phải phản ảnh giới hạn sâu nhất của sự di chuyển cát mạnh

trên mặt bờ. Đây sẽ phải là giá trị thận trọng nhất, song chỉ trong các điều kiện

thuỷ văn diễn ra khi thực hiện khảo sát. Giả thử mức nước hồ về sau tiếp túc hạ

thấp, sự di chuyển trầm tích phải xảy ra ở vùng sâu hơn trên mặt bờ. Điều gợi ý

rằng điểm kết thúc ở các hồ phải được chọn sao cho phản ánh được mức nước thấp

nhất khả hữu có thể xuất hiện trong thời gian tồn tại dự án. (Nhớ rằng điều xem

xét ở đây không xảy ra với các bờ đại dương vì những biến đổi mức nước biển năm

này qua năm sau là rất nhỏ, hoàn toàn nằm trong giới hạn sai số của phương

pháp khảo sát bằng xe trượt. Mức nước biển không thay đổi trong một năm vì sự

giãn nở nhiệt, sự chảy thoát nước ngọt và các yếu tố khác đề cập ở chương 2, song,

mức trung bình nhiều năm thì căn bản là ổn định). Tóm lại, việc xác định độ sâu

điểm kết thúc ở Great Lake là còn có tính nghi vấn vì có sự biến đổi mực nước, và

cần nhiều công trình nghiên cứu nữa để xây dựng các phương pháp phản ảnh được

các dao động không theo chu kỳ của mức nước hồ.

i. Sự di chuyển trầm tích dọc bờ

Bạn đọc tham khảo tài liệu Vận tải trầm tích miền bờ (EM 1110-2-1502) để

biết thêm chi tiết.

j. Tóm tắt

(1) Một mô hình động lực học hình thái ở bề mặt các bờ cát có chế độ vi triều

và vĩ triều thấp đã được Wright và Short (1984) xây dựng. Sáu giai đoạn của mô

hình này (H.4.22) minh hoạ phản ứng của các bờ cát đối với các hoàn cảnh sóng

khác nhau.

(2) Sự di chuyển trầm tích trên mặt bờ là một hiện tượng vô cùng phức tạp.

Đó là kết quả của nhiều quá trình thuỷ động lực, bao gồm: (1) Lực quỹ đạo của

sóng tương tác với trầm tích ở đáy và với các dòng chảy dọc bờ do sóng tạo ra; (2)

Các dòng chảy dọc bờ do sóng kích thích; (3) Các dòng chảy khe hẹp (rip

currents); (4) Các dòng chảy thuỷ triều; (5) Các dòng triều rút có sóng dồn do bão

gây ra; (6) Các dòng chảy do trọng lực điều khiển; (7) Các dòng chảy lên và xuống

do gió kích thích (wind-induced upwelling & downwelling) và (9) sự vận tải xuôi

sườn dốc do trọng lực gây ra.

(3) Quy tắc Bruun (Phương trình 4-5 hoặc 4-6) là mô hình phản ứng của mặt

bờ đối với sự dâng cao mặt nước biển. Mặc dù mô hình có tính đơn giản, nó vẫn

giúp giải thích các vật chắn có thể thích ứng được với mực nước biển dâng cao

bằng cách di chuyển dâng lên hoặc hạ xuống như thế nào. Mặt hạn chế là mô hình

không đề cập vấn đề khi nào phản ứng dự kiến của bờ sẽ xảy ra (Hands,1983). Nó

chỉ vạch cho biết khoảng cách ngang mà đường bờ cuối cùng phải dịch chuyển để

tái lập biên dạng cân bằng ở độ cao mới với một số giả định đã nêu.

(4) Khái niệm biên dạng cân bằng của mặt bờ áp dụng cho các bờ cát mà trước

hết là được định hình bởi tác động của sóng. Nó có thể được biểu hiện bằng một

phương trình đơn giản (Phương trình 4.7) mà chỉ phụ thuộc vào các đặc điểm của

trầm tích. Mặc dù những cơ sở vật lí của khái niệm biên dạng cân bằng còn yếu,

nó vẫn là công cụ sắc bén vì các mô hình được xây dựng trên cơ sở khái niệm đều

cho ta những con số có cùng bậc đại lượng so với những dữ liệu thực địa thu được

từ nhiều địa điểm khác nhau.

(5) Điểm kết thúc là một khái niệm mà nhiều khi bị giải thích sai và áp dụng

không đúng. Trong thực tiễn xây dựng, độ sâu điểm kết thúc được định nghĩa phổ

biến là độ sâu tối thiểu của nước ở đó không đo được hoặc không có sự biến động

đáng kể về độ sâu của đáy. (Stanble et al, 1993). Điểm kết thúc có thể được tính

ra bằng hai phương pháp:

(1) Phương pháp tính gần dúng như phương pháp được Hallerweier (1978)

xây dựng. Phương pháp này dựa trên dữ liệu thống kê về sóng ở địa điểm dự án

(Phương trình 4.10); hoặc (2) của phương pháp thực nghiệm dựa trên các dữ liệu

về biên dạng. Khi các biên dạng chồng xếp lên nhau, giá trị tối thiểu của điểm kết

thúc có thể được coi là độ sâu mà ở đó độ lệch chuẩn trong biến đổi độ sâu giảm

đáng kể đến giá trị gần như không đổi. Cả hai phương pháp đều có những điểm

yếu. Phương trình giải tích của Hallerweier phụ thuộc vào chất lượng của các dữ

liệu về sóng. Các phép xác định bằng thực nghiệm lại phụ thuộc vào sự có sẵn dữ

liệu về biên dạng tích luỹ được qua vài năm ở địa điểm đó. Việc xác định điểm kết

thúc ở Great Lake có tính nghi vấn vì mức nước hồ dao động do những điều kiện

thuỷ văn gây ra.

Hình 4-31: Hình mô phỏng mối quan hệ giữa các bãi bồi chân vách ven bờ với các bờ vách giật

lùi (nguồn Nairn, 1992).

4-6. ĐỘNG LỰC HỌC VÀ CÁC QÚA TRÌNH VEN BỜ GẮN KẾT

a. Giới thiệu

(1) Các trầm tích gắn kết là một hỗn hợp đồng nhất đặc trưng gồm cát mịn,

bùn, sét vật chất hữu cơ đã được kết cứng lại khi bị chôn vùi. Hỗn hợp này có

cường lực sinh ra bởi các tính chất kết dính (lực hấp dẫn điện tử - hoá học của các

khoáng vật sét, phổ biến nhất là caolinit, illit, chlorite và montmorilonite. Các

phần tử sét có cấu trúc phân lớp với các tinh tể dạng vảy, dạng tấm mang điện âm

ở các cạnh của chúng làm cho các cation hấp thụ vào bề mặt các phần tử này. Sự

có mặt của các cation tự do là cốt yếu đối với việc gắn kết các vẩy sét. Khi các vảy

sét trở nên nhỏ hơn, riềm của các tinh thể này tăng lên tương ứng và nó có tác

dụng làm tăng điện tích của mỗi phần tử đó (Owen,1977). Owen (1977) mô tả một

quá trình, trong đó một vài phần tử cát có khả năng hấp phụ các ion từ dung dịch

vào cấu trúc phân lớp của sét, và cấu trúc này làm cho tinh thể sét đìêu chỉnh

kích thước và điện tích bề mặt của nó. Nói chung, tỷ lệ khoáng vật sét càng lớn,

tính kết dính của trầm tích càng cao, mặc dù còn có các yếu tố quan trọng khác

như chủng loại sét, kích thước hạt và số lượng và chủng loại cation có trong dung

dịch.

(2) Sự có mặt của vật chất hữu cơ cũng góp phần tạo tính kết dính của trầm

tích hạt mịn. Nhiều vật chất hữu cơ mang điện tích và có khả năng tác động như

các hạt nhân để hấp dẫn các khoáng vật sét, tạo thành các hạt có cấu trúc sét - vật

chất hữu cơ – sét (Owen,1977). Các tiết dịch của nhìêu sinh vật cũng có thể gắn

kết các vẩy sét mịn lại với nhau để tạo ra các trầm tích kết dính. Những quá trình

kết dính do vật chất hữu cơ này là rất phổ biến trong môi trường cửa sông năng

lượng thấp, những nơi này có nguồn trầm tích hạt mịn rất phong phú và sự sinh

sản sinh học cũng rất cao.

(3) Những thông tin chi tiết về khoáng vật học của sét và hành vi của sét có

thể tìm thấy trong các tài liệu địa kỹ thuật công trình (Bowles,1979, 1986;

Spangler và Hardy,1982).

(4) Các trầm tích kết dính được ép nép chặt, khô, cứng thường có tính kháng

xói mòn cao hơn các trầm tích không có tính kết dính cùng chịu đựng các điều

kiện tự nhiên như nhau. Các trầm tích băng hà ở một số vùng như các bờ Great

Lake được kết cứng và kết đặc lại như một loại đá trầm tích. Sét được ép nén và

mất nước lộ ra ở đáy biển trong một số miền bờ băng hà trước đây (như ở gần

New England và Tierra del Fuego, Argentina) cứng rắn như đá và các dụng cụ

khoan rất khó xuyên thủng.

(5) Ngược lại, các tầng trầm tích sét hiện đại ở châu thổ sông hay cửa sông có

hàm lượng nước cao thì rất dễ bị sóng đánh tan. Chừng mực nào mà bồn nước tiếp

nhận còn được che chắn và còn nguồn cung cấp lâu bền trầm tích mới thì trầm

tích sét mềm còn được tích tụ lại và dần dần được ép nén chặt lại (sau hàng ngàn

năm). Những cơn bão lớn như những cơn bão nhiệt đới có thể gây ra những biến

đổi sâu sắc cho những miền bờ đầm lầy, đặc biệt là khi các dải đảo che chắn bị

xuyên thủng hoặc bị sóng dồn của bão tràn qua. Những đường bờ vùng đầm lầy

này có thể bị xói mòn bởi các sóng pháp tuyến (không phải sóng bão) nếu sóng đổi

dòng chảy sang một kênh chi lưu khác và do đó nguồn cung cấp trầm tích cho

đoạn bờ này bị cắt đứt. Sự di chuyển của sông Misisipi là một trong những yếu tố

góp phần xói mòn bờ ở miền nam Lousiana (đã đề cập chi tiết ở Chương 4, phần

2).

(6) Các quá trình động lực học ven bờ đối với các bờ có trầm tích kết dính còn

chưa được hiểu biết tường tận và chưa được nghiên cứu kỹ càng như đối với các bờ

có cát. Vì các trầm tích kết dính có độ hạt rất mịn chúng thường không gặp trong

các tích tụ hiện thời tại các đường bờ lộ ra và có năng lượng cao. Tuy nhiên,

những vết lộ các trầm tích sét cổ đại vẫn có thể gặp và có thể rất bền vững một

cách ngạc nhiên trước tác động của sóng. Trong môi trường được bảo vệ, nơi sét có

thể tích đọng được thì bờ biển phát triển với những đặc điểm hình thái rất khác

biệt so với các đường bờ chứa trầm tích chưa được kết cứng. Nairn (1992) định

nghĩa bờ kết dính năng lượng cao là được cấu thành phần lớn từ lớp nền là trầm

tích kết dính; lớp nền này giữ vai trò chủ đạo trong việc biến đổi hình dạng của

đường bờ trong quá trình xói mòn. Mặt khác, các cửa sông và dòng triều cũng bị

chi phối bởi các điều kiện hoàn toàn khác: các trầm tích kết dính bị bào mòn,

được vận tải và tích đọng lại trên đáy biển trước hết là do các dòng chảy thuỷ triều

và sông (Owen,1977). Loại môi trường này cũng được đặc trưng bởi hàm lượng cực

kỳ cao các vật liệu lơ lửng trong nước ở miền gần bờ.

(7). Những quá trình mô tả ở đây liên quan hai loại môi trường kết dính. Thứ

nhất là các đường bờ xói mòn, năng lượng cao cấu thành từ các vật liệu kết dính

tàn dư đang chịu tác động của các quá trình đương đại. Vật liệu ở những môi

trường này đặc trưng bởi tính kháng xói mòn, các trầm tích kết dính đã kết cứng

thường tạo thành các chi tiết địa mạo rất đặc trưng dọc theo đường bờ biển cả.

Ngược lại, loại thứ hai là các môi trường lắng đọng, năng lượng thấp với bùn và

sét mềm chưa kết cứng đặc trưng cho các cửa sông, châu thổ và đầm lầy.

b. Các bờ kết dính năng lượng cao

(1) Các bờ kết dính năng lượng cao là các bờ không có những tích tụ lớn vật

liệu hạt mịn do những tác động bền bỉ của sóng. Vật liệu kết dính ở những môi

trường này là sản phẩm của các biến cố địa chất cổ đại đã được lắng đọng, kết cứng

lại trở thành có trạng thái như ngày nay. Các quá trình ven bờ đã bộc lộ chúng ra

làm cho chúng dễ bị tác động trong những điều kiện sóng năng lượng cao hiện

đại. Kết quả thường là một sự xói mòn không đảo ngược cắt qua toàn bộ biên dạng

hoạt động từ miền bờ thềm cao trong đất liền đến một khoảng cách xa ngoài khơi.

Những tình huống này thường hay gặp ở các đường bở mở ra biển cả ở California

và Massachusett và rất phổ biến ở Great Lake.

(2) Các đường bờ có vật liệu kết dính lộ ra có khả năng chống xói mòn nhờ

vào các tính chất chịu ép nén, chịu kéo căng và bền chắc của chúng. Vì những bờ

này trước hết là bờ xói mòn hơn là bờ kết tụ, chúng thường có những chi tiết địa

hình rất độc đáo so với các bờ không có tính kết dính. Những đặc trưng nổi bật

này là các bậc thềm dốc đứng, nó là điểm gián đoạn nổi bật ở bờ giữa một bên là

miền đất cao và một bên là bờ thấp phía trước. (Mossa, Meisberger, và

Morang,1992).

(3) Sự có mặt của vật liệu kết dính lót dưới bờ có cát không kết cứng là yếu tố

khống chết sự xói mòn mặt bờ. Nếu vật liệu kết dính bị xói mòn bởi các quá trình

năng lượng cao đặc trưng cho miền bờ dọc đại dương và Great Lake, thì các tính

chất gắn kết của bờ bị mất theo. Vật liệu hạt mịn không có khả năng tự nó tái

dựng lại và kết quả dẫn đến là sự bào mòn không đảo ngược. Số lớn cát bờ được tạo

ra đã nhanh chóng bị quét trôi đi trong các cơn bão làm cho các bờ trở nên không

được bảo vệ. Ở những nơi cát có thể tích tụ được, nó có vai trò tương tác quan

trọng trong các quá trình ở bờ kết dính. Sunamura (1976) phát biểu rằng cát

được đưa vào hệt thống sẽ tác động như một tác nhân bào mòn đối với vật liệu kết

dính, do đó làm tăng tốc độ bào mòn. Nairn (1992) và Kamphius (1987,1990) đã

chỉ rằng sự khoét sâu tầng kết dính lót dưới miền gần bờ bằng tác động mài mòn

là yếu tố không chế sự thoái lui của bờ thềm kề cận diễn ra ở Great Lake. Sự cắt

vào và khoét sâu các biên dạng miền gần bờ tạo điều kiện cho các sóng cao tác

động vào miền bờ trước, cuối cùng làm tăng nhanh tốc độ thoái lui của bậc thềm

(xem H.4.31). Song, khi cát trên mặt lộ trầm tích kết dính dầy lên đạt tới điểm

ngưỡng, từ đó cát có vai trò bảo vệ vật liệu nằm dưới. Ở giai đoạn này, sự cắt xói

xuống không xảy ra nữa và sự thoái lui của bờ cũng dừng lại.

(4) Độ dốc và tốc độ thoái lui của bậc thềm phụ thuộc các điều kiện năng

lượng cũng như các tính chất địa kỹ thuật của bậc thềm (độ hạt và độ kết cứng).

Các quá trình ven bờ trước hết là sóng, xói mòn và khoét sâu móng của các bậc

thềm dốc. Điều này làm cho các phần ở cao hơn sập lở, làm cho góc dốc của thềm

mở rộng ra. Cùng lúc đó, các bậc thềm cao có thể tiếp giáp với bờ dốc thoải hơn

hay với thềm gian triều nơi các mảnh vụn có thể tích tụ lại (H.3.22 và H.4.32).

Nếu sóng và các dòng chảy vận tải các mảnh vụn (được xói lở ra) nhanh hơn tốc độ

cung cấp thì lúc đó bậc thềm dốc sẽ nhanh chóng thoái lui để hình thành một bậc

thềm có sườn dốc. Khi nguồn cung cấp vật liệu xói mòn vượt quá mức độ trôi rửa

đi thì các mảnh vụn sẽ tích tụ lại ở chân các bậc thềm cao làm cho góc dốc của

sườn thềm thoải hơn. Các bờ được định hình bằng các quá trình này có đường bờ

không đều đặn. Sự thành tạo các dải đất liền tiền duyên (headland) và vịnh có thể

là có liên quan với sự chênh lệch mức độ xói mòn của các vật liệu kết dính khác

nhau cấu thành miền bờ. Một khi đã được hình thành, địa hình không đều đặn có

thể có ảnh hướng đáng kể đối với sóng, triều, vận tải trầm tích và sự tiến hoá tiếp

theo của đường bờ.

Hình 4-32: Hình thái của các vách biển dọc theo đường bờ gắn kết (nguồn Mossa, Meisburrger

và Morang, 1992)

(5) Đường bờ của Great Lake minh hoạ cho quá trình mô tả trên đây. Bờ có

tính kết dính ở Great Lake thường cấu thành từ các trầm tích băng hà cứng rắn,

các phần sót lại sau quá trình băng hà mà đã tạo ra những hồ này. Đặc trưng của

các bờ kết dính của Great Lake là sự tồn tại của các bậc thềm dốc ở bờ sau

(H.4.33). Bậc thềm có thể thấp chừng nửa mét ở dạng vết sóng cắt vào thềm, hoặc

có thể cao tới 60m hoặc hơn (Nairn,1992). Ở nơi bậc thềm thoái lui, sườn thềm

dốc và không có cây mọc. Trong một vài trường hợp có thể có bờ cát ngay sát

chân thềm về phía biển và cũng có thể có các doi cát ở ngoài khơi. Những đặc

trưng khác có thể là có các vết lộ đá kết dính ở miền bờ gần, làm cho chân của các

bậc thềm dễ bị sóng tác động, và cuối cùng là làm tăng tốc độ thoái lui của đường

bờ.

(6) Phần lớn các bờ của eo biển Bering thuộc Alaska, biển Beanfort và biển

Chukchi có bậc thềm thấp cấu thành từ trầm tích băng hà vĩnh cửu. Hàm lượng

nước của các trầm tích này biến động và bậc thềm tan băng với tốc độ biến đổi khi

lộ ra không khí vào mùa hè. Sóng cồn bão gây ra những sụt lở mạnh mẽ khi băng

ở chân thềm tan và những sụt lở cắt làm cho những khối thềm còn đông cứng bị

nứt đổ. Đôi khi những bờ này được bảo vệ bởi các tảng băng trôi lao đè lên trong

hoặc thời kỳ gần mùa hè, tạo thành một cấu trúc “bờ kè” có chiều cao đến vài mét.

Một vài sự trôi trượt cơ học có thể xảy ra, song ảnh hưởng thực là được bao bọc vì

bờ kè băng này còn tiếp tục tồn tại sau cả thời điểm khi băng ở ngoài khơi đã tan

hết.

c. Các bờ mở ở cửa sông năng lượng thấp.

(1) Cửa sông là một thân nước nửa khép kín và được che chắn, đây là nơi

nước trìêu đại dương và nước ngọt hoà trộn. Chức năng của cửa sông như một bồn

chứa một khối lượng trầm tích lớn. Trầm tích cửa sông có xuất xứ từ nhiều nguồn

bao gồm sông, thềm lục địa, xói mòn tại chỗ và hoạt động sinh học và sự lắng đọng

được kiểm soát bởi thuỷ triều, dòng chảy của sông, sóng và khí tượng. Bối cảnh

năng lượng thấp ở cửa sông, ngược với bối cảnh ở miền bờ mở, cho phép lắng đọng

các trầm tích hạt mịn như bùn, sét và vật chất gốc sinh học. Trầm tích cửa sông có

đặc trưng tiêu biểu là mềm và có xu hướng lắng đọng trên các bề mặt nhẵn mà

chúng hạn chế sự chảy rối của dòng nước. Khi được tích tụ, những vật liệu này kết

cứng lại và trải qua những biến đổi hoá học và sinh học để cuối cùng tạo thành

trầm tích kết dính.

(2) Bờ của các cửa sông và một vài bờ vùng nước mở trong môi trường năng

lượng thấp (thí dụ các bờ ở Lousiana, Surinam, Bangladesh và Indonesia) có đặc

điểm là nhẵn, độ dốc thoải với nước đục nhiều nùm có ở dọc bờ và kéo ra khá xa

ngoài khơi (Suhayda,1984). Những khu vực này thường hay có bờ sau

(backshore) thấp, phủ thực vật và các bãi bùn phẳng thường được lộ ra khi triều

xuống thấp. Những hoàn cảnh này cũng thấy ở các vịnh Chesapeake và

Delaware.

(3) Nichols và Biggs (1985) đã mô tả sự di chuyển trầm tích cửa sông cấu

thành từ 4 quá trình:

Bào mòn vật liệu ở đáy.

Vận tải

Lắng đọng lên đáy

Kết cứng vật liệu đã lắng đọng

Những quá trình này phụ thuộc nhiều vào động lực học của dòng chảy ở cửa

sông và tính chất của các hạt trầm tích. Những tính chất quan trọng nhất đối với

trầm tích kết dính là tính gắn kết giữa các hạt và hành vi hoá học vì những thông

số này làm cho trầm tích kết dính có phản ứng rất khác đối với các lực thuỷ động

học so với các trầm tích không có tính kết dính. Nhờ vào sự gắn kết dẻo vật liệu

đã kết cứng (sét và mùn) đòi hỏi phải có lực tác động mạnh hơn để khuấy động

chúng và do đó làm chúng chịu xói mòn vững hơn. Tuy nhiên, một khi trầm tích

kết dính đã bị xói mòn, những vảy sét và mùn mịn có thể bị vận tải đi bởi dòng

chảy có tốc độ thấp hơn nhiều so với tốc độ dòng chảy cần thiết để khởi đầu quá

trình xói mòn.

Hình 4-33: Đặc điểm của vùng bờ gắn kết Great Lake

CHƯƠNG 5 KHẢO SÁT ĐỊA CHẤT ĐỚI BỜ

5.1. GIỚI THIỆU

a. Để đánh giá những biến đổi địa chất và địa mạo của đới bờ, người ta thường lồng

ghép các nhóm nghiên cứu theo 3 thể loại sau: (1) Những nghiên cứu đương đại về các qúa

trình xảy ra trong điều kiện tự nhiên dựa trên các số liệu khảo sát thực địa và phân tích

trong phòng thí nghiệm; (2) Những thông tin, tư liệu thu thập từ các nguồn lưu trữ như ảnh,

bản đồ,…; (3) Những nghiên cứu trước đây dựa trên cơ sở địa tầng học và các nguyên lý địa

chất liên quan (H.5.1). Trong phạm vi mỗi nhóm, những dấu hiệu thể hiện sự biến đổi của

đới bờ có thể xuất hiện trong một quy mô thời gian nào đó. Chẳng hạn, những biến đổi theo

thuỷ triều và theo mùa thường rất quan trọng trong các nghiên cứu hiện đại, nhưng những

biến đổi mực nước trong thời Holocene thì lại có ý nghĩa lớn đối với các nghiên cứu môi

trường cổ. Trong các nghiên cứu về những biến đổi diễn ra ở môi trường cổ, những dao

động thủy triều thường rất khó xác định, nhưng với quá trình nghiên cứu đương đại thì sự

biến đổi của mực nước biển chỉ là yếu tố thứ yếu vì nó diễn ra quá chậm chạp.

b. Có rất nhiều kênh thông tin sẵn có giúp chúng ta có thể dễ dàng tiếp cận được lịch sử

địa chất và địa mạo của đới ven bờ. Một trong những phương pháp tìm kiếm các nguồn

thông tin đó là dựa vào việc thu thập các tư liệu nghiên cứu và số liệu khảo sát tại thực địa.

Những dữ liệu này có thể là dưới dạng số hoặc thông tin nghiên cứu được xử lý, phân tích tại

thực địa, trong phòng thí nghiệm hoặc tại văn phòng. Những nghiên cứu trong phòng thí

nghiệm được dùng để thu thập dữ liệu thông quá các cuộc thí nghiệm mô hình vật lý, chẳng

hạn như bể tạo sóng, hoặc để phân tích các đặc điểm địa chất theo số liệu thực địa, chẳng

hạn như phân tích độ hạt và thành phần khoáng vật. Những nghiên cứu trong phòng gồm

luận giải các bản đồ thời xưa, ảnh và các tài liệu tham khảo cũng như phân tích và mô phỏng

số hoá các dữ liệu thực địa, thực nghiệm và văn phòng. Tiêu bảng nhất là phải có được nhận

thức tổng thể đầy đủ về các quá trình môi trường và lịch sử địa chất của các bờ thông qua

một tổ hợp rộng rãi các phương pháp và các kênh thu thập thông tin.

c. Chất lượng của kết quả phụ thuộc một số yếu tố, kể cả những dữ liệu hiện có. Nếu

các nghiên cứu dữ liệu đã được xử lý (các bản đồ, ảnh và văn liệu hiện có) là hạn chế thì

việc đánh giá lịch sử địa chất sẽ khó khăn, tốn kém hơn và chính là ít chính xác hơn. Do đó,

trước khi tiến hành các nghiên cứu tại thực địa, trong phòng thí nghiệm hay trong văn phòng,

cần phải tổng hợp tài liệu thật chu đáo và tìm kiếm những nguồn dữ liệu đã được xử lý. Phụ

lục E và F liệt kê những nguồn và cơ quan có thể tư vấn cho việc tìm kiếm những nguồn dữ

liệu đã được xử lý.

d. Chất lượng của các thiết bị và công cụ, tiện nghi kỹ thuật cũng ảnh hưởng đến

chất lượng đánh giá lịch sử địa chất và địa mạo. Thí dụ, các thiết bị đi biển và máy đo độ sâu

bằng dò tiếng dội (echo sounding) mới đây đã được cải tiến. Khi sử dụng những công cụ này

việc vẽ bản đồ địa chất và địa mạo có thể tiến hành được ở những vùng ngoài biển xa hơn,

với độ chính xác cao hơn so với trước đây. Điều quan trọng là các nhà nghiên cứu bờ phải sử

dụng được những thiết bị và phương pháp mới như viễn thám và các máy móc địa vật lí, các

phương tiện máy tính điện tử, phần cứng cũng như phần mềm và các phương pháp trong

phòng thí nghiệm. Thí dụ Hệ thống Thông tin Địa lý GIS vừa mới được xây dựng gần đây

giúp các nhà nghiên cứu bờ trong việc phân tích và luận giải những tập dữ liệu không gian

có độ phức tạp cao. Bài viết này đề cập một vài phát kiến và kỹ thuật mới được sử dụng để

phân tích các tập dữ liệu về bờ.

Hình 5-1: Các phương pháp nghiên cứu địa mạo dới bờ theo quy mô thời gian. Mũi ten chỉ quang thời gian

tương ứng với phương pháp được ứng dụng. Không có đơn vị theo trục x. Độ đậm nhạt của các đường thể

hiện tính mức độ ứng dụng của phương pháp trong các nghiên cứu đới bờ

e. Các nhà khoa học phải phát hiện được những sai sót và những giả định khi thu thập

và phân tích dữ liệu và phải chỉnh lí chúng trước khi có ý định luận giải chúng. Điều rất quan

trọng là phải giải thích được nguồn gốc các sai sót trong việc đánh giá những biến đổi đã sảy

ra và thấy được những giới hạn của việc lí giải và đưa ra kết luận khi chúng dựa trên những

dữ liệu bao quát một thời gian ngắn hoặc cho một vùng hạn hẹp.

f. Nhiều thiết bị và phương pháp được dùng để kiểm soát các quá trình và địa hình ở đới

ven bờ là cực kỳ phức tạp. Chương này đề cập một vài trong số nhiều sai sót có thể xảy ra

khi người sử dụng các thiết bị và phương pháp này còn thiếu kinh nghiệm, hoặc sử dụng các

dữ liệu từ nguồn bậc hai mà không có một đánh giá có tính phê phán nào. Phần này không

có ý định làm nản chí các nhà nghiên cứu bờ mà chỉ mong muốn hướng dẫn họ tìm kiếm

những nguồn tham khảo khác hoặc dành cho những chuyên gia đang cần những lời khuyên

chuyên gia.

5.2. CÁC NGUỒN THÔNG TIN HIỆN CÓ VỀ BỜ

a. Các nguồn văn liệu

(1) Các khoa ở các trường đại học và cao học và các thư viện

Trong nhiều trường hợp sách, ấn phẩm định kỳ, luận văn, luận án và các báo cáo về các

dự án nghiên cứu của khoa… đều chứa các dữ liệu. Những dữ liệu này có nhiều, đặc biệt ở

những cơ quan đóng ở gần bờ, nơi các nhà khoa học được các ban ngành chính quyền của

bang, liên bang cấp kinh phí (như Sea Grant), nơi mà trường thì dạy và các khoa thì tích cực

tham gia nghiên cứu trong các lãnh vực thích hợp. Những trường đại học lớn đều có các kho

lưu trữ của bang, nơi các tư liệu, ấn phẩm của chính quyền liên bang và bang được lưu trữ.

(2) Các nguồn địa phương

Các nguồn này có thể cung cấp dữ liệu chi tiết và đôi khi là duy nhất liên quan địa

phương cục bộ này. Các nguồn này bao gồm báo chí địa phương, hồ sơ của các cơ quan địa

phương, nhật ký lịch sử, hồ sơ của trạm đèn biển, báo chí địa phương, hồ sơ hợp đồng xây

dựng, những cuộc mua bán đất và bảo tàng.

(3) Các cơ quan chính phủ

Các tư liệu địa chất miền ven bờ có thể tìm thấy trong các cơ quan chính phủ ở các cấp

liên bang, bang và địa phương (phụ lục E và F). Những cơ quan liên bang có tư liệu gồm Sở

địa chất Hoa Kỳ (USGS), Sở Trắc địa và Quản lý bờ Hoa Kỳ (USCGS), Cục Hải dương học

và Khí quyển Quốc gia (NOAA), các đơn vị Công binh Hoa Kỳ (USACE) (gồm các trạm thí

nghiệm đường thuỷ, các cơ quan của USACE và đơn vị quân đội), Bộ Vận tải, Cục Bảo vệ

Môi trường, Cục Ngư nghiệp và Sinh vật hoang dã, và Phòng Nghiên cứu Thí nghiệm Hải

quân (NRL). Phụ lục G cung cấp danh mục các báo cáo địa chất và kiểm soát ven bờ của

CERC. Các cơ quan bang có thông tin về miền ven bờ bao gồm các cục địa chất bang (hoặc

các sở địa chất), các sở vận tải, các sở tài nguyên môi trường và/hoặc tài nguyên nước, và

các cơ sở kế hoạch. Một vài sở y tế cũng lưu trữ những tư liệu tốt.

(4) Các cơ quan công nghiệp

Các công ty năng lượng (dầu và khí) thường có các tư liệu mà các nhà khoa học có thể

tiếp cận được. Đó là các tư liệu về các quá trình diễn ra ở ven bờ có liên quan với các hoạt

động khoan ở ngoài khơi. Các công ty xây dựng có tài liệu trong đĩa máy tính về các dự án

xây dựng. Các hãng xây dựng và môi trường cũng có thể có những dữ liệu rút ra từ các dự

án đã làm cho bang. Các báo cáo tác động môi trường của các nhà máy điện nguyên tử xây ở

các miền ven bờ cũng có nhiều dữ liệu về các quá trình và địa chất ven bờ.

(5) Các tạp chí và các biên bản hội nghị

Nhiều thư viện của các trường đại học lớn đều có các tạp chí khoa học quốc gia và quốc

tế. Số lớn văn liệu khoa học liên quan lịch sử địa chất ven bờ thuộc các lãnh vực địa chất, đại

dương học, khoa học về biển, địa lý tự nhiên, khoa học về khí quyển, về trái đất và các

nghiên cứu các miền cực trái đất.

(6) Các văn liệu nghiên cứu trong máy tính

Nhiều thư viện của các trường đại học lớn và cơ quan bang đều có các cơ sở dữ liệu

máy tính có thể tiếp cận được. Những cơ sở dữ liệu này chứa các thông tin mà có thể thu

thập được bằng các từ khóa, chủ đề, tên gọi và tên tác giả.

b. Dữ liệu khí tượng và khí hậu.

(1) Dữ liệu khí tượng và khí hậu nhiều khi rất hữu ích để nghiên cứu các quá trình môi

trường quan trọng và để phát hiện những đặc điểm của những trận bão lớn. Những trận bão

lớn hoặc những biến động bão trong nhiều năm đều tác động sâu sắc đến hình thái ven bờ

(Carter,1998). Điều này được thể hiện, thí dụ, qua những biến đổi ở các bờ được che chắn

gây ra bởi gió, sóng, sự dâng cao mực nước làm ngập lụt và bào rửa trong thời gian bão.

(2) Dữ liệu khí tượng và khí hậu cũng có thể thu thập được từ các nguồn bậc hai hoặc

bằng chương trình thu thập dữ liệu gốc. Như phần lớn các yếu tố môi trường quan trọng, số

lớn thông tin hiện có đều thuộc loại những nghiên cứu có quy mô thời gian lâu dài thuộc quá

khứ hoặc thuộc thời hiện đại. Trung tâm Dữ liệu Khí hậu Quốc gia và Trung tâm bão Quốc

gia thuộc NOAA có nguồn dữ liệu khí tượng và khí hậu quan trọng.

c. Dữ liệu về sóng.

(1) Cần có dữ liệu về sóng để xác định quy mô của các phản ứng trước các quá trình

diễn ra ở đới ven bờ. Những thông số sóng quan trọng bao gồm độ cao, chu kỳ, độ dốc và

hướng của sóng và kiểu sóng xô. Người ta đặc biệt quan tâm đến tính chất của sóng ở bên

trong đới sóng xô, nơi có đến 50% dòng di chuyển trầm tích, chủ yếu là trầm tích đáy (Ingle,

1966). Dữ liệu về sóng có thể: a) Được thu thập từ các nguồn hiện có; b) Được đánh giá tại

văn phòng nhờ sử dụng phương pháp dự báo quá khứ (hindcast techniques) trên cơ sở bản

đồ thời tiết, các quan trắc trên tàu thuỷ và các quan trắc môi trường ven bờ; hoặc c) Được

trắc đạc tại thực địa bằng sử dụng các dụng cụ đo sóng.

(2) Dữ liệu trắc đạc sóng được thu thập nhờ các cơ quan Bang và Liên bang cũng như

các công ty tư nhân. Đối với những dự án nghiên cứu đòi hỏi dữ liệu sóng thì những dữ liệu

thống kê sóng đã được xử lý có thể có được nếu như các phao, các cấu trúc ngoài khơi và

các cầu tàu được trang bị máy đo được lắp đặt gần khu vực nghiên cứu. Những dữ liệu thuộc

các vùng rải rác đã công bố bao gồm các số thống kê dữ liệu đo sóng, dự báo sóng quá khứ

(wave hindcasting), và những quan sát bằng mắt thường từ boong tàu biển hoặc từ đới ven

bờ.

(3) Phương pháp dự báo sóng quá khứ là một thủ pháp được sử dụng rộng rãi để đánh

giá các số liệu thống kê sóng nhờ vào phân tích các bản đồ thời tiết bằng các phương pháp

kỹ thuật được xây dựng trên cơ sở tư duy lí thuyết và dữ liệu thực nghiệm. Một nhà khoa

học ven bờ có thể sử dụng các dữ liệu dự báo quá khứ đã công bố hoặc có thể tự xử lí trên

máy tính những dữ liệu gốc về vùng nghiên cứu. Phụ lục D là danh mục các báo cáo nghiên

cứu thông tin về sóng của USACE, bao trùm các vùng bờ Đại Tây Dương, Thái Bình

Dương, Vịnh Mêxico và Hồ Lớn. Ưu việt của phương pháp dự báo quá khứ là có dữ liệu dài

hạn của các bản đồ thời tiết và chi phí ít tốn kém. Điểm yếu là phải quy đổi sóng về vùng

nước nông, đặc biệt là khi ta đang nghiên cứu tại các vùng có độ sâu phức tạp.

(4) Những quan sát sóng bằng mắt thường từ tầu biển ở ngoài biển hoặc từ các trạm trên

bờ dọc theo bờ biển nước Mỹ cũng đã được công bố trong một số ấn phẩm. Mặc dù số liệu

kém chính xác hơn so với những số liệu trắc đạc, song, người quan sát có kinh nghiệm có thể

thu được những kết quả với độ chính xác hợp lý và một khối lượng lớn các quan sát làm cho

nó trở thành một nguồn đáng giá. Những dữ liệu quan sát sóng ngoài khơi trên boong tàu đã

được cơ quan Nghiên cứu Hải dương học và Hoạt động triển khai Hải Quân Hoa Kỳ (nay là

Phòng Nghiên cứu Hải quân (NRL) đúc kết và công bố dưới dạng các bản đồ và tổng hợp dữ

liệu biển và vùng sóng lừng như Bản tổng hợp các dữ liệu quan sát khí tượng học từ tàu

biển. Trong khi những dữ liệu này bao phủ một khu vực địa lý cực lớn, thì những quan sát

trên các boong tầu biển và các vùng biển khác có tàu đi lại thì dữ liệu lại lớn về số lượng.

(5) Đối với đới ven bờ, có một chương trình được cơ quan USACE tài trợ để thu thập

dữ liệu đó là Chương trình Quan sát Môi trường ven bờ (LEO- Littoral Environment

Observation Program) (Schneider, 1981; Sherlock và Szuwalski 1987). Chương trình này bắt

đầu từ năm 1966, sử dụng những người quan sát tình nguyện, họ lập báo cáo hàng ngày về

tình hình ở từng vùng cụ thể dọc theo bờ biển Hoa kỳ. CERC có số liệu từ hơn 200 vị trí

quan sát khác nhau (H.5.2). Như đã thấy, dữ liệu theo LEO không chỉ bao gồm các thông số

của sóng, mà còn là những thông tin về gió, dòng chảy và một số chi tiết địa hình. LEO được

triển khai tốt đẹp ở từng vùng cụ thể, nhưng nó không cung cấp thông

QUAN SÁT MÔI TRƯỜNG VEN BỜ

Ghi chép mọi dữ liệu cẩn thận và rõ ràng

Số hiệu vùng Năm Tháng Ngày Thời gian

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11

12 13 14 15

CHU KỲ SÓNG

Ghi thời gian bằng giây cho 11 sống sóng vượt

qua một điểm cố định.

16 17 18

CHIỀU CAO CỦA SÓNG XÔ

Ghi đánh giá đúng nhất về độ cao trung bình của

sóng tính đến chân sóng.

19 20 21

GÓC SÓNG Ở ĐẦU SÓNG XÔ (at breaker)

Dùng thước đo độ đo thật chính xác hướng sóng

đến ( xem hướng dẫn dùng thước đo độ ở cuối bảng

mẫu này).

22 23

KIỂU SÓNG

0 – Lặng sóng 3 – Sóng dồn

(surging)

1 – Sóng tràn (spilling) 4 – Tràn/chúi đầu

2 – Sóng chúi đầu (plunging)

24

TỐC ĐỘ GIÓ

Ghi tốc độ gió bằng m/h chính xác nhất. Nếu

lặng gió ghi 0.

26 27

HƯỚNG GIÓ

Ghi hướng gió đến, nếu lặng gió ghi 0

1 – Bắc ; 3 – Đông ; 5 – Nam ; 7 – Tây

2 – ĐB ; 4 – ĐN ; 6 – TN ; 8 – TB

28

ĐỘ DỐC BÃI TRIỀU TRUNG ĐỘ RỘNG CỦA ĐỚI SÓNG NHÀO (surf zone)

Ghi độ dốc bãi triều trung chính xác nhất bằng độ Đánh giá khoảng cách từ bờ (shore) đến các đầu

sóng xô (breakers) (m). Nếu lặng sóng ghi 0.

29 30

31 32 33 34

DÒNG CHẢY DỌC BỜ THUỐC NHUỘM MÀU

Đánh giá khoảng cách (m) từ đường bờ tới điểm

phun thuốc màu.

36 37 38

VẬN TỐC DÒNG CHẢY HƯỚNG DÒNG CHẢY

Hình 5-2: Phiếu điều tra nghiên cứu môi trường đới bờ được sử dụng trong các cuộc khảo sát

thuộc chương trình của LEO

d. Nguồn dữ liệu mức nước

Cục Hải dương học Quốc gia (NOS) thuộc NOAA chịu trách nhiệm về giám sát biến

đổi mức nước biển ở 115 trạm trên toàn lãnh thổ quốc gia (Hicks,1972). Các văn phòng địa

phương thuộc USACE thu thập dữ liệu về độ cao thuỷ triều ở các vùng ngoài các trạm trên.

Những số đo hàng ngày được công bố trong các báo cáo mang tên “Stages and Discharges ở

địa hạt …. (địa danh)”. Những mức nước được dự báo và thông tin về dòng triều từng ngày

có thể thu thập được từ các ấn phẩm do NOS công bố hàng năm như “Bảng thống kê thuỷ

triều (Tidal Tables….): Dự báo mức nước cao và thấp” và “Bảng thống kê dòng triều”

(“Tidal current Tables”). Một cách thu thập số liệu nhật ký sóng khác là các chương trình

máy tính thương phẩm. Nhiều chương trình kiểu này được cập nhật hàng quý hoặc hàng

năm. Những thông tin cơ bản trong lãnh vực dữ liệu về thuỷ triều và các trạm quan trắc thuỷ

triều có thể tìm thấy trong các ấn phẩm của NOS mang tên “Chỉ báo về các trạm thuỷ triều

của Hoa Kỳ và các trạm hỗn hợp khác”, và “Sổ tay Công vụ và Các sản phẩm của NOS”.

e. Dữ liệu địa chất và trầm tích.

Trong nghiên cứu lịch sử địa chất và địa mạo đới ven bờ điều quan trọng là cần đánh

giá dữ liệu địa chất và trầm tích hiện có. Loại thông tin này có rải rác ở nhiều cơ quan và

nhiều nguồn cung cấp và bao gồm hàng loạt tư liệu như bản đồ địa chất, các khảo sát thổ

nhưỡng, các tài liệu khoan làm đường cao tốc và các tư liệu về quá trình như hàm lượng và

dòng trầm tích lơ lửng từ các sông kề cận. Những dữ liệu đã công bố thường có ở các cơ

quan như Sở Địa chất Hoa Kỳ (USGS), Sở Bảo tồn Đất Hoa Kỳ, Viện Địa chất Mỹ và

CERC. Những khác biệt về địa chất và loại hình đất có thể cung cấp những điểm chốt để tìm

hiểu các mô hình bào mòn và bồi đắp. Những dữ liệu địa chất học và trầm tích luận thường

là bổ ích để xác định các quá trình và các phản ứng môi trường quan trọng như tác động của

các trận bão lớn đối với đường bờ.

f. Ảnh hàng không.

(1) Những ảnh hàng không chụp ngày nay và trước đây cung cấp những dữ liệu quý giá

để lý giải lịch sử địa chất và địa mạo. Ảnh có thể thu thập được từ các cơ quan Bang và Liên

Bang như USGS, Bộ Nông nghiệp Hoa Kỳ, Trung tâm Dữ liệu EROS và các cơ quan khác

liệt kê ở các phụ lục E và F. Các cặp ảnh lập thể với độ chồng ghép tới 60% thường có sẵn,

chúng chứa đựng những thông tin kỹ thuật trắc ký ảnh (photogrammetric techniques). Phạm

vi thời gian của ảnh hàng không Hoa Kỳ là từ 1930 đến nay đối với nhiều vùng. Nội dung

phân tích và luận giải ảnh phụ thuộc một phần vào tỷ lệ, độ phân giải và độ che phủ mây của

ảnh. Những tác động của những biến cố lớn có thể được ghi nhận bằng phương pháp chụp

ảnh hàng không vì các thiết bị chụp ảnh và máy bay có thể huy động được một cách nhanh

chóng. Nhờ vào khả năng này, việc mở rộng diện che phủ ảnh hàng không trong một thời

gian ngắn để giám sát các vùng mà hiện nay khả năng tiếp cận bằng đường bộ chưa sẵn

sàng.

(2) Đối với những nghiên cứu về các quá trình đương đại, có hàng loạt ảnh hàng không

có thể cung cấp nhiều dữ liệu để xem xét các vấn đề khác nhau. Sử dụng ảnh hàng không có

thể phân tích được những thông tin liên quan vẽ bản đồ môi trường và phân loại môi trường

như bản chất của các dạng địa hình (landforms) và vật liệu ven bờ đến các công trình xây

dựng, các tác động của các trận bão mới đây, vị trí của các dòng chảy khe trũng (rip

currents), tính chất của sự bồi cạn do sóng (wave shoaling) và sự phát triển của các doi cát

và các chi tiết địa hình ven bờ khác. Các phương pháp trắc ký ảnh cũng rất hữu ích để đánh

giá một số chi tiết địa hình. Nói chung, nên có những ảnh chụp khi triều thấp để có thể lộ ra

hoặc nhìn qua nước thấy được một phần các chi tiết địa hình gần bờ.

(3) Đối với các nghiên cứu với quy mô thời gian thuộc quá khứ cần có các bộ ảnh hàng

không chụp trong nhiều thời điểm khác nhau. Các ảnh và bản đồ thời xưa này là những phần

thống nhất để đánh giá sự biến đổi đường bờ biển. Mực nước và từ đó, vị trí đường bờ, cho

thấy những biến đổi lớn tương ứng với các thời điểm tiến hành các chuyến bay chụp ảnh

hàng không.

Do đó các nhà khoa học nghiên cứu ven bờ phải coi những biến động này là những

nguyên nhân tiềm tàng của những sai sót khi lập và luận giải các bản đồ biến đổi đường bờ.

Phần 5.5 đề cập chi tiết hơn về phép phân tích ảnh hàng không.

g. Dữ liệu viễn thám từ vệ tinh.

(1) Những dữ liệu thu được nhờ vệ tinh có ở các cơ quan Hoa Kỳ, mạng dữ liệu vệ tinh

thuộc hệ thống của Pháp SPOT (Pour L’Observation de la Terre) và của Nga. Có thể có các

ảnh vệ tinh Sojuzkarta của Nga thông qua chương trình hợp tác về ảnh SPOT (Phụ lục E).

Những dữ liệu rada sử dụng ống kính (aperture) bằng kim cương tổng hợp có thể thu thập

được qua chương trình hợp tác STX Hughes. Trong nhiều trường hợp có thể mua những dữ

liệu này hoặc ở dạng các bản ảnh sao hoặc các tệp dữ liệu số để dùng cho các ứng dụng máy

tính. Những dữ liệu số và ảnh có thể giúp tìm kiếm các hiện tượng có quy mô lớn, đặc biệt là

những quá trình được coi là những chỉ thị cho các bối cảnh địa chất và động lực học ở đới

ven bờ. Những cơ quan thu thập và phổ biến ảnh vệ tinh được liệt kê ở phụ lục E. Danh mục

các dữ liệu vệ tinh có ở Trung tâm Dữ liệu Khoa học Vũ trụ Quốc gia (NSSDC) được in

trong các sách của Horowitz và King (1990). Có thể truy cập những dữ liệu này qua máy

tính.

(2) Những dữ liệu vệ tinh đặc biệt hữu ích để đánh giá những biến đổi địa hình quy mô

lớn ở đới ven bờ. Ở khu vực kề cận châu thổ, phương pháp viễn thám có thể phát hiện các

cửa sông và các nơi khác mang trầm tích, mô hình không gian của các trầm tích lơ lửng

(H.5.3). Có thể chụp được những dải đất, những chi tiết địa hình của đáy bờ, kể cả những

sống của các doi hoặc bãi ngầm ở chỗ nước trong và nông. Có thể xác định phạm vi không

gian của các dòng triều nhờ vào những dữ liệu hồng ngoại nhiệt; chúng rất hữu ích để phân

biệt nhiệt độ của các dòng triều lên, triều xuống và nước ngọt thải ra ở cửa sông. Ở những

vùng nước sâu hơn, vệ tinh cũng có thể cung cấp dữ liệu về các dòng chảy và sự lưu thông ở

đại dương (Barrik, Evans, và Weber, 1977). Những dữ liệu rada đặt trên máy bay cũng cho

thấy nhiều hứa hẹn trong việc phân tích trạng thái biển.

(3) Chương trình vệ tinh Landsat được Cục Hàng không và Vũ trụ Quốc gia hợp tác với

Bộ Nội Vụ Hoa Kỳ xây dựng. Năm 1972, khi mới triển khai chương trình, nó chỉ được thiết

kế như một hệ thống thử nghiệm để kiểm tra tính khả thi của việc thu thập dữ liệu tài nguyên

trái đất từ các vệ tinh không người lái. Các vệ tinh của Landsat sử dụng các loại cảm biến

khác nhau có các đặc tính cảm thụ các bước sóng khác nhau từ ánh sáng nhìn thấy (lục) đến

hồng ngoại nhiệt có bước sóng lớn nhất tới 12 μm. H.5.4 cho thấy biên độ của từng dải và độ

phân giải không gian của các loại cảm biến khác nhau đặt trên vệ tinh. Trong số 5 vệ tinh

của Landsat, chỉ riêng Landsat-4 và Landsat-5 hiện còn trên quỹ đạo. Được trang bị máy

quét đa phổ, cả hai vệ tinh này đều có độ phân giải 82m đối với 4 dải sóng nhìn thấy và một

dải hồng ngoại gần, còn máy vẽ bản đồ nhiệt có độ phân giải 30m trong 6 dải ánh sáng nhìn

thấy và dải hồng ngoại giữa và độ phân dải 120m đối với dải sóng hồng ngoại nhiệt (10,4-

12,5μm).

(4) SPOT là một chương trình vệ tinh thương mại. Vệ tinh đầu tiên được chính phủ

Pháp tài trợ đã được phóng năm 1986. Vệ tinh SPOT-1 có hai bộ cảm biến phát hiện gọi là

hệ chụp ảnh HRV (phân giải cao đối với ánh sáng nhìn thấy). Mỗi hệ HRV có thể có độ

phân giải 10m khi hoạt động theo chế độ toàn sắc với một dải rộng ánh sáng nhìn thấy, hoặc

có độ phân giải 20m theo chế độ đa phổ (ánh sáng nhìn thấy và hồng ngoại gần) với ba dải

sóng (H.5.3).

(5) Trong loạt của NOAA có vài thế hệ vệ tinh đã bay. Những vệ tinh gần đây nhất

được trang bị bộ đo phóng xạ tiên tiến với độ phân giải cực lớn (AVHRR). Loại này có độ

phủ không gian lớn nhưng độ phân giải kém hơn so với các vệ tinh của Landsat hay SPOT.

Có thể tìm thấy nhiều thông tin khác về các loại vệ tinh trong các sách giáo khoa viễn thám

(như Colwell,1983; Lillesand và Kiefer, 1987; Richards,1986; Sabins,1987; Siegal và

Gillespic,1980; Stewart,1985).

Hình 5-3: Ảnh vệ tinh SPOT, chụp ở vịnh Atchafalaya, LA. Trong ảnh có thể nhìn rõ các dòng chảy mang

những hạt trầm tích lơ lửng (nguồn dữ liệu của phòng nghiên cứu các khoa học trái đất,

thuộc trường đại học quốc gia Louisana, Baton Rouge, LA.

(6) Những bộ quét lắp trên máy bay gồm các bộ cảm biến và rada nhiệt và các máy sử

dụng vi sóng, cũng có thể có các ứng dụng trong nghiên cứu bờ. Các hệ LIDAR (hướng và

biên độ ánh sáng), SLAR (Rada lắp trên máy bay quan sát sườn), SAR (Rada có ống kính

bằng vật liệu tổng hợp – synthetic aperture), SIR (Rada con thoi chụp ảnh) và các hệ vi sóng

thụ động cũng có các ứng dụng để vẽ đường đồng mức đới ven bờ ngầm dưới nước. Có một

hệ LIDAR gọi là SHOALS (Hệ Lidar quét lắp trên máy bay hoạt động ở vùng nước) đang

được Công binh Mỹ sử dụng để đo vẽ vùng ven bờ và lạch triều. Hệ này dựa trên nguyên lí

truyền và khúc xạ ánh sáng laser cộng hưởng xung phát ra từ trực thăng được trang bị hệ

máy SHOALS cùng với thiết bị xử lí dữ liệu và dẫn đường bay (Lillycrop và Banic, 1992).

Khi hoạt động, laser SHOALS quét một cung cắt ngang đường bay của trực thăng, tạo ra

một vệt quét rộng khoảng bằng nửa độ cao của đường bay. Chùm phản xạ mạnh từ mặt nước

được ghi lại, tiếp sát sau là đợt phản hồi yếu hơn từ đáy biển. Chênh lệch thời gian giữa hai

đợt sóng phản xạ được quy đổi ra độ sâu nước. SHOALS có thể làm cuộc cách mạng trong

công tác khảo sát thuỷ văn đối với nước nông vì một vài lí do. Ưu việt quan trọng nhất là hệ

này có thể khảo sát tới 8 km2 trong một giờ, do đó có thể phủ một dải bờ rộng lớn trong một

vài ngày. Điều này tạo ra khả năng thu thập tức thì dữ liệu dọc theo những bờ chịu những

biến đổi nhanh. Hệ này có thể huy động nhanh để làm việc, nó cho phép thực hiện những

cuộc khảo sát quy mô lớn ngay sau bão, hoặc các cuộc khảo sát trong những tình huống

không lường trước như khi các doi chắn bị xuyên thủng. Cuối cùng, độ sâu nước chỉ cần ít

nhất 1m là đủ nên nó cho phép bao phủ có hiệu quả các vùng bãi ngầm, kênh hoặc bờ mà

thường là rất khó hoặc không thể thực hiện được bằng các phương pháp truyền thống, đặc

biệt là vào mùa đông. Độ sâu tối đa của nước đã chứng minh là khoảng 10m phụ thuộc độ

trong của nước.

Hình 5-4: Độ phan giải phổ và phân giải không gian gần đúng của các sensor được lắp đặt trên vệ tính

Landsat, SPOT và NOAA (nguồn dữ liệu của Earth Observation Satellite Company và Huh

và Leibowitz, 1996)

h. Những dữ liệu địa hình và trắc đạc độ sâu.

(1) Các bản đồ địa hình và đo độ sâu có sắn ở Sở Địa chất Hoa Kỳ (USGS), ở nhiều

văn phòng địa phương của USACE và ở USCGS.

Các bản đồ địa hình ở USGS thường được chỉnh sửa sau mỗi thời kỳ 20-30 năm và đôi

khi ngắn hơn đối với những vùng có ưu tiên. Tuy nhiên, các bản đồ này cũng dễ trở nên lạc

hậu khi sử dụng cho một số dạng nghiên cứu vì nhiều đường bờ không tồn tại được lâu dài.

Các tấm bản đồ của USGS thường có ở loạt 7,5’ (tỷ lệ 1:24000) và loạt 15’ (tỷ lệ 1:62500).

Độ phân giải của những bản đồ này không đủ để phản ảnh nhiều chi tiết địa hình, nhưng

cũng có thể đủ để đánh giá những địa hình quy mô lớn và những biến đổi lớn, đặc biệt là qua

một thời gian dài.

(2) Những dữ liệu khảo sát thuỷ văn gần đây và trước đây cũng có sẵn ở Sở Hải dương

học Quốc gia (NOS). Có thể thu thập được những dữ liệu này ở dạng các bản vẽ sơ bộ tỷ lệ

lớn, ở đây những số liệu thăm dò bằng âm thanh và những số đo đáy biển là nhiều hơn so với

những sơ đồ đã công bố tuy cùng dựa trên những dữ liệu gốc này.

(3) Đôi khi những bản đồ khảo sát độ sâu bị lỗi thời vì những biến đổi địa mạo ở nhiều

vùng đáy biển xảy ra rất nhanh chóng. Ở một số bản đồ hàng hải, các số đo độ sâu là những

con số từ hơn 50 năm trước và những độ sâu được đánh dấu có khi đã hoàn toàn khác so với

độ sâu hiện nay. Những biến đổi mạnh mẽ nhất có thể xảy ra ở những vùng có các dòng chảy

mạnh, có bão tổ mạnh hoặc có sự di chuyển trầm tích ngầm đáy biển hoặc có sự nạo vét ở

những luồng tàu biển. Người dùng phải luôn luôn cảnh giác trước những dữ liệu đã biến đổi

khác đi trên những bản đồ khác nhau. Những khảo sát địa lý thuỷ văn hàng năm hoặc ngắn

hơn cũng có ở nhiều dự án đường biển liên bang.

i. Bản đồ biến đổi đường bờ

(1) Những biến đổi đường bờ có thể được phân tích, lí giải trên cơ sở các bản đồ hàng

hải, bản đồ địa hình, ảnh hàng không và các hồ sơ bất động sản. Ở một số vùng, bản đồ cho

thấy những biến đổi đường bờ và sự trôi lở đất, có thể là do các cơ quan bang và liên bang,

các trường đại học hoặc các công ty xây dựng xuất bản. Tuy nhiên, người dùng phải cảnh

giác trước những sai sót tiềm ẩn do không được chỉnh lí thoả đáng khi xuất bản.

(2) Các bản đồ biến đổi bờ và đường bờ được lập ra trên cơ sở ảnh và bản đồ thời trước,

có thể có lỗi. Thí dụ ở những bản đồ này các số liệu có thể không trùng khớp nhau, có thể ở

các tỷ lệ khác nhau, có thể có mức độ chính xác khác nhau do thời hạn bản đồ hoặc những

sai sót ấn loát hoặc có thể là do có sự khác biệt về phép chiếu hình mà do đó gây ra sự méo

lệch về hình thái. Lý tưởng mà nói, các bản đồ biến đổi đường bờ được lập trên cơ sở ảnh

hàng không, phải được chỉnh sửa về độ méo lệch do độ dốc, độ nghiêng và độ lệch đường

bay của máy bay gây ra. Phổ biến nhất là những khó khăn trong việc xác định các góc độ

chụp trong các thời gian khác nhau, trong việc chỉnh lí tỷ lệ và độ méo lệch gần mép hoặc

gần góc tấm ảnh. Những khó khăn khác nữa là các tấm ảnh không đáp ứng yêu cầu mong

muốn về chủng loại, tỷ lệ, độ sáng hay độ phân giải. Sương mù, mây phủ có thể che khuất

địa hình. Cuối cùng là mức nước lúc chụp ảnh hưởng mạnh đến vị trí các đường bờ. Những

nguồn dữ liệu đặc biệt và phương pháp phân tích các bản đồ biến đổi đường bờ được trình

bày ở phần 5.5.

5.3. KHẢO SÁT VÀ THU THẬP DỮ LIỆU THỰC ĐỊA

a. Những vấn đề chung.

(1) Để có thể áp dụng những công nghệ thích ứng phục vụ nghiên cứu thực địa, nhà

khoa học phải hiểu ít nhiều về bản chất của vấn đề và kết quả mong đợi. Chẳng hạn, một

điểm dân cư đang bị xói lở đe doạ thì những số đo về các quá trình, bản đồ địa hình và bản

đồ độ sâu là cần thiết để xác định các xu hướng xói mòn do bão gây ra hoặc do thời gian dẫn

đến. Cũng vậy, cũng có thể cần đến những dữ liệu trước đây để xác định tốc độ và sự biến

thiên không gian của những biến đổi đường bờ biển theo thời gian. Những nghiên cứu địa

tầng có thể cũng cần đến để phục vụ mục đích tìm kiếm nguồn vật liệu bồi đắp bờ. Bản thiết

kế công trình nghiên cứu phải bao gồm việc lập kế hoạch đầy đủ về các mục đích nhiệm vụ

và chiến lược quan trắc, thời hạn, hậu cần, kinh phí. Sẽ lãng phí rất nhiều thời gian và tiền

của trong thời gian ở thực địa nếu như không xác định được rõ mục tiêu, nhiệm vụ và kế

hoạch quan trắc cho thích ứng.

(2) Trước khi tiến hành nghiên cứu chi tiết tại thực địa điều quan trọng là phải làm tổng

quan các dữ liệu có sẵn về bờ liên quan đến vùng và vấn đề nghiên cứu. Những thông tin

hiện có là rất quan trọng đối với việc thiết kế các nhiệm vụ nghiên cứu tại thực địa và có thể

đề xuất được những công việc thực địa ít tốn kém hơn. Nhiều khi những hạn chế về thời gian

và kinh phí ảnh hưởng mạnh mẽ đến việc thu thập dữ liệu, kể cả những dữ liệu quan trọng.

3) Khi ở thực địa phải ghi chép cẩn thận những dữ liệu và thông tin liên quan vào sổ

thực địa không thấm nước. Những chi tiết cũng phải được ghi lại trên băng. Các tấm ảnh là

những tư liệu có giá trị về bối cảnh hiện trưòng, thiết bị và quy trình quan trắc. Các máy ghi

hình ngày càng được sử dụng nhiều hơn cho công tác khảo sát thực địa.

(4) Có một vài dạng công tác tiến hành ngoài thực địa. Nó có thể chỉ đơn giản là những

quan sát sơ lược bằng mắt thường đến việc thu thập dữ liệu như dữ liệu đo lường các quá

trình, thu thập mẫu trầm tích, mẫu địa tầng, dữ liệu địa hình và độ sâu biển và dữ liệu địa vật

lý. Những nghiên cứu có thể bao gồm việc điều tra những lực tác động, mức độ hoạt động,

các tương tác giữa lực và trầm tích và sự biến động của hoạt động này theo thời gian. Nếu

công tác thực địa trù tính việc thu thập một khối lượng lớn dữ liệu thì rất cần có cuộc khảo

sát sơ bộ đến thực địa để giúp xác định các điều kiện cụ thể ở vùng nghiên cứu và để xây

dựng kế hoạch quan trắc.

(5) Các khía cạnh không gian và thời gian của việc khảo sát sơ lược là rất quan trọng.

Về không gian việc quan trắc phải tính đến diện tích bao phủ bờ theo chiều dọc, chiều ngang

và mạng lưới quan trắc, khoảng cách quan trắc sao cho đáp ứng được yêu cầu, mục đích

nghiên cứu. Mật độ quan trắc và độ dài thời gian quan trắc tại một điểm là những vấn đề cần

xem xét khi lập kế hoạch thời gian thực địa. Tần suất và thời gian quan trắc là những yếu tố

rất quan trọng đối với các nghiên cứu quá trình hiện đại, chẳng hạn như việc kiểm soát các

biến đổi địa hình và độ sâu có liên quan đến bão. Những nghiên cứu môi trường cổ hoặc có

quy mô thời gian địa chất thường không đòi hỏi những chuyến khảo sát thường xuyên đến

thực địa, mà việc quan trắc rộng trong không gian lại là quan trọng.

(6) Trước khi thiết kế chương trình thu thập dữ liệu thực địa cần xây dựng mô hình lí

thuyết (conceptual model). “Mô hình” này là tập hợp các giả thuyết công cụ, nó sử dụng

những hiểu biết hiện có để tìm hiểu thông tin còn thiếu hụt. Sau khi thu thập được những

thông tin này, mô hình lý thuyết được xem xét lại và trở nên có giá trị. Có thể cần đến những

quan sát bổ sung để kiểm tra trong những điều kiện khác nhau và mô hình cũng có thể cần

xem xét lại phụ thuộc vào kết quả nghiên cứu.

b. Khảo sát thực địa và nguồn lực địa phương.

(1) Khảo sát sơ lược vùng thực địa có thể cung cấp những thông tin giúp xác định

những vấn đề lớn cần nghiên cứu, xác nhận và hoàn thiện dữ liệu đã thu thập được từ các

nguồn ảnh hàng không và viễn thám và giúp xây dựng chiến lược quan trắc trong công tác

thực địa lớn hơn sau này. Ngay cả khi chỉ lướt qua vùng nghiên cứu ngắn ngày thôi cũng cần

chuẩn bị chu đáo. Sự chuẩn bị này bao gồm điểm lại những văn liệu hiện có về địa chất, hải

dương học và địa chất công trình, lập các bản đồ và làm ảnh, và tìm hiểu quy mô của vấn đề

hay tình trạng. Khi khảo sát thực địa sơ lược, nếu có thể được, mọi thành viên của nhóm

nghiên cứu đều phải tiến hành quan sát.

(2) Thời gian khảo sát thực địa phải đủ để giải quyết được những nhiệm vụ mục đích

nghiên cứu chính. Cũng có thể cần đến cư dân địa phương, những tư liệu hiện có và những

thiết bị dùng tại thực địa. Cuộc khảo sát sơ bộ ở thực địa cần bao gồm các việc: quan trắc các

lực và quá trình diễn ra ở biển, đánh giá các dấu hiệu chỉ thị địa hình, khảo sát các khu vực

kề cận, tiếp xúc trao đổi với cư dân địa phương và những người có hiểu biết khác. Những

câu hỏi đặt ra cho họ có thể bao gồm cái gì, tại sao, khi nào, ở đâu và xảy ra như thế nào?

Tại sao phần này của bờ có hình dáng như ta thấy? Con người đã tác động đến môi trường

địa phương như thế nào? Đây là vấn đề địa chất (tự nhiên) hay do con người làm ra? Những

thảm hoạ, như dông bão nhiệt đới có ảnh hưởng như thế nào đối với khu vực? Trong thời

gian khảo sát tại thực địa cần thu thập dữ liệu kiểm tra theo danh mục trình bày ở phụ lục H.

Sổ tay thực địa tiện dụng với các phiếu dữ liệu địa chất được Viện Địa chất Mỹ ấn hành

(Dietrich, Durto và Foose,1982).

c. Ảnh và trình tự thời gian

Chụp ảnh nhiều khi là một công cụ quan trọng để bắt đầu công việc khảo sát sơ bộ cũng

như để đánh giá chi tiết hơn về vùng nghiên cứu. Một ứng dụng đặc biệt của máy ghi hình là

chụp ảnh liên tục hay ngắt quãng; đó là phương tiện hữu ích để nghiên cứu biến đổi địa hình

với việc quan sát các trạng thái đường bờ, vận tải cát (Cook và Gorslinb,1972) và xác định

đặc tính của sóng. Nếu máy ghi hình được dùng để ghi các quá trình ngắn hạn, thì rất cần các

tấm ảnh được chụp tương đối thường xuyên hơn. Nếu có sẵn các tấm ảnh chụp đất liền từ

thời trước đây thì cần có những tấm ảnh chụp bổ sung cũng chính những khu vực đó. Những

biến đổi ở một vùng theo thời gian để dùng cho các nghiên cứu ngắn hạn cũng như dài hạn,

cũng có thể được ghi lại bằng băng ghi hình. Điều quan trọng là những thông tin liên quan

chụp ảnh phải được ghi lại trong nhật ký thực địa:

- Ngày tháng

- Thời gian

- Vị trí đặt máy

- Hướng của mỗi tấm ảnh

- Những mốc tiêu nổi bật, nếu có.

Ngày tháng, địa điểm và hướng phải được đánh dấu trên khung mỗi tấm ảnh.

d. Quan trắc và đo đạc sóng

Để nghiên cứu các quá trình thuộc quá khứ hoặc nghiên cứu quy mô thời gian của quá

trình thì một việc làm rất thích hợp là thu thập dữ liệu liên quan các đặc điểm sóng ở địa

điểm đó. Những dữ liệu đo sóng bằng thiết bị đo thường cung cấp dữ liệu về sóng với độ

chính xác cao nhất. Đáng tiếc là chi phí khá tốn kém cho việc mua sắm, triển khai và bảo

dưỡng thiết bị đo sóng cũng như phân tích các số đo. Thường chúng được sử dụng trong thời

gian ngắn để xác nhận các dữ liệu thu thập được bằng quan sát mắt thường hay bằng các

phương pháp dự báo quá khứ (hindcasting methods). Những dữ liệu được các thiết bị đo đặt

cắt ngang đới bờ từ miền nước nông đến miền nước sâu cung cấp có thể được sử dụng để

xác định độ chính xác của các biến đổi sóng cho một địa điểm cụ thể đã tìm được bằng tính

toán.

(1) Các loại thiết bị đo sóng

(a) Có thể phân thiết bị đo sóng thành hai nhóm tổng quát: có định hướng và không

định hướng. Nói chung, thiết bị đo có định hướng và các giàn thiết bị này thường có chi phí

lớn hơn so với các thiết bị không định hướng trong sản xuất, triển khai và bảo dưỡng. Tuy

nhiên, có nhiều nghiên cứu không thể thiếu các thiết bị định hướng vì sự phân bố có định

hướng năng lượng sóng là một thông số quan trọng có nhiều ứng dụng, như để phân tích quá

trình vận tải trầm tích và tính toán sự chuyển đổi sóng. Các thiết bị đo sóng có thể lắp đặt

trên phao, trực tiếp trên mặt đáy hồ, biển khoặc gắn vào các công trình xây dựng ở đó như kè

đá, đê chắn sóng, cầu tàu hay các dàn ở ngoài khơi.

(b) Trong số các thiết bị đo sóng không định hướng, các hệ lắp trên phao như Datawell

Waverider cho số đo chính xác và tương đối dễ triển khai và bảo dưỡng. Những dữ liệu

thường được truyền đi bằng vô tuyến giữa phao với các bộ thu và bộ ghi đặt trên bờ. Những

thiết bị đo áp suất lắp ở đây đo sự biến đổi mực nước bằng cảm nhận những biến động áp

suất mỗi khi có sóng đi qua. Các thiết bị có thể là loại tự ghi hoặc có tiếp nối bằng cáp đến

các thiết bị ghi đặt trên bờ. Các thiết bị đặt ở đáy phải do các thợ lặn bảo dưỡng trừ phi

chúng được tời vớt lên khỏi giá đỡ. Các thiết bị tự ghi (internal-reacording) thường cần bảo

dưỡng nhiều hơn vì có thể phải thay băng dữ liệu hoặc khi các bộ nhớ trong bị đầy. Ưu,

nhược điểm của các thiết bị đo tự ghi hoặc đo từ xa bằng cáp được liệt kê ở Bảng 5.1. Các

thiết bị đo lắp trên các công trình là loại kinh tế nhất và phổ biến là loại không định hướng

mặc dù vị trí lắp đặt chúng chỉ giới hạn ở những nơi có công trình. Những bộ phận đo và

phát có thể được lắp đặt an toàn ở bên trên mặt nước trong những vị trí được bảo vệ.

(c) Các thiết bị đo có định hướng cũng được lắp đặt trên các phao hoặc ở đáy bể

(H.5.5). Các giàn với các thiết bị đo không định hướng có thể được sử dụng để phân tích

sóng định hướng. Các thiết bị đo sóng có định hướng lắp đặt trên phao thường được thiết kế

để sao thu thập được các thông số khác nữa như khí tượng.

Hình 5.5: Thiết bị Sea DataDM 635-12 dùng lắp đặt dưới đáy biển

(2) Lắp đặt các thiết bị đo

Việc lắp đặt thiết bị đo dọc bờ phụ thuộc mục đích của dự án kiểm soát, kinh phí và thời

gian, tai biến môi trường và sự có sẵn những tài liệu đã thu thập được trước đây. Không có

một hướng dẫn cứng nhắc nào cho việc lắp đặt các thiết bị đo ở một địa điểm và mỗi dự án

là một trường hợp riêng biệt. Có hai cách tiếp cận việc đo sóng bằng thiết bị đo. Một là triển

khai các thiết bị ở gần vùng dự án để đo sóng và các điều kiện biển trực tiếp tác động đến

công trình đó hoặc phải được tính toán đến khi thiết kế dự án. Cách tiếp cận thứ hai là lắp

một thiết bị đo ở xa ngoài khơi để thu thập dữ liệu đo các sóng tới có tính khu vực. Trước

đây, khi thiết bị đo sóng còn rất đắt các nhà nghiên cứu thường thu thập dữ liệu bằng một

thiết bị duy nhất. Ngày nay, các phần cứng cũng như phần mềm có giá thấp hơn, chúng tôi

khuyên nên lắp một vài máy ở gần bờ có tiếp giáp với vùng dự án. Những hiểu biết có trước

về một vùng hoặc những toan tính thực tế có thể mách bảo vị trí lắp đặt các máy đo. Người

sử dụng phải luôn luôn dung hoà được giữa nhu cầu thu thập được một khối lượng lớn dữ

liệu, làm được thật nhiều thí nghiệm trong một thời gian ngắn với việc duy trì các thiết bị

này trên biển trong một thời gian dài hơn nhằm quan sát các biến đổi theo mùa. Bảng 5.2 tập

hợp một vài gợi ý giải pháp thực tiễn dựa trên kinh phí và mục đích nghiên cứu. Những gợi

ý về mạng quan trắc để thu thập dữ liệu sẽ đề cập ở phần 5.5.

(3) Thiết bị đo sóng địa chấn

Những đánh giá về sóng dựa trên đo lường vi sóng địa chấn là một giải pháp thay thế để

thu thập dữ liệu sóng trong môi trường năng lượng cao. Vi sóng địa chấn là những di động

(motions) đất rất nhỏ mà có thể phát hiện được bằng các máy địa chấn ký đặt trong phạm vi

cách bờ vài km. Điều được thừa nhận chung là các vi sóng địa chấn được sinh ra bởi các

sóng đại dương và rằng biên độ và chu kỳ của những di động này tương ứng với khí hậu

sóng toàn khu vực (regional wave climate). Kết quả so sánh các số đo của các thiết bị đo

sóng địa chấn đặt ở vùng Oregon với các số đo thu được từ các máy đo lắp tại chỗ cho kết

quả tốt (Howell và Rhee,1990; Thompson,Howell và Smith,1985). Các hệ máy địa chấn vốn

có những hạn chế, song sự thiếu hụt các dữ liệu về chu kỳ sóng có thể giải quyết được bằng

các phương pháp xử lí dữ liệu tiên tiến tinh xảo hơn. Việc sử dụng địa chấn kế vào mục đích

đo sóng là một nhiệm vụ dài hạn đòi hỏi thời gian để chia độ (calibrate) và đối chiếu dữ liệu.

Ưu việt của địa chấn ký là nó có thể đặt trên đất liền trong nhà đư

e. Quan sát và đo mực nước

(1) Để thu thập dữ liệu về mực nước một cách liên tục phục vụ nghiên cứu các quá trình

đương đại ở một vùng đặc biệt, các thiết bị đo triều phải được triển khai gần khu dự án. Có 3

loại thiết bị thường được dùng để đo mực nước:

(a) Các thiết bị chuyển đổi áp suất. Những thiết bị này thường được lắp đặt ở đáy biển

hoặc được gắn vào một cấu trúc nào đó. Chúng đo áp suất thuỷ tĩnh để sau đó chuyển đổi

thành mức nước bằng các phương pháp xử lí dữ liệu. Ưu việt chính của những thiết bị này là

chúng đặt dưới nước và ít nhiều tránh bị kẻ lạ phá hoại. Ngoài ra, các thiết bị đo như máy đo

nhiệt độ biển dưới sâu (Sea Data Temperature Depth Recorder) rất gọn gàng và dễ triển khai.

(b) Thiết bị đo có phao trong ống tĩnh. Những thiết bị này được sử dụng từ năm 1930

gồm một phao được gắn vào một bộ ghi. Một động cơ điện hay động cơ kiểu đồng hồ kéo

băng giấy đồ thị chạy qua bút ghi tạo ra một đồ thị liên tục ghi mực nước. Cái phao đặt trong

ống tĩnh (stilling well) có tác dụng dập tắt sóng biên hoặc sóng rẽ nước của tàu thuyền.

Khiếm khuyết lớn nhất của các thiết bị này là phải bảo vệ khỏi bị kẻ gian phá hoại. Chúng

thường được đặt ở vùng cửa sông hoặc ở các đường thuỷ nội địa, tức là ở nơi có cầu hoặc

cọc để lắp đặt ống phao và hộp ghi. H.5.6 trình bày dữ liệu triều ở vịnh Choctawhatchee,

Florida.

(6) Mia đo mức nước (Staff gauges). Mức nước có thể do nguời theo dõi xác định thủ

công hoặc được tính toán từ các số đo điện trở. Các mia điện trở phải được bảo dưỡng

thường xuyên vì dễ bị gỉ mòn và hà bám. Mia đo thủ công khó sử dụng trong đêm và trong

khi bão vì lúc đó nguy hiểm.

Thông thường số đo mực nước biển do mia ghi, được quy định cho một thông số nhất

định, chẳng hạn mức nước biển trung bình. Điều đòi hỏi là độ cao điểm đặt mia phải được

xác định bằng các phương pháp trắc đạc chính xác. Mức dâng cao nhất mực nước biển trong

những biến cố cực đoan cũng có thể được xác định bằng ngấn nước trên cấu trúc xây dựng

hoặc các chi tiết địa hình cao.

(2) Những thông tin về mức nước biển trong các môi trường cổ đại cũng được nghiên

cứu bằng sử dụng phương pháp khoan địa tầng, địa chấn và định tuổi bằng phương pháp

phóng xạ. Các nhà địa chất dầu khí sử dụng dữ liệu nghiên cứu địa tầng bằng phương pháp

địa chấn để xác định mực nước biển cổ (Payton,1977; Sheriff,1980).

Bảng 5-1: Ưu điểm và nhược điểm của các thiết bị đo sóng tự ghi và đo xa bằng cáp

I. Các thiết bị tự ghi (có bộ ghi lắp sẵn)

A. Ưu điểm

1. Triển khai thường đơn giản vì thiết bị gọn, một đội nhỏ thợ lặn có thể xử lí được.

2. Thiết bị đo dễ lắp vào cọc, cấu trúc xây dựng hoặc giá ba chân.

3. Thiết bị đo tại thực địa có thể chuyên chở đến vùng xa bằng máy bay.

4. Thiết bị đo tiếp tục hoạt động trong bão lớn chừng nào giá đỡ còn đứng vững.

5. Dễ xin giấy phép lắp đặt (đặc biệt là trên các biển báo đường biển).

B. Nhược điểm

1. Thiết bị đo phải được định kỳ tháo gỡ ra để thu dữ liệu hoặc thay thế các bộ lưu dữ liệu.

2. Thời gian thu thập thông tin bị hạn chế vì công suất của bộ nhớ trong hoặc băng dữ liệu. Nhà nghiên cứu

phải dung hoà giữa mật độ quan trắc với khoảng thời gian mà thiết bị có thể ghi dữ liệu giữa các chuyến thăm

bảo dưỡng theo lịch bảng.

3. Công suất của pin có thể là yếu tố hạn chế thời gian sử dụng.

4. Nếu thời tiết sấu buộc phải trì hoãn việc bảo dưỡng đúng lịch bảng thì thiết bị đo có thể sử dụng hết công

suất lưu trữ. Điều này sinh ra các khoảng thời gian không được đo đạc.

5. Không thể kiểm soát được các thiết bị đo khi chúng ở dưới nước. Nếu hỏng hóc, dữ liệu thường là bị mất

vĩnh viễn.

6. Thiết bị đo có thể bị mỏ neo hoặc tàu đánh cá va chạm gây hỏng hoặc mất hoàn toàn mà không được

phát hiện cho đến khi có chuyến thăm tiếp sau.

C. Ghi chú. Các phương pháp ép nén dữ liệu, xử lí dữ liệu trên boong và những tiến bộ của bộ nhớ tiết

kiệm năng lượng đã nâng cao đáng kể công suất lưu trữ của các thiết bị đặt dưới nước. Một số tồn tại được đến

12 tháng.

II. Các thiết bị truyền dữ liệu bằng cáp.

A. Ưu điểm

1. Có thể kiểm soát liên tục việc thu thập dữ liệu. Nếu hỏng hóc được phát hiện (bằng người phân tích hoặc

nhờ chương trình máy tính kiểm tra sai sót), thì có thể xử lí ngay được.

2. Do có thể kiểm soát được hoạt động của thiết bị cho nên chỉ cần những chuyến thăm không định kỳ vẫn

có thể duy trì máy hoạt động được.

3. Tần suất và mật độ thu thập dữ liệu chỉ phụ thuộc vào công suất lưu trữ của máy tính đặt trên bờ.

4. Thiết bị có thể được nạp lại chương trình tại chỗ (không cần vớt lên) để thay đổi chương trình thu thập

dữ liệu.

5. Điện năng được cung cấp từ bờ.

B. Nhược điểm

1. Xin giấy phép khó khăn và nhiều khi phải vất vả.

2. Sét là nguyên nhân chính gây hư hỏng và mất dữ liệu.

3. Cáp dẫn vào bờ dễ bị tổn thương do mỏ neo tầu hoặc tầu đánh cá.

4. Trạm mặt đất có thể hư hỏng do bão lớn làm mất đi những dữ liệu quan trọng về bão.

5. Các trạm mặt đất và cáp dẫn dễ bị kẻ vô ý thức phá hoại.

6. Cần có nguồn cung cấp điện dự phòng trường hợp mất điện.

7. Việc kéo cáp có thể khó khăn, đặc biệt là ở vùng cảng hoặc khi đi qua vùng sóng nhào.

8. Việc lắp đặt rất tốn công tại thực địa phải huy động xe ở trên bờ và cần một đến hai thuyền. Phải chở cáp

nặng đến khu vực quan trắc.

9. Cáp có thể bị hỏng và phải thay thế.

10. Phải thao dỡ cáp khi kết thúc thí nghiệm.

C. Ghi chú.

1. Một số thiết bị đo có sử dụng cáp có bộ nhớ trong và nguồn pin trong nên có thể tiếp tục hoạt động ngay

cả khi cáp hỏng.

2. Khả năng kiểm soát liên tục của thiết bị đo là ưu việt lớn nhất của công cụ này để tiến hành các thực

nghiệm tại thực địa.

f. Quan sát và đo dòng chảy

(1) Phương pháp chung để đo dòng chảy

(a) Việc quan sát các hiện tượng thuỷ lực có thể được thực hiện với hai cách tiếp cận.

Một là cách Lagrangian, là theo dõi sự vận động của một yếu tố quan tâm trong diễn biến

không gian và thời gian của nó. Cách khác, Eulerian, là xác định sự vận động của nước tại

một điểm cố định và xác định quá trình tiến hoá của nó theo thời gian. Các công cụ đo dòng

theo cách Lagrangian thường được dùng cho các nghiên cứu vận tải trầm tích, để kiểm soát ô

nhiễm môi trường hoặc để theo dõi băng trôi. Dữ liệu đo dòng chảy bằng phương pháp

Eulerian hay phương pháp cố định là quan trọng để xác định những biến động của dòng chảy

theo thời gian tại một vị trí cố định. Những thiết bị đo mới sản xuất gần đây đã phối hợp cả

hai cách tiếp cận này.

b) Hiện nay đang sử dụng 4 dòng công nghệ đo dòng chảy (Appell và Curtin,1990):

Các phương pháp rada và Lagrangian

Các phương pháp hợp nhất không gian

Điểm nguồn (Point sourse) và các công nghệ liên quan.

Các thiết bị đo biên dạng của dòng bằng hiệu ứng Doppler của sóng âm thanh (Acoustic

Doppler current Profilers (ADCP) và công nghệ liên quan.

Số lớn thiết bị và phương pháp được dùng để đo dòng chảy cho thấy việc phát hiện và

phân tích sự vận động của dòng chất lỏng trong biển là một quá trình cực kỳ phức tạp.

Những khó khăn phát sinh là do quy mô vận động trong nước là liên tục và rất lớn. Như

McCullough (1980) đã phát bảng “Trong nước không chỉ có một vận tốc duy nhất mà còn

rất nhiều vận tốc khác, chúng có những đặc trưng riêng theo không gian và thời gian. Vậy,

trong khái niệm về “vận tốc” của dòng chảy lỏng có sự hiểu ngầm là thừa nhận quá trình

bình quân hoá về không gian và thời gian được vận dụng để đo vận tốc. Những phương thức

trung bình hoá không gian và/ hoặc thời gian sử dụng ngày nay là không chính xác hoặc

không thích ứng chính là nguồn gốc phong phú của những sai sót đo lường dòng chảy ở gần

mặt nước. Nhận xét của McCullough là nhằm vào việc đo lường các dòng chảy ở đại dương.

Ở vùng nước nông, đặc biệt là đới sóng nhào (surf zone) còn có những khó khăn bổ sung do

có sự chảy rối và dòng không khí cuốn theo do các sóng xô tạo ra, do có sự trôi nổi lơ lửng

của một khối lượng lớn trầm tích, sự can thiệp của môi trường tự nhiên. Việc đo dòng sao

cho chính xác trong những điều kiện như thế này quả là một nhiệm vụ đáng sợ.

(2) Cách tiếp cận kiểu Lagrangian.

(a) Thuốc nhuộm, thuốc thử, tầu trôi, chai lọ, cấu trúc mang nhiệt (temperature

structures), vết dầu tràn, vật liệu phóng xạ, giấy, gỗ vụn, băng, cây cối, thực vật và sinh

vật… tất cả đều có thể sử dụng để nghiên cứu sự vận động trên bề mặt của đại dương

(McCullough,1980). Một số trong những phương pháp này, cùng với việc sử dụng thuốc thử

ở độ sâu vừa và các vật trôi ở đáy biển cũng được sử dụng rộng rãi trong các nghiên cứu ven

bờ. Điểm yếu của tất cả các vật trôi là chúng chỉ là các bộ cảm biến giả Lagrangian vì bất kì

hình dáng hoặc khối lượng của chúng như thế nào, chúng cũng không thể trôi đúng theo

dòng chảy của nước (Vachon,1980). Tuy nhiên, chúng rất hữu ích để phát hiện các mô hình

dòng chảy bề mặt nếu chúng được chụp ảnh và ghi hình lại một cách liên tục. Những thí

nghiệm đơn giản với vật trôi cũng rất hữu ích để xây dựng chương trình thu thập dữ liệu

(sampling strategy) trong các cuộc khảo sát thực địa quy mô lớn về sau. Phao, vật trôi ở đáy,

thuốc thử và thuốc nhuộm được sử dụng, đặc biệt ở đới ven bờ, tức là nơi mà các thiết bị đo

dòng chảy đặt cố định lại bị các dòng chảy rối gây tác động phản lại. Resio và Hands (1994)

phân tích việc sử dụng các vật trôi ở đáy và đánh giá giá trị của chúng so với các thiết bị đo

lường khác.

(b) Các hệ thống vẽ bản đồ dòng chảy bề mặt bằng rada tần số cao (radar HF) đã được

thử nghiệm từ những năm 1970. Ưu việt của rada tần số cao là những tần số này phát hiện

chính xác các dòng chảy ngang ở độ sâu trung bình của nước chỉ 1m (tổng chiều dày của lớp

nước khoảng 2m). Do đó radar HF cảm nhận chính xác các dòng chảy ngang ở các lớp cao

nhất ở đại dương, nơi mà các công cụ khác, như các thiết bị đo dòng được bỏ neo và các

thiết bị ADCP, không hoạt động được (Barrik, Lipa, và Lilleboc, 1990). Tuy nhiên, radar HF

cho kết quả hạn chế trong lãnh vực hải dương học vì có những khó khăn trong việc kiểm tra

độ chính xác của các đo lường và giá thành tương đối cao của hệ máy này (Apell và Curtion

1990).

c) Sự lưu thông quy mô lớn ở ven bờ có thể quan sát được trong ảnh vệ tinh như ở

H.5.3.

Bảng5-2: Hướng dẫn lắp đặt các thiết bị đo sóng đối với các dự án quan trắc đới bờ

I. Những dự án có kinh phí lớn (cảng lớn: khu vực đông cư dân).

A. Vị trí được gợi ý.

1. Một (hoặc nhiều) thiết bị đo sóng đặt sát bờ, gần những dạng địa hình đặc biệt đang cần theo dõi (thí dụ

gần một lạch triều – inlet). Mặc dù gọi là gần bờ, song thiết bị đo cần phải đặt ở vùng nước trung hoặc bãi sâu,

căn cứ vào chu kỳ sóng phổ biến nhất có thể xảy ra. Độ sâu này phải được tính toán theo công thức nêu trong

sách hướng dẫn bảo vệ bờ (1984).

2. Ngoài ra, một thiết bị đặt ở vùng nước sâu, nếu cần, để xác định các điều kiện biên của mô hình.

B. Lịch thời gian.

1. Tối thiểu: 1 năm. Kiểm soát mô hình sóng mùa đông/mùa hè (đặc biệt cần thiết đối với các dự án ở Ấn

Độ Dương)

2. Tối ưu: 5 năm hoặc đủ lâu để xác định được liệu ở đây có những biến đổi đáng kể về khí hậu hay không.

Cố gắng có một mùa El Nino đối với những dự án vùng Bắc Mỹ.

C. Ghi chú.

1. Lập mô hình đông quy vật lí hoặc mô hình số: khi đặt một thiết bị đo cần tính đến yêu cầu của nhà lập

mô hình về đầu vào hoặc việc chia độ mô hình (model calibration).

2. Những dữ liệu về sóng trước đây có thể mách bảo những địa điểm cụ thể để đặt máy. Một giải pháp thay

thế là có thể đặt thiết bị đo ở nơi tương tự như đã đặt trước đây để có những dữ liệu mới đối sánh được với những

dữ liệu cũ. Một tập hợp dữ liệu liên tục dài hạn là cực kỳ quý giá!

II. Dự án kinh phí trung bình.

A. Vị trí được khuyến nghị.

1. Đặt một thiết bị đo sóng ở sát bờ gần địa điểm dự án.

2. Thu thập dữ liệu từ phao gần nhất của Trung tâm Dữ liệu phao Quốc gia (NDBC) thuộc NOAA để tìm

hiểu khí tượng học miền nước sâu.

B. Lịch bảng: triển khai 1 năm là tối thiểu; dài hơn nếu có thể.

C. Ghi chú: như 1C nói trên. Đối chiếu với dữ liệu hiện có là rất hữu ích.

III. Những dự án ngắn hạn, ít kinh phí.

A. Vị trí đặt máy: một máy sát gần khu dự án.

B. Lịch bảng: Nếu không thể lắp đặt trong một năm, cố kiểm soát trong 1 mùa khi có sóng cao nhất

(thường là mùa đông, mặc dù có thể không đúng đối với những vùng có băng).

C. Ghi chú: như 1C ở trên. Rất cần sử dụng moi dữ liệu thuộc các vùng kề cận, sử dụng bất kỳ tài liệu nào

có thể cung cấp thông tin bổ sung về khí hậu sóng (wave climatology) của vùng.

Hình 5-6: Biên độ triều tại 7 trạm quan trắc đặt ở vịnh Choctawhatchee, FL và vịnh Mexico

(3) Các phương pháp tích phân không gian (spatial integrating)

Ngày nay người ta tiến hành những thí nghiệm đánh giá trung bình vận tốc theo không

gian bằng cách quan sát các trường điện cảm ứng. Thí nghiệm được tiến hành bằng kéo các

cực điện từ một con tàu hoặc bằng phóng điện áp vào các cáp điện thoại bỏ đi. Một số trong

số những thí nghiệm này được thực hiện nhằm mục đích đo các luồng hướng áp (barotropic

flow) ở bắc Thái Bình Dương (Chave, Luther và Filloux,1990; Spain,1990 – Hai bài báo này

tập hợp một khối lượng lớn các vấn đề về phương pháp và phép tính toán). Tác giả cuốn

sách này chưa biết rằng các phương pháp này đã được kiểm nghiệm ở vùng nước nông hay

trong các đường thuỷ giới hạn, như kênh, hay chưa. Do đó lúc này các phương pháp tích

phân không gian chưa được ứng dụng trực tiếp cho các

(4) Phương pháp điểm nguồn (Point sourse) (Eulerian) và công nghệ liên quan.

(a) Ở kênh, vịnh và ngoài khơi việc đo vận tốc và hướng của dòng chảy có thể thực hiện

được bằng các thiết bị đặt ở đáy hoặc ở bất kỳ độ cao nào của cột nước. Có hai loại thiết bị

đo dòng: cơ học (kiểu cánh quạt) và điện tử. Một vài loại công cụ đo dòng điện tử được sử

dụng phổ biến, bao gồm các công cụ đo bằng điện tử, dụng cụ đo góc nghiêng (inclinometer)

và thời gian hành trình âm thanh (accoustic travel-time) (Fredette et al.,1990; Mc

Clullough,1980; Pinkel,1980).

(b) Các dụng cụ đo dòng có cánh quạt đo dòng bằng cánh quạt quay do dòng chảy kích

động. Những công cụ này coi như những cảm biến gần đúng một hợp phần của tốc độ vì

chúng nhạy cảm trước hết với hợp phần nào của dòng mà chảy theo hướng song song trục

của chúng. Người ta thiết kế nhiều kiểu dụng cụ cánh quạt để đo dòng chảy, song thực

nghiệm và các nghiên cứu lí thuyết đã chỉ rằng các cánh quạt đặt trong ống (ducted

propeller) là thích hợp hơn cả để đo các dòng chảy gần mặt nước ở đại dương hơn là các lưu

kế kiểu chong chóng/cánh quạt (rotor/vane) (Davis và Weller,1980). Những lưu kế kiểu

chong chóng/cánh quạt được coi là hiện thực nhất để sử dụng cho các đới sóng nhào (Teleki,

Musialowski, và Prins,1976) và cũng là loại rẻ nhất. Loại lưu kế Endeco 174 được CERC sử

dụng rộng rãi nhiều năm trên khắp đất nước. Thiết bị đo dòng chong chóng dễ bị hư hỏng (bị

xoắn, sinh vật bám vào…) nhưng cũng dễ sửa chữa tại chỗ, và dễ chia độ hơn các loại khác

(Fredette et al. 1990).

(c) Các lưu tốc kế điện tử có nhiều điểm chung, mặc dù khác nhau về nguyên lý hoạt

động. Ưu việt phổ biến lớn nhất của chúng là phản ứng nhanh và thuộc loại tự ghi, không có

các bộ phận chuyển động lòi ra ngoài. Chúng có thể sử dụng trong hệ thời gian thực và đo

được ít nhất hai hợp phần của tốc độ dòng chảy. Trình độ của người sử dụng máy có lẽ có

ảnh hưởng nhiều hơn đến loại máy được dùng (Fredette et al.,1990). Lưu tốc kế điện từ S4

thuộc Hệ Liên Đại dương được CERC sử dụng có hiệu quả cho các thí nghiệm ngoài thực

địa.

(5) ADCP – Biên dạng ký Doppler hoạt động trên nguyên lý dịch chuyển Doppler của

năng lượng âm thanh tán xạ phản hồi từ các hạt lơ lửng đang vận động trong nước

Giả thử rằng các hạt có cùng vận tốc như nước vây quanh, độ dịch chuyển Dopper sẽ tỷ

lệ với các vận tốc hợp phần của nước trong đường đi của xung âm thanh phát ra từ máy đo

(Boss,1990). Tín hiệu âm thanh tán xạ phản hồi được chia thành hai phần tương ứng với các

hộp (cells) đặt ở các độ sâu được xác định mà thường gọi là các “thùng” (bins). Các thùng

này có thể có kích thước khác nhau tuỳ thuộc vào độ sâu nước nơi đặt máy, vào tần số của

xung tín hiệu, thời gian thu tín hiệu của mỗi thùng được và sai số cho phép của vận tốc dòng

ta đo. Phương pháp ADCP đã gây nhiều điều lý thú đối với các nhà khoa học hoạt động ở

vùng nước nông cũng như ở đại dương nước sâu (Gordon et al.,1990, đã liệt kê danh sách

lớn các nhà khoa học này). Ưu điểm lớn nhất của ADCP sử dụng ở vùng nước nông là nó

cho ta profin của các tốc độ trong toàn bộ cột nước, và do đó cho ta hình ảnh toàn diện hơn

về sự vận động của nước hơn là chuỗi các lưu tốc kế kiểu điểm nguồn. Dữ liệu ADCP vốn dĩ

có tiếng ồn và việc xử lí tín hiệu cũng như tính toán đại lượng trung bình là điều rất quan

trọng ảnh hưởng đến chất lượng hoạt động của máy (Trump,1990)

(6) Những đánh giá gián tiếp vận tốc dòng

Vận tốc và chiều hướng dòng có thể được đánh giá gián tiếp nhờ vào chiều hướng, kích

thước và hình dáng của các dạng địa hình đáy biển, đặc biệt là ở vùng nước nông. Các máy

Sonar quét biên (Sonar = Sound Navigation And Ranging = hệ thống máy định vị bằng thuỷ

âm) được sử dụng rộng rãi làm cho dạng nghiên cứu này có thể thực hiện được ở vịnh, lạch

triều và ngoài khơi. Các cấu tạo trầm tích ở đáy biển được hình thành bởi lực cản thuỷ động

lực của dòng nước tác động lên các hạt trầm tích. Hình thể và diện dạng của các cấu tạo ở

đáy phản ảnh các tác động và mối tương tác giữa các dòng thuỷ triều, sóng, dòng chảy sông

và các dòng dọc bờ. Những tương tác phức tạp này tác động đến các viả trầm tích đáy ở các

kênh triều (tidal channels) và các đường thuỷ có giới hạn. Các vỉa đáy phản ảnh vật tốc

dòng, song nói chung không phụ thuộc vào độ sâu (Clifton và Dingler, 1984; Boothroyd,

1985). Hình dạng của chúng biến thiên tuỳ thuộc cường độ của dòng (Hayes và Kana,1976).

Sự định hướng và mặt trượt của dạng địa hình đáy cũng cung cấp căn cứ then chốt để xác

định hướng của dòng chảy (Morang và McMaster,1980; Wright, Sonu và Kielhorn, 1972).

g. Cách lấy mẫu trầm tích bằng gầu múc và các mẫu gầu múc

(1) Các tầm tích ở các vùng đáy biển và ven bờ có thể cho thấy những biến động trong

không gian và thời gian. Các trầm tích trên bề mặt có thể cung cấp thông tin về năng lượng

của môi trường cũng như về các quá trình dài hạn và sự di chuyển vật liệu thí dụ đường vận

tải, nguồn cung cấp và bồn chứa trầm tích. Các trầm tích trên bề mặt đáy thông thường được

thu thập qua các mẫu lấy bằng gầu múc và sau đó đem phân tích bằng các phương pháp

chuẩn mực trong pòng thí nghiệm. Những loại xét nghiệm này được mô tả chi tiết trong các

tài liệu khác (Fredette et al.,1990; Buller và McManus,1979).

(2) Có rất nhiều loại mẫu gầu múc, khác nhau về kích thước và kiểu dáng, được sử dụng

để thu thập mẫu trầm tích bề mặt (Chi tiết xem Bouma,1969). Phần lớn chúng cấu tạo bởi

một bộ gồm 2 hàm hình con sò lắp đối diện nhau và khép mở được; gàu múc này được hạ

xuống tới đáy ở dạng mở và sau đó khép kín lại để thu lượm mẫu. Có rất nhiều dụng cụ lấy

mẫu gầuồngạm cỡ nhỏ có thể vận hành bằng tay được; một số khác lớn hơn đòi hỏi có các

bộ bánh răng để nâng - hạ. Nếu trầm tích có cuội, mẫu phải có khối lượng 2-3 lit mới đủ để

phân tích phân bố độ hạt một cách tin cậy được.

(3) Một loại công cụ lấy mẫu đơn giản, rẻ tiền là ống hút (dredge sampler), nó được làm

bằng một đoạn ống đóng kín một đầu. Ống này được kéo đi một đoạn trên đáy biển để lấy

mẫu. Không như mẫu gầu múc (grab sample) các mẫu ống út (dredged sample) không đại

diện cho một điểm duy nhất và có thể bị mất các hợp phần mịn trong khi lấy mẫu. Tuy

nhiên, các mẫu ống hút vẫn hữu ích ở những miền thềm lục địa hoặc những nơi có cuội vì

cuội có thể làm cho hai hàm gầu múc không khép kín được.

(4) Mặc dù việc lấy mẫu trầm tích bề mặt là có lợi để xác định các quá trình hiện tại, nó

chỉ có giá trị giới hạn trong nghiên cứu địa tầng vì dụng cụ lấy mẫu gầu múc chỉ đạt được độ

sâu nhỏ hơn 15cm xuyên vào lớp trầm tích. Nói chung, xét về chi phí thì việc thực hiện các

tuyến lấy mẫu ở vùng ven bờ chỉ để lấy mẫu trầm tích bề mặt không thôi thì không kinh tế,

trừ phi có thể sử dụng các tầu rẻ tiền. Đôi khi các mẫu gầu múc và mẫu ống hút được thu

thập trong khi khảo sát địa vật lí, song việc lấy mẫu lại đòi hỏi tầu phải dừng lại ở mỗi điểm

lấy mẫu và như vậy sẽ làm mất thời gian khảo sát và làm cho việc thu thập dữ liệu bị gián

đoạn. Phương pháp định vị chính xác ở ngoài khơi hiện nay cho phép lấy mẫu gầu múc ở

những địa điểm đặc biệt dọc theo tuyến tàu chạy sau khi đã hoàn thành khảo sát và dữ liệu

đã được xử lý.

h. Lấy mẫu địa tầng

(1) Trình tự các lớp trầm tích (bỏ rời) và đá trầm tích là bản ghi chép lịch sử trái đất và

sự biến động môi trường của nó, bao gồm biến động mực nước biển, cổ khí hậu, sự lưu

thông ở đại dương, những biến động của khí quyển và địa hoá của đại dương và lịch sử từ

trường của trái đất. Bằng phân tích dữ liệu địa tầng, ta có thể xác định tuổi tương quan của

các lớp đá, thế nằm và sự phân bố nham thạch, thành phần trầm tích, hoá thạch, cổ địa lí sinh

vật học và các giai đoạn bào mòn và lắng đọng ở đới bờ. Sự bào mòn xoá đi một phần của

bản ghi tự nhiên này và nó tạo ra các bất chỉnh hợp. Nhiều khi có thể thu thập được các bằng

chứng về sự xói mòn bằng các dấu hiệu tự nhiên hoặc bằng các phương pháp xác định tuổi

nham thạch/trầm tích.

(2) Những tích tụ trầm tích phân bố cắt ngang một đới từ điểm nước dâng cao nhất kéo

dài suốt đến độ sâu chân sóng (to the depth of the wave base) được coi là những dấu hiệu về

các quá trình hiện đại. Có nhiều phương pháp khảo sát thực địa đơn giản để thu thập dữ liệu

trong phạm vi đới trầm tích bở rời này. Các phương tiện kỹ thuật thường dùng các thiết bị có

kết cấu thông thường hay công cụ cầm tay. Những công cụ như xẻng, gầu xúc tay, khoan tay

hoặc những loại khác vận hành thủ công không đòi hỏi tốn sức lắm. Tốn công sức hơn là đào

hào, giếng và các nạo vét vết lộ để quan sát được bằng mắt thường, lấy mẫu và chụp ảnh

(H.5.7). Mẫu lớp bề mặt có thể lấy trực tiếp ở bề mặt trầm tích được lộ ra. Lớp vỏ ngoài này

bảo tồn sự sắp xếp ban đầu các tính chất của quá trình trầm tích (Bouma,1969). Nhiều khi

người ta thu thập các mẫu nguyên khối hoặc các mẫu lớn từ các công trình nạo vét vết lộ để

làm xét nghiệm.

(3) Có thể sử dụng các tầng đánh dấu để xác định tốc độ và mô hình trầm tích. Các tầng

đánh dấu có thể được hình thành do kết quả của các biến cố thiên nhiên và các hoạt động vô

tình của con người; chúng cũng có thể được dùng để xác định tốc độ và mô hình của quá

trình trầm tích. Gần đây người ta tiến hành một số thí nghiệm đánh giá tốc độ trầm tích bằng

việc rải khoáng vật fenspar làm vật đánh dấu trên bề mặt vùng đầm lầy và lâu về sau người

ta đo bề dày lớp trầm tích kết đọng trên lớp đánh dấu bằng các thiết bị khoan có tạo băng.

(4) Nghiên cứu thành phần thạch học và thành phần khoáng vật của nham thạch trong

các mẫu giúp ta xác định nguồn cung cấp trầm tích. Kết quả nghiên cứu này cũng chỉ cho ta

biết sông có đổi dòng hay các dòng ven bờ có đổi hướng hay không. Khoáng vật học và

nguồn cấp trầm tích được đề cập trong sách của Meisburger,1993; Wilde và Case,1977).

Hình 5-7: Hào lấy mẫu ve rìa một cồn cát ở tây Alabama gần ranh giới Alabama/ Floria

(5) Việc lấy mẫu trực tiếp từ các tầng nằm dưới lớp đáy là rất quan trọng để nghiên cứu

địa tầng cổ đại. Bảng 5.3 liệt kê chi tiết các dụng cụ lấy mẫu trầm tích ngầm dưới nước mà

không cần các máy khoan. Một trong số này là ống lấy mẫu khoan rung, thường được các

nhà địa chất dùng để lấy mẫu ngoài biển và ven bờ. Ống mẫu khoan rung gồm 3 bộ phận:

khung, ống/ cần khoan và đầu dẫn động có bộ rung (H.5.8). Khung gồm một giá 4 hoặc 3

chân, các chân nối với một dầm đứng. Dầm này làm trụ đỡ và định hướng cho ống khoan và

bộ rung và làm cho máy khoan có thể đứng tự do trên mặt đất hoặc đáy biển. Lõi khoan có

thể dài đến 3 – 4m, khối lượng của nó đủ để phục vụ các nghiên cứu về vùng dự án và cho

các nghiên cứu ven bờ sau này nữa.

(6) Công suất của các ống khoan rung phổ biến là có thể xâm nhập vào trầm tích bở rời

tới 5m hoặc sâu hơn, nhưng công suất thực tế còn phụ thuộc tính chất của vật liệu đáy biển.

Trong những điều kiện không thuận lợi có thể không thu thập được nhiều mẫu vật. Lí do lớn

nhất là ống khoan không khoan được vào tầng trầm tích. Nói chung, thường rất khó xuyên

thủng sét quánh, sỏi cuội và cát mịn hoặc rất mịn được kết nén chặt. Sự nén chặt và mất mẫu

khi thu hồi có thể gây ra sự không ăn khớp giữa độ xâm nhập của ống khoan và độ thu hồi

mẫu. So với các dụng cụ khoan xoay thì việc lắp đặt, vận hành và thu lượm mẫu bằng ống

khoan rung nhanh hơn. Thường trong ít phút có thể khoan được một lõi khoan dài 3m. Để

lấy các lõi khoan dài hơn phải có cần cẩu hoặc các thiết bị nâng kéo khác, một thao tác tốn

kém thời gian nhất, song vẫn là nhanh. Kết quả của phương pháp khoan rung phụ thuộc vào

mức độ hiểu biết có trước về thành phần trầm tích của vùng nghiên cứu.

(7) Các lõi khoan là vô giá vì chúng cho phép trực tiếp xác định tỷ mỉ các lớp trầm tích

và các quá trình tự nhiên diễn ra trong thời kỳ lắng đọng trầm tích. Phụ thuộc vào nội dung

thông tin cần có, ta có thể tiến hành các dạng phân tích khác nhau như phân tích độ hạt, cấu

tạo trầm tích, xác định thành phần khoáng vật, vật chất hữu cơ, hoá thạch vi sinh vật, phân

tích X-quang (cho phấn hoa), định tuổi tuyệt đối và các xét nghiệm cơ lí. Nếu chỉ cần các

thông tin liên quan quá trình hiện tại, thì mẫu lõi khoan dài 0,6m là hoàn toàn đủ. Hộp lấy

mẫu (box corer) có đường kính lớn nên có thể thu lượm lõi khoan không bị phá huỷ cấu trúc

trực tiếp từ các lớp dưới mặt đáy biển; mẫu này có thể dùng để phân tích vi cấu trúc và tính

phân lớp. Những cấu trúc này thường bị phá huỷ khi sử dụng các phương pháp khoan rung

và khoang xoay truyền thống.

(8) Nếu cần thu thập mẫu lõi khoan ở sâu hơn, hoặc gặp tầng trầm tích gắn kết chắc

hoặc trầm tích cứng rắn thì cần đến khoan xoay. Máy khoan xoay đặt trên xe tải hoặc xe

trượt rất tiện lợi khi dùng trên bờ biển hoặc đặt trên phà để lấy mẫu ở vùng nước nông.

Khoan xoay ở ngoài khơi thì phức tạp và tốn kém hơn, thường cần có phà khoan hoặc tàu

khoan được bỏ neo ở 4 điểm (H.5.9). Một đội khoan có kinh nghiệm có thể khoan tới 100m

trong 24 giờ. Thông tin về khoan và lấy mẫu được trình bày ở EM1110 – 1 – 1906 và ấn

phẩm của Hunt,1984.

i. Chuyển động của trầm tích và các địa hình bề mặt

Trong nghiên cứu lịch sử địa chất điều có ý nghĩa quan trọng là xác định đường vận

chuyển trầm tích. Việc này bao gồm xác định vị trí nguồn cung cấp vật liệu và bồn tích

đọng, xác định định lượng tốc độ vận tải trầm tích và xác định đường đi của chúng. Khả

năng vận tải trầm tích chịu tác động bởi các tính chất của hạt như kích thước, hình dáng và

tỷ trọng, trong đó kích thước hạt là đáng kể nhất. Sự vận tải tách biệt trầm tích mịn và thô,

góc cạnh và tròn nhẵn, và giữa nhẹ và nặng dẫn đến sự phân loại. Những cuộc khảo sát thực

địa thường được lặp đi lặp lại để phát hiện những biến động theo thời gian của hiện tượng

này. Những số đo đồng thời về các quá trình mang năng lượng như dòng chảy và sóng,

thường là rất cần để hiểu biết về tốc độ và cơ chế của sự chuyển động.

Hình 5-8: Thiết bị lấy mẫu bằng ống viba loại nhẹ đặt trên tàu

Hình 5-9: Giàn khoan đặt trên tàu với 4 mỏ neo, hai kíp làm việc trực 24/24

(1) Đo sự vận động của trầm tích.

(a) Việc đo đạc sự di chuyển trầm tích lơ lửng hoặc trầm tích lắng đọng nơi mặt đáy ở

đới sóng nhào là một quá trình cực kỳ khó khăn. Có hàng loạt kiểu thiết bị lấy mẫu để đánh

giá sự vận tải trầm tích lơ lửng và trầm tích đáy ở thực địa (Dugdale,1981; Seymour,1989),

song những công cụ này trong một số điều kiện sẽ hoạt đông không chắc chắn hoặc đắt đỏ

hoặc khó sử dụng. Vì những lí do đó, CERC và các phòng thí nghiệm khác đang xây dựng

và thử nghiệm các quy trình, phương pháp mới. Đo vận động trầm tích tại 1 điểm (point

measurements) có thể thực hiện bằng 2 cách:

Lấy mẫu trực tiếp và cân khối lượng vật liệu.

Phát hiện luồng chảy lỏng bằng các thiết bị đo điện quang hoặc âm học đặt trong nước.

(b) Có hai phương pháp chung được sử dụng để lấy mẫu trầm tích ở dạng lơ lửng hoặc

lắng đọng trên mặt đáy. Thứ nhất, có thể dùng chai cầm tay thu thập nước tại chỗ vào hoặc

hút từ xa vào thùng chứa có các ông dẫn và bơm hút. Sau đó mẫu được xấy khô và cân cặn

khô. Phương pháp thứ hai là bẫy lọc một số khối lượng đại diện mẫu trầm tích bằng sàng bẫy

để nước có thể chảy qua trong một thời gian xác định. Vấn đề cơ bản mà cả hai phương pháp

đều vấp phải là liệu mẫu thu được có đại diện cho trầm tích đang di chuyển hay không. Thí

dụ: ống hút phải đặt cách đáy biển thế nào để lấy được mẫu trầm tích đáy? Nếu để cao sao

cho vỉa đáy không bị di chuyển thì liệu nó có làm mất đi một số lượng trầm tích lắng trên

mặt đáy? Những chiếc bẫy đặt chắn dòng làm bằng sàng/rây thì dễ kiếm nhưng khó sử dụng.

Lỗ phải đủ nhỏ để có thể hứng được hết trầm tích nhưng lại phải để sao cho nước được chảy

tự do. Kraus (1987) đã đặt các bẫy ở cống Duck, NC, làm bằng khung thép không gỉ

(H.5.10). Kraus và Dean (1987) đã xác định được sự phân bố các dòng vận tải cát dọc bờ

bằng sử dụng các bẫy trầm tích. Vào thời điểm này các bẫy trầm tích vẫn còn được sử dụng

nhưng không rộng rãi nữa.

Hạn chế cơ bản của các bẫy là chúng thường chỉ dùng được trong những điều kiện ôn

hoà. Mùa đông hoặc khi có bão rất nguy hiểm đối với cán bộ kỹ thuật ở thực địa khi lấy

mẫu. Tiếc thay là trong những điều kiện khắc nghiệt ấy lại xuất hiện những sự vận động

trầm tích lớn nhất. Vấn đề cơ bản khác nữa là mối liên hệ giữa số đo tức thời sự vận tải trầm

tích lơ lửng và trầm tích lắng đọng ở đáy với sự chuyển động trầm tích trong thời kỳ lâu dài.

Do những khó khăn lớn khi tiến hành nghiên cứu ở đới sóng nhào nên câu hỏi này chưa có

lời giải.

(c) Các thiết bị đo điện tử đang được sáng chế để đo vận tải trầm tích. Chúng có một số

ưu việt so với các phương pháp lấy mẫu trực tiếp. Đó là khả năng đo những biến đổi theo

thời gian của sự vận động trầm tích lơ lửng và trầm tích lắng đọng ở đáy và khả năng sử

dụng được trong điều kiện khắc nghiệt (Tuy vậy, cần nhớ rằng trong điều kiện bão nguy hại,

về cơ bản không một thiết bị người làm ra nào có thể tồn tại được ở đới sóng nhào). Điểm

yếu của chúng còn ở chỗ có khó khăn trong việc chia độ các bộ cảm biến và thử nghiệm sử

dụng chúng với các loại cát khác nhau dưới nhiệt độ khác nhau. Ngoài ra, nhiều thiết bị loại

này khá đắt tiền và không luôn luôn sẵn có. Steinberg đã sáng chế và thử nghiệm một thiết bị

đo dùng để nghiên cứu vận tải trầm tích ở cửa sông và đới ven bờ.

Hình 5-10: Mẫu thiết kế thiết bị lấy mẫu trầm tích (bao gồm khung thép và túi lưới nhựa thu mẫu)

được sử dụng ở Duck, NC trong chương trình DUCK-85 của CERC (Krau, 1987)

d) Sự di chuyển trầm tích của cả hai loại - trầm tích đáy và tổng lượng trầm tích - đều

có thể đo được bằng sử dụng các vật đánh dấu tự nhiên và nhân tạo (Dugdale,1981). Các

khoáng vật nặng là vật đánh dấu tự nhiên, đã được dùng để nghiên cứu trầm tích di chuyển

(McMaster,1960; Wilde và Case,1977). Cát tự nhiên cũng có thể được đánh dấu bằng tạo lớp

phủ phóng xạ hoặc huỳnh quang (Arlman, Santema, và Svasek, 1958; Duane,1970; Inman và

Chamberlain,1959; Takeli,1966). Các chất đánh dấu phóng xạ không được phép dùng nữa vì

lí do bảo vệ sức khoẻ và an toàn. Khi dùng thuốc nhuộm huỳnh quang thì có thể sử dụng

đồng thời các màu khác nhau ở các bể trầm tích có cỡ hạt khác nhau để phân biệt các thí

nghiệm tiến hành kế tiếp nhau ở cùng một địa điểm (Ingle,1966). Các hạt nhân tạo có cùng

tỷ trọng và cùng phản ứng thuỷ lực như các hạt tự nhiên, cũng có thể được dùng trong các

nghiên cứu có sử dụng vật đánh dấu. Nicholls và Webber (1987) đã dùng cuội nhôm ở vùng

bờ đá ở Anh. Các đá chứa nhôm này được định vị ở bờ bằng sử dụng các dụng cụ dò kim

loại. Nelson và Coakley (1974) đã điểm qua các phương pháp và khái niệm dùng vật đánh

dấu.

(e) Các phương pháp Eulerian và Lagrangian dùng thuốc đánh dấu cũng có thể áp dụng

thử nghiệm để nghiên cứu các hiện tượng khác. Đối với phương pháp tích phân thời gian

(time integration) hay phương pháp Eulerian, các thuốc đánh dấu được phun với mức độ

đồng nhất qua từng khoảng thời gian định trước. Đối với phương pháp tích phân không gian

(space integration) hay phương pháp Langragian, các thuốc đánh dấu được bơm ra trên một

vùng ở cùng một thời điểm. Việc lựa chọn phương pháp phụ thuộc bản chất của vấn đề. Phải

thiết kế các thực nghiệm tại thực địa một cách chu đáo để tách biệt được thông số ta quan

tâm đo đạc hay theo dõi. Thí dụ, nếu mục đích nghiên cứu là sự vận tải trầm tích lắng đáy thì

phải chú ý không để các chất đánh dấu được hút vào trầm tích lơ lửng trong cột nước.

Bảng 5-3: Lấy mẫu đất dưới nước không dùng máy khoan và ống chống.

Thiết bị Ứng dụng Mô tả Độ sâu lấy

mẫu Nhận xét

Nạo vét kiểu

Petersen

Ống lao móc

trọng lực

Ống lấy mẫu

rơi tự do

Ống mẫu pít

tông trọng

lực

Ống lấy mẫu

có gây nổ

Đáy biển rộng,

chưa bị lấy mẫu

gầu xúc

Ống mẫu đường

kính 4 – 15 cm

trong đất mềm và

cứng

Ống mẫu đường

kính 4 – 15 cm

trong đất mềm và

cứng

Mẫu 6,25cm

trong đất mềm

đến cứng

Gầu xúc kiểu vỏ hến nặng

chừng 450 kg. Công suất

chừng 0,12m khối

Một tải trọng lắp chong chóng

nối với ống chống được thả

trực tiếp từ thuyền xuống.

trong ống có ống lót và ống

mẫu.

Thiết bị treo trên dây ở sườn

tàu cách đáy ~ 5m rồi thả rơi tự

do.

Tương tự như ống mẫu rơi tự

do, trừ các pít tông để giữ thiết

bị đứng chắc trên đáy biển khi

lấy mẫu

Khoảng 10cm

Khoảng 9m

Đất mềm ~

5,1m

Đất cứng ~ 3,0

m

Ống mẫu

chuẩn dài

3,0m; có thể

lắp thêm ống

3,0m nữa.

Mẫu có

Hoạt động tốt ở nước

sâu đến 66m. Sâu hơn

thì cần trọng lượng bổ

sung.

Độ sâu nước tối đa chỉ

phụ thuộc tải trọng. Có

thể lấy được mẫu

nguyên khối bằng ống

đường kính lớn và

ngắn.

Độ sâu nước tối đa chỉ

phụ thuộc tải trọng. Có

thể lấy được mẫu

nguyên khối bằng ống

đường kính lớn và

ngắn.

Có thể lấy mẫu nguyên

khối chất lượng cao.

Đã dùng có kết quả ở

độ sâu nước 6000m

(20,000ft)

Pít tông khí

của Viện

Địa kỹ thuật

Nauy

Ống lấy mẫu

rung

Ống hộp lấy

mẫu

Lấy mẫu ở trầm

tích đáy mềm đến

cứng

Mẫu chất lượng

tốt ở sét mềm

Mẫudài 6–12m,

đường kính

3 – 1/2in,

chất lượng cao

trong trầm tích

mềm đến cứng.

Tấm mẫu rộng,

nguyên trạng của

trầm tích đáy biển

Tương tự như ống mẫu rơi tự

do. Tải trọng dẫn động có tác

động như nòng súng còn ống

lấy mẫu như viên đạn. Khi ống

va vào đáy biển cứng, nòng

súng trượt qua lẫy cò mổ vào

kíp nổ. Sức ép thuốc nổ đẩy

ống mẫu vào sâu trầm tích đáy.

Tương tự thiết bị lấy mẫu kiểu

pít tông Osterberg trừ việc pít

tông ở ống lấy mẫu được kích

hoạt bằng áp suất khí

Máy đặt trên đáy biển. Áp suất

không khí của tàu biển kích

hoạt bộ tạo rung bằng khí nén

để ống thâm nhập vào đất; có

ống lót nhựa để giữ lõi mẫu.

Một hộp có tải trọng có cửa

đóng ở đáy để lấy mẫu sinh

học đáy biển

đườngkính

2,5– 20 cm,

dài 3,0m (core

to 1 – 7/8 in.

and to 10 ft

lengths)

Khoảng 10,5m

Tốc độ xuyên

đất tuỳ thuộc

độ cứng trầm

tích.

Khoảng 0,3m

Độ sâu nước tối đa 60m

Lấy mẫu dài 6m trong

đất mềm hết 2 phút.

Phần tâm của lõi mẫu

không bị phá cấu trúc.

(2) Sử dụng địa hình dưới mặt nước để đánh giá chế độ luồng chảy

Chương 4 đã giới thiệu hình dáng địa hình bề mặt (bed form shape) và danh pháp của

chúng.

(a) Jopling (1966) đã chỉ ra các dấu chỉ thị hữu ích như sự phân lớp của tập đầu vỉa,

(foreset laminae) nhờ đó có thể đánh giá định lượng sức mạnh của các dòng chảy trầm tích

cổ và hiện đại. những dấu hiệu chỉ thị này gồm: (1) Góc dốc cực đại của tập đầu vỉa (với tốc

độ thấp góc này có thể lớn hơn góc dốc tĩnh tự nhiên (static angle of repose) trong khi đó

nếu tốc độ thấp thì góc này nhỏ hơn góc tĩnh); (2) Tính chất của ranh giới giữa tập đầu vỉa

(foreset) và tập đáy (bottomset) (ranh giới tiếp giáp biến đổi từ dạng góc sang dạng tiếp

tuyến đến dạng chữ sigma ( ∑ ) cùng với sự tăng vận tốc). (3) Tần suất phân lớp được đo

theo đường vuông góc với mặt phân lớp (số lượng mặt phân lớp trên một đơn vị diện tích

tăng cùng với sự tăng tốc độ). (4) Độ rõ nét hay độ tương phản kiến trúc giữa các mặt lớp kề

cận (ở tốc độ cao không phân biệt rõ các lớp); và (5) Sự xuất hiện các vết gợn sóng thoái lui

(gợn sóng thoái lui – regressive ripples – là chỉ thị cho biết tốc độ tương đối cao).

(b) Có thể đo các địa hình bề mặt (bed form) ở dải cát lộ ra ở vùng nước thấp với việc

sử dụng các kỹ thuật trắc đạc hoặc chụp ảnh hàng không tỷ lệ lớn. Các thông số phi thứ

nguyên của gợn sóng và của các địa hình bề mặt khác có thể là chỉ thị môi trường trầm tích

(Tanner, 1967). Có thể được xác định chiều dòng chảy dựa vào đường sống của các gợn

sóng (the trace of the crestline) (Allen,1988). Các địa hình dạng sóng phản ảnh tốc độ và

hướng của các dòng chảy dao động cũng như bước của hợp phần nằm ngang trong chuyển

động quỹ đạo và tính bất đối xứng tốc độ của dòng chảy (Clifton và Dingler,1984). Dựa vào

trình tự tốc độ theo chiều sâu của các dòng tạo ra các địa hình bề mặt cũng có thể đánh gía

cường độ ở một độ sâu nhất định của dòng chảy đã tạo ra các địa hình bề mặt ở vùng cửa

sông trong đới gian triều. [The flow strength for intertidal estuarine bed forms can also be

estimated for a given flow depth by the velocity – depth sequence of bed forms]

Boothroyd,1985).

j. Các thiết bị dẫn đường hàng hải và định vị.

(1) Định vị chính xác là điều tối quan trọng đối với số lớn các nghiên cứu kiểm soát về

địa chất. Đã có một vài hệ thống định vị và hướng dẫn hàng hải phục vụ các nghiên cứu ven

bờ, trong số đó phổ biến nhất là hệ Loran-C, và Hệ Định vị Toàn cầu (GPS). Các công nghệ

khác như các hệ vi sóng tầm gần (short-range microwave) và hệ quang học cũng được sử

dụng phổ biến (Fredette et al.1990).

(2) Hệ Loran-C dùng sóng xung vô tuyến tần số thấp để tính chênh lệch thời gian bằng

micro giây giữa máy phát và máy thu. Sau đó độ chênh lệch này được tính toán như đường

định vị (as lines of position). Máy thu có thể đặt ở xa tới 2000km cách máy phát vẫn bảo

đảm chính xác chấp nhận được. Độ chính xác tuyệt đối của hệ Loran-C là từ 180-450m,

trong đó sai số 15-90m là phổ biến.

(3) Hệ Định vị Toàn cầu (GPS) là cuộc cách mạng trong ngành đạo hàng điện tử phục

vụ mục đích quân sự vì khả năng có một không hai của nó trong việc cung cấp thông tin vị

trí nhanh chóng và cực kỳ chính xác ở khắp nơi trên thế giới và trong mọi điều kiện thời tiết.

Hệ này vẫn chưa hoạt động đầy đủ vì còn một vài vệ tinh nữa chưa được phóng lên quỹ đạo.

Đáng tiếc cho người sử dụng dân sự là Bộ Quốc phòng đã thực hiện chương trình an ninh

quốc gia gọi là “Sử dụng có lựa chọn” đã cố tình làm giảm độ chính xác của GPS bằng làm

lệch tín hiệu của vệ tinh. Có hai loại máy thu tín hiệu GPS.

Hệ định vị chính xác (PPS - Precise Positioning Systems) có các con chip điện tử để

nhận biết và chỉnh lý tín hiệu lệch. Hệ này chỉ có trong quân đội và các công dân được phép.

Hệ định vị thông dụng (SPS - Standard Positioning Systems) có sẵn bán cho người đi

thuyền và mọi công dân. Hệ này cho độ chính xác 100m trong 95% thời gian sử dụng và

300m cho 5% thời gian còn lại. Vấn đề đối với hệ SPS là ở chỗ người công dân sử dụng

không biết được đại lượng độ lệch cố tình tạo ra kia là bao nhiêu và khi nào nó xuất hiện, do

đó họ không thể xác định được độ chính xác của chỉ số đo của GPS ở một thời điểm cụ thể.

Nhằm bảo đảm độ chính xác đến 12-20m trong các việc liên quan đến bến cảng và lối

vào cảng tàu, Cơ quan Bảo vệ bờ biển Hoa Kỳ đã thiết kế hệ GPS vi sai (differential GPS).

Phương pháp này cố triệt tiêu sai sót do tín hiệu bị làm lệch đi gây ra để sử dụng cho đới

nước nông ven bờ. Bằng việc đặt các máy thu tín hiệu ở những vị trí biết trước toạ độ (Trạm

Kiểm soát bờ, trạm đèn biển) để thu tín hiệu đồng thời từ 12 vệ tinh, sau đó tính toán sai số

giữa vị trí chính xác biết trước với vị trí do vệ tinh cung cấp và từ đó tính ra hệ số điều

chỉnh. Hệ số điều chỉnh được truyền đi bằng vô tuyến cho các tàu ở gần cảng. Tàu phải được

trang bị máy thu đặc biệt để giải điều biến tín hiệu và xử lý tín hiệu định vị mà tàu nhận

được từ hệ GPS.

Cũng như từ năm 1994, đến nay vẫn chỉ có 10 trong số 47 trạm GPS vi sai hoạt động và

vẫn ở giai đoạn thử nghiệm.

(4) Các sai số chuẩn đạo hàng (định vị) đã được USACE xây dựng cho công việc khảo

sát địa lí thuỷ văn. Có ba cấp nhóm khảo sát cơ bản:

Nhóm cấp 1 - Khảo sát theo hợp đồng được thanh toán

Nhóm cấp 2 - Khảo sát theo điều kiện của dự án

Nhóm cấp 3 - Khảo sát điều tra sơ bộ.

Mặc dù những yêu cầu khảo sát địa chất không hoàn toàn như yêu khảo sát địa lý thuỷ

văn của USACE, các tiêu chuẩn về độ chính xác là rất quan trọng khi xác định những yêu

cầu kiểm tra chất lượng để làm hợp đồng. Độ chi tiết của bảng chia độ là yếu tố chủ yếu

phân biệt các cấp nhóm khảo sát và tác động trực tiếp đến độ chính xác và độ tin cậy của kết

quả cuối cùng. Với việc Hệ Thông tin Địa lí GIS ngày càng được sử dụng nhiều hơn để phân

tích và xử lí dữ liệu, việc có các tiêu chuẩn chính xác cao là yêu cầu bức thiết . Sự chia độ

(calibration) là tốn kém thời gian và làm giảm thời gian thực tế thu thập dữ liệu. Tuy nhiên,

điều này lại là yêu cầu bức súc vì lợi ích kinh tế vì dữ liệu kém chất lượng sẽ là vô dụng

hoặc có thể dẫn đến những kết luận sai sót (đến lượt nó lại dẫn đến những sai sót trong thiết

kết và có thể cả vấn đề pháp lí).

(5) Bảng 5-4: trình bày sai số cho phép đối với mỗi nhóm khảo sát.

(6) Bảng 5.5 trình bày các hệ thống định vị thích hợp cho từng cấp nhóm khảo sát. Bảng

này giả định một dự án tiêu bảng triển khai trong phạm vi 40km cách mốc quy chiếu đặt ở

đường bờ hồ, biển. Những khảo sát ở ngoài khơi xa hơn phải tuân thủ các tiêu chuẩn nêu

trong cẩm nang công tác địa lí thuỷ văn của NOAA (NOAA,1976). Lập kế hoạch khảo sát

ngoài khơi và thực hiện có kết quả là một hoạt động tinh tế và phải do người hoặc nhà thầu

có kinh nghiệm thực hiện.

Bảng 5-4: Sai số lớn nhất cho phép trong công tác khảo sát địa lý thuỷ văn

Phân chia cấp nhóm khảo sát Loại sai số

1 2 3

Hợp đồng thanh

toán

Theo điều kiện

dự án

Khảo sát điều

tra sơ bộ

Sai số định vị 1 – sigma RMS hai chiều chung cuộc

không quá

Sai số chuẩn 1 – sigma trong đo đạc độ sâu thẳng

đứng chung cuộc không quá

3m

± 0,152m

6m

± 0,305m

100m

± 0,457m

k. Các phương pháp địa vật lí

(1) Các phương pháp khảo sát địa vật lý có sử dụng sóng âm thanh và hệ định vị chất

lượng cao đặt trên tầu biển được sử dụng rộng rãi để thu thập dữ liệu địa chất và địa vật lí về

các tầng đá nằm dưới mặt đáy ở vùng ven bờ. Các phương pháp vật lí chỉ cung cấp dữ liệu

gián tiếp, trái ngược với các phương pháp trực tiếp như khoan, hào. Sử dụng các phương

pháp địa vật lí có thể giúp định vị và đối sánh dữ liệu địa chất bằng việc xác định độ thông

suốt sóng âm thanh, các mô hình tán xạ, hình dáng và tính liên tục của các sóng phản xạ và

mô hình phân lớp bảng kiến. Có thể rút ra những kết luận dựa trên những dữ liệu địa tầng và

trầm tích học và những gián đoạn địa tầng quan trọng. Bảng 5.6 trình bày các tần số được

dùng trong các phương pháp địa vật lí phổ biến.

(2) Các máy đo độ sâu bằng tiếng âm vọng hay các máy dò độ sâu, các sonar quét biên,

và các máy đo profin dưới mặt đáy (Subbottom profilers) là ba loại thiết bị chính được dùng

để thu thập dữ liệu địa vật lí trong các chương trình khai thác ở ngoài biển. Cả ba hệ thống

thiết bị này đều sử dụng âm thanh, các xung âm thanh được phát và truyền đi trong nước rồi

đo quãng thời gian giữa xung phát đi và xung đến của tín hiệu phản hồi từ các vật thể khác

nhau trên mặt đáy hoặc ở dưới bề mặt đáy. Các hệ thiết bị này được dùng để khảo sát địa

hình đáy biển, các đặc điểm địa hình bề mặt đáy như dấu gợn sóng, các vết lộ và địa tầng ở

dưới sâu. Các máy đo độ sâu bằng âm thanh được dùng để khảo sát độ sâu. Các sonar quét

biên cung cấp hình ảnh về sự phân bố không gian của trầm tích và về địa hình bề mặt

(surface bed forms) và các dạng địa hình lớn hơn như các bãi ngầm (shoals) và các kênh.

Phương phát này cũng được dùng để đo hướng vận động của trầm tích. Các subbottom

profilers được dùng để xác định phần địa tầng gần mặt đất của các cấu trúc nằm dưới mặt

đáy biển.

(3) Một phương pháp địa vật lí đơn lẻ ít khi cung cấp đầy đủ thông tin về cấu tạo địa

chất dưới mặt đáy nếu không thu thập mẫu trầm tích hoặc có dữ liệu bổ sung thu được từ các

phương pháp địa vật lí khác. Mỗi phương pháp địa vật lí thường xác định một vài tính chất

vật lý khác nhau của trầm tích và việc đối sánh dữ liệu theo một vài phương pháp sẽ cho

những kết quả có ý nghĩa lớn. Mọi phương pháp địa vật lí đều dựa nhiều trên kinh

nghiệm của người vận hành và người phân tích.

(4) Các khảo sát điều tra độ sâu đòi hỏi phải nghiên cứu nhiều về địa chất và địa mạo ở

vùng nước ven bờ. Các máy dò bằng âm vọng thường được dùng nhiều nhất để đo độ sâu

nước ở ngoài khơi. Vài yếu tố gây sai số đo độ sâu bằng âm thanh:

(a) Vận tốc âm thanh truyền trong nước. Vận tốc này ở gần mặt nước chừng 1500m/s,

nhưng giao động theo tỷ trọng nước và là hàm của nhiệt độ, độ sâu và độ mặn. Đối với

những khảo sát đòi hỏi độ chính xác cao phải đo tốc độ âm thanh tại chỗ.

(b) Những chỉnh lí liên quan đến tàu. Mớn nước của tàu thay đổi do dầu và nước được

tiêu thụ dần theo tiến độ khảo sát. Để chia độ (calibrate) cho bộ dò độ sâu phải kiểm tra độ

sâu vài lần trong ngày.

(c) Vị trí của tàu khảo sát so với điểm mốc đã biết (known datum). Một máy dò độ sâu

đặt trên tàu chỉ đo độ sâu của nước khi tàu di chuyển trên đáy biển. Tuy nhiên, thuyền là một

bệ di động thẳng đứng phụ thuộc điều kiện ở biển như triều và sóng. Để có được độ sâu của

nước có đối chiếu với một điểm dữ liệu biết trước, thì dữ liệu của máy dò bằng âm dội phải

được điều chỉnh theo 1 trong 2 cách. Thứ nhất, phải đo thuỷ triều ở một trạm gần nhất và

điều chỉnh dữ liệu của máy đo cho tương hợp. Thứ hai, phải luôn giám sát vị trí thẳng đứng

của thuyền so với một điểm mốc đã biết trên đất liền và những kết quả này phải được cộng

thêm vào độ sâu của nước. Đối với các khảo sát thuộc nhóm 1, bất kể dùng phương pháp này

hay khác để chỉnh lí dữ liệu đều phải đặc biệt chú ý đến việc kiểm tra chất lượng.

(d) Sóng. Khi thuyền khảo sát dâng lên hạ xuống thì đáy biển được đo vẽ như có hình

gợn sóng. Để có được hình ảnh thật với độ chính xác cao, ngày nay người ta lắp thêm các bộ

chuyển đổi và bộ thu (transducer và receiver) trên các giá đỡ cân bằng độ dâng. Các giá này

giữ toàn bộ cụm dụng cụ đo ở một vị trí thẳng đứng, cố định trong khi tầu bị dâng lên hạ

xuống theo sóng. Phương pháp phổ biến nhất để loại trừ tín hiệu sóng là bằng xử lí dữ liệu

sau cuộc khảo sát. Cả hai phương pháp đều hiệu quả, mặc dù một số nhà thầu coi trọng

phương pháp này hơn phương pháp khác. Mặc cho mọi cố gắng về chia độ thiết bị và xử lí

dữ liệu, độ chính xác thực tế tối đa đối với các máy đo bằng âm dội ở độ sâu ven bờ là I0-

15m. Phần 5.5 đề cập phép đánh giá sai số tính toán khối lượng. Các tuyến khảo sát thường

được vạch song song nhau với khoảng cách tuyến phụ thuộc mục đích khảo sát và tỷ lệ đo

vẽ.

Bảng 5-5: Những sai số mặt bằng cho phép của hệ thống định vị GPS

Chỉ tiêu cho phép đối với các nhóm khảo

sát

Hệ định vị Độ chính xác

định vị ước

tính (m,RMS) 1 2 3

Phạm vi giao cắt nhìn bằng mắt thường 3 – 20

Cắt bỏ góc kính lục phân 2 – 10

(Sextant Angle Resection)

Giao cắt góc chuyển tiếp/ kinh vĩ 1 – 5

Giao cắt tầm phương vị 0,5 – 3

Không được phép Được phép

- -

+

- + +

+ +

+

+ +

Tuyến đánh dấu (các số đo tính từ bờ)

<457m từ đường cơ sở 0,3 – 1

914 > … > 457m 1 – 5

> 914m từ đường cơ sở 5 – 50+

Tuyến đánh dấu (Động lực)

<305m từ tuyến cơ sở 1 – 3

610 > … > 305m 3 – 6

> 610 từ tuyến cơ sở 6 + 50+

Tuyến đánh dấu (thuyền chạy theo tuyến cơ sở) 5 – 50+

Hệ định vị điện tử tần số cao (EPS)

(vi sóng hoặc UHF) 1 – 4

EPS tần số trung 3 – 10

EPS tần số thấp 50 – 2000

Định vị bằng vệ tinh:

Doppler 100 – 300

STARFIX 5

Hệ định vị toàn cầu NAVSTAR

Định vị điểm tuyệt đối (không bị làm lệch) 15

Định vị điểm tuyệt đối (có bị làm lệch) 50 – 100

Xác định khoảng cách vi sai giả 2 – 5

Xác định khoảng cách vi sai động học (tương lai) 0,1 – 1,0

+

+ +

+

- +

+

- +

+

+ +

+

- +

+

- -

+

- -

+

+ +

+

- +

+

- -

+

- -

-

- +

+

Bảng 5-6: Tổng hợp các hệ máy khảo sát bằng âm thanh.

Các hệ dùng sóng âm thanh Tần số (kHz) Mục đích

Đáy biển và cột nước

Máy đo bằng âm dội

Máy phát hiện cột nước bằng bọt (Bộ

chuyển đổi điều chỉnh được)

Sonar quét biên

12 – 80

3 – 12

38 – 250

Đo độ sâu nước khi lập bản đồ độ sâu.

Phát hiện các chùm bọt, cá, thực vật, mảnh

vụn trong cột nước.

Vẽ bản đồ địa hình đáy biển, vẽ các kiến

trúc, vết lộ, các mảnh vụn do người tạo ra và

đặc điểm địa hình.

Sub-bottom profilers.

Bộ biến chuyển đổi điều chỉnh được

Các máy cơ điện tử:

Xung âm thanh AcoustipulseR

UniboomR

Bubble Pulser

Các máy đánh lửa (sparker):

Thông dụng (Standard)

Optically stacked

Fast – firing

4KJ - &10KJ

De-bubbled, de-reverberated

Đa kênh số hoá

3,5 – 7,0

0,8 – 5,0

0,4 – 14

-0,4

50 –

5000Hz

như trên

như trên

như trên

như trên

Xuyên thấu sâu dưới mặt đáy biển với độ

phân giải cao

Độ xuyên sâu tới 30m

Độ xuyên 30 – 60m với độ phân giải

15 – 30cm

Tương tự UniboomR

Dùng ở nước mặt (tối thiểu 20‰, độ xuyên

sâu tới 1000m.

Độ phân giải ngang được nâng cao.

Độ phân giải ngang và đứng được nâng cao.

Độ phân giải tuyệt vời, phát hiện trầm tích

chứa khí.

Xử lí bằng máy tính để tăng cao độ phân giải

và giảm tiếng ồn

(5) Trong các khảo sát địa vật lí khoảng cách giữa nguồn phát và bộ thu được tính toán

như tốc độ của âm thanh đi trong môi trường đó (đá cứng, trầm tích hoặc nước) chia ½ thời

gian đi khứ hồi. Số đo này được chuyển đổi thành đại lượng tương đương độ sâu và được ghi

lại bằng số trong sơ đồ đường băng (strip chart).

(6) Những nguyên lí của phương pháp đo biên dạng bằng sóng địa chấn đối với các tầng

dưới mặt đáy về cơ bản cũng như phương pháp đo độ sâu bằng âm thanh. Các thiết bị địa

chấn đo đáy biển ứng dụng tần số thấp, tức là các tín hiệu có năng lượng mạnh hơn để xuyên

sâu xuống lòng biển (H.5.11). Sự truyền sóng đi qua các tầng trầm tích phụ thuộc vào tính

chất của các tầng đá đó như tỷ trọng và thành phần. Tính hiệu phản xạ từ các mặt tiếp giáp

giữa các lớp trầm tích có âm trở khác nhau (Sheriff, 1980). Khi dùng các thiết bị đo biên

dạng thông thường sóng địa chấn rất khó xuyên qua cát thô và sỏi, tảng sét băng hà và trầm

tích chứa nhiều vật chất hữu cơ, các băng ghi dữ liệu có chất lượng xấu và hay ngắt quãng.

Xử lí các dữ liệu tín hiệu số theo phương phá p đa kênh đôi khi có thể cho ta những dữ liệu

tốt mặc dù độ xuyên thông tín hiệu kém. Mạng lưới đo đạc lại một lần nữa phụ thuộc nội

dung khảo sát và độ phân giải mong muốn!

(7) Các tính chất âm học thường có liên quan với thành phần trầm tích cho nên các

biên dạng thấy được nhờ sóng địa chấn phản hồi có thể coi gần đúng như là mặt cắt ngang

địa chất của vật chất dưới bề mặt đáy biển. Tuy nhiên, do sự biến đổi nhỏ yếu của âm trở,

các sóng phản hồi có thể xuất hiện trên băng ghi ứng với những nơi mà thành phần trầm tích

sai khác nhau rất ít. Cũng vậy, khi các lớp có bề dày mỏng, chúng có âm trở giống nhau cho

nên những khác biệt lớn về thành phần trầm tích cũng có thể bị bỏ qua, không ghi lại được,

hoặc vì khí đã xoá mờ đi sự khác biệt này (Sheriff,1980). Vì những lí do trên chỉ nên xem

địa tầng được xác lập bằng phương pháp địa chấn chỉ là dự kiến chừng nào chưa xác định

được thành phần trầm tích bằng các mẫu lõi khoan. USACE đang xây dựng các phương

pháp xử lí tín hiệu để phân tích xung phát đi và xung phản hồi. Với sự kiểm tra thích đáng

tại thực địa ta có thể lập được mô hình thành phần trầm tích đáy biển và độ cứng, làm như

vậy sẽ giảm bớt được nhu cầu khoan mẫu ở thực địa.

Ở các miền bờ nông, một biện pháp thực tiễn vẫn hay dùng là lấy mẫu phóng (jet

probing) trong lúc tiến hành khảo sát địa chấn dưới mặt đáy biển. Điều này đặc biệt quan

trọng khi có một lớp cát mỏng phủ trên một nền đá cứng.

(8) Có hai thông số quan trọng nhất trong phương pháp phản xạ địa chấn đáy biển là độ

phân giải thẳng đứng hay là khả năng phân tách được các máy phản xạ đặt sát nhau, và độ

xuyên thông sóng thẳng đứng. Khi tăng tần số của tính hiệu ra thì độ phân giải trở nên mịn

hơn. Đáng tiếc là tăng cao tần số của các xung âm thanh lại làm tắt dần tín hiệu và cuối cùng

là làm giảm lực xuyên nhập vào tầng đất. Do vậy, có một biện pháp thực tiễn phổ biến là sử

dụng đồng thời hai hệ phản xạ sóng địa chấn; một có độ phân giải cao và cái thứ hai có khả

năng xuyên thấu mạnh hơn

(9) Máy sonar quét biên được dùng để xác định địa hình đáy biển. Tín hiệu âm thanh từ

máy phát kéo ngầm dưới mặt nước, được hướng dưới một góc nhỏ tới một hoặc cả hai bên

của tuyến khảo sát, trái ngược với máy đo độ sâu bằng hồi âm (fathometer) và phương pháp

tín hiệu phản xạ địa chấn là phát sóng hướng xuống dưới (H.5.12). Hình ảnh chung cuộc thu

được về đáy là tương tự như một ảnh hàng không chụp liên tục. Bằng phương pháp quét biên

có thể phát hiện những thông tin chi tiết như độ giãn cách và hướng của các địa hình bề mặt

và những khác biệt khái quát của trầm tích đáy biển, cũng như những chi tiết địa hình như

vết lộ đá, các tảng lăn, các địa hình bề mặt và các vật thể do người tạo ra. Vì vậy nên tiến

hành kết hợp phương pháp đo độ sâu với phương pháp quét biên để xác định các vật thể nhỏ.

Hệ quét biên rất nhạy cảm với các chuyển động của tàu thuyền, cho nên thích hợp nhất là sử

dụng trong các điều kiện yên tĩnh.

Hình 5-11: Nguyên lý thu nhận sóng địa chấn dưới đáy biển

(10) Các thiết bị sonar quét biên khá dễ mua, có tần số 100kHz, có khả năng khảo sát

đáy biển trong một dải rộng tới 500m ở bất kỳ phía nào của tàu; như vậy mỗi tuyến tàu có

thể quét một vệt rộng 1km hoặc hơn. Để tín hiệu ra có độ phân giải cao hơn ở cự li gần, một

vài hệ thống có khả năng hoạt động song trùng bằng sử dụng các tín hiệu ở cả hai dải tần số

500kHz và 100kHz. Một máy ghi 4 kênh đồng thời ghi dữ liệu ở hai kênh riêng biệt. Hệ

sonar quét biên số hoá có sẵn trên thị trường, nó xử lí tin hiệu để chỉnh lí độ nghiêng so với

các vật thể ở đáy biển và chỉnh lí tốc độ tàu khảo sát. Băng ghi chung cuộc cho thấy vị trí x-

y thực của các vật thể ở đáy biển, tương tự như các bản đồ hoặc các ảnh hàng không. Các dữ

liệu số cũng có thể được ghi lại trên băng từ, việc này cho phép xử lí tín hiệu bổ sung hoặc

sử dụng sau này.

(11) Việc tìm kiếm những địa điểm khai thác vật liệu cát sỏi để bồi đắp bờ đã trở thành

vấn đề kinh tế và môi trường ngày càng cấp bách trong những năm gần đây. Người ta

thường dùng các phương pháp đo tuyến địa chấn có độ phân giải cao, sonar quét biên và

máy đo sâu bằng tiếng vọng để tìm kiếm những địa điểm triển vọng. Phụ lục I trình bày các

phương pháp được gợi ý.

(12) Rada xuyên cắt (Ground-penetrating Radar – GPR) là phương pháp kỹ thuật tương

đối mới để khảo sát dưới sâu. Khác với các hệ dùng âm thanh nói trên, GPR được dùng trên

mặt đất. Phần sóng vô tuyến trong dải điện từ được phát đi từ một nguồn và tín hiệu phản hồi

được thu lại ở bộ cảm biến (sensor). Độ thông sóng (transparency) của các tầng địa chất là

khác nhau. Cát và đá vôi có độ thông sóng tốt. Việc sử dụng GPR trong môi trường biển bị

hạn chế vì nước mặn không truyền dẫn bức xạ điện từ ở dải tần số sóng vô tuyến. Fitzgerald

et al. (1992) dùng GPR để nghiên cứu các doi chắn bờ ở Vịnh Buzzards, Masachusetts. GPR

được sử dụng rất tốt ở Hồ Lớn để xác định các dòng chảy đã bị bồi lấp và các vết lộ trầm

tích băng hà.

Hình 5-12: Hệ thống định vị âm thanh có cần quét

l. Các tuyến khảo sát địa hình và đo sâu.

(1) Khảo sát định kỳ về địa hình và đo độ sâu ven bờ là biện pháp trực tiếp và chính xác

nhất để xác định những biến đổi địa chất và địa mạo ở quy mô thời gian hiện thời. Những

loạt dữ liệu theo thời gian, chẳng hạn các profin (ở phần trên – chương V - vẫn dịch là biên

dạng) qua từng giai đoạn, cho phép đánh giá mức độ xâm thực và bồi đắp ở đới ven bờ.

Phương pháp khảo sát được ưa chuộng là thu thập hàng loạt profin cắt ngang bờ. Những

profin này phải ăn sâu vào đất liền tới đới mà bão có thể gây ngập lụt, thường là đến tận phía

sau các cồn cát tiền duyên. Về phía biển, các profin phải kéo dài đủ sâu để bao gồm được

những vùng bờ có vận động trầm tích nhiều nhất (tức là phía sau điểm kết thúc như định

nghĩa ở Chương 4).

(2) Cần có các mốc trắc địa vĩnh cửu hoặc nửa vĩnh cửu để xác định lại vị trí các profin

vào các thời điểm sau này vài tháng hoặc vài năm. Ở những bờ có độ xâm thực cao, những

mốc này phải được đặt ở phía đất liền để hạn chế tác động của bão. Vị trí các mốc khảo sát

phải được ghi chép đầy đủ và phải quy chiếu về các mốc khảo sát khác hoặc các mốc kiểm

soát. Khả năng tìm lại các mốc này là rất quan trọng vì chúng sẽ bảo đảm việc đối sánh các

dữ liệu đo profin ở các thời điểm khác nhau (Hemsley, 1981). Phải tránh những vị trí có khả

năng bị cồn cát lấp, đồng thời cũng không được để các điểm mốc quá lộ liễu để khỏi bị

huligan phá phách.

(3) Khi lập kế hoạch nghiên cứu profin bờ phải xem xét đến cả hai mặt: mật độ điểm

khảo sát và tổng thời gian dự án. Những biến đổi địa hình ở bờ có thể diễn tra trong phạm vi

thời gian khác nhau, và nếu trù tính cuộc nghiên cứu dài hạn thì phải lưu ý đến tính chất

động học của bờ. Nhiều khi những hạn chế về tài chính và hậu cần không cho phép tiến hành

những chuyến khảo sát dày, lặp đi lặp lại và kéo dài để có thể thu được những dữ liệu tin cậy

và toàn diện đối với những quá trình dài hạn diễn ra ở vùng khảo sát. Tuy vậy, việc khảo sát

lại các tuyến sau 1 năm là rất quan trong để tìm hiệu những biến đổi chính theo mùa. Khảo

sát lại các profin chuẩn qua từng quãng thời gian lựa chọn có thể phát hiện mô hình biến đổi

theo mùa. Ngoài ra, có thể tiến hành những khảo sát đặc biệt sau những biến cố lớn như bão

to để xác định tác động của chúng và đo mức độ phục hồi địa hình của bờ.Tối thiểu cũng

phải có các profin mùa đông và mùa hè. Đáng tiếc là không có một hướng dẫn nhất quán nào

về phân định thời gian khảo sát các profin cũng như khoảng cách giữa chúng. Bảng 5.7 trình

bày gợi ý về lịch bảng khảo sát phục vụ dự án kiểm soát bồi lấp bờ. Để kết luận, cần tiến

hành khảo sát lại sau một thời gian để xác định phạm vi biến thiên địa hình và độ sâu ở đới

bờ.

(4) Một vài vấn đề liên quan khía cạnh không gian và công việc khảo sát, đó là khoảng

cách giữa các tuyến, độ dài dọc bờ và độ rộng ngang bờ. Các tuyến khảo sát phải đủ dày để

phát hiện được những biến đổi đáng kể một cách liên tục dọc bờ. Theo hướng ngang cắt bờ

thì các điểm đầu mút cao nhất và thấp nhất của tuyến phải được đặt ở những nơi mà những

biến đổi được dự báo là không xảy ra, đồng thời phải bao phủ được các đới hoạt động nhất,

như đới bờ và đới bờ cao (the shore and upper shoreface). Điểm sâu kết thúc hay được lựa

chọn là ở chân shoreface, dẫu sao thì lựa chọn một đường độ sâu có độ biến thiên tối thiểu là

chấp nhận được. Những profin đường bờ trong quá khứ là những yếu tố quan trọng chỉ ra

những điểm ranh giới cao nhất và thấp nhất, đặc biệt là ở những đường bờ biến đổi nhanh.

Thí dụ, các trầm tích bờ và cồn cát nay ở trên đất liền tạo thành đường bờ hiện thời dường

như chỉ chịu tác động của những trận bão lớn. Các bản đồ hoặc ảnh hàng không tỷ lệ lớn

chụp những vùng nội địa thường đáp ứng nhu cầu đánh giá các dạng địa hình bền vững

nhiều hơn này. Kích cỡ mạng lưới khảo sát dọc bờ phụ thuộc nội dung nghiên cứu. Các

tuyến ngang phải được nối với nhau bằng một tuyến dọc bờ để liên hệ vị trí và độ cao của

từng tuyến với nhau.

(5) Các tuyến trên bờ (đất liền)

(a) Phần trên đất liền của tuyến được khảo sát bằng các phương pháp kỹ thuật thông

thường dùng trên đất liền. Các thiết bị thường được dùng để khảo sát bao gồm: kính ngắm

xuyên kinh tuyến (transit), máy nivo (máy đo mặt bằng), máy kinh vĩ để đặt các cọc tiêu.

(Chi tiết xem sách giáo khoa: Brinker và Wolf,1984).

(b) Nên tiến hành khảo sát trong khi triều xuống tức là khi có thể kéo dài các tuyến xa

ra khơi. Tiêu bảng hơn cả là các tuyến ngang 600 – 1000m nên có 25 đến 50 điểm quan trắc.

Khoảng cách giữa các điểm này biến động: mật độ dày ở những nơi có biến động nhiều về

địa hình như vách thềm hoặc các sống doi cát hoặc các máng giữa các doi cát. Các đo đạc

nên thực hiện qua mỗi 5 – 10m dọc tuyến hoặc có thể ngắn hơn ở những điểm địa hình quan

trọng. Theo phương pháp chuẩn thì dụng cụ đo phải được đặt ở đường cơ sở và tiến ra phía

biển.

Bảng 5-7: Thí dụ về kế hoạch khảo sát tuyến ở khu vực dự án bồi đắp bờ.

Năm Lần khảo sát / năm Số lượng tuyến khảo sát

Trước khi bồi

lấp

Sau khi bồi lấp

1

2

1

4

Tập hợp các tuyến trong toàn khu vực và ở các điểm kiểm tra trong mùa

đông và hạ để xác định khuôn khổ profin chung cho từng mùa (bờ và

ngoài khơi).

Tập hợp các tuyến ngay sau khi bồi lấp xong ở mỗi vị trí (bờ và ngoài

khơi) để thống kê khối lượng san lấp. Tập hợp các tuyến kiểm tra ngay

sau khi hoàn thành dự án.

Bốn chuyến khảo sát theo quý để tập hợp các tuyến trên bờ và ngoài

khơi đến tận điểm kết thúc. Khảo sát hàng loạt tuyến trong quý kế sau

lần khảo sát sau san lấp.

Tiếp tục thực hiện kế hoạch năm cho đến lần bồi đắp tiếp sau (thường là 4 – 6 năm). Nếu dự án chỉ thực hiện một

lần thì kết thúc khảo sát trong năm tiếp sau.

2

3

4

2

2

1

Khảo sát tất cả các tuyến ở bờ và ngoài khơi sau 6 và 12 tháng.

Khảo sát tất cả các tuyến ở bờ và ngoài khơi sau 6 và 12 tháng.

Khảo sát các tuyến ở bờ và ngoài khơi sau 12 tháng.

Ghi chú.

Nếu dự án có kế hoạch tái bồi lấp thì lặp lại chương trình khảo sát bắt đầu ngay sau mỗi lần tái bồi lấp để thống

kê khối lượng bồi lấp và theo dõi biến động.

Những dự án có yêu cầu chuyên về khảo sát địa hình hay quá trình thì có thể sửa đổi kế hoạch mẫu này.

Cần kiểm tra khu bồi lấp sau những trận bão lớn để xem xét hành vi của bãi lấp và khả năng chống bão của nó.

Kết hợp cả hai việc khảo sát theo tuyến và lấy mẫu. Tiến hành khảo sát trong vòng 1 tuần sau bão để thu thập dữ liệu về

phản ứng của bờ và bờ ngoài khơi.

(6) Việc kéo dài các tuyến khảo sát ra ngoài khơi sau độ sâu tắt sóng (wading depth)

cần có thuyền và xe lưỡng dụng

Xe lưỡng dụng là thích hợp hơn cả cho nhiệm vụ này vì chúng có thể vượt qua ranh giới

biển - đất liền để tiếp tục tuyến. Có thể dùng các máy đo độ sâu bằng tiếng vọng để khảo sát

tuyến liên tục ra ngoài biển sau đới sóng xô (seaward of the breaker zone), song tín hiệu

nhiều khi bị gián đoạn vì các sóng xô, ngoài ra các tàu sử dụng thuận tiện ngoài khơi lại

không thể tiếp cận sát bờ tới mức có thể tiếp nối được với tuyến trên đất liền. Cần các máy

điện tử chính xác để hướng dẫn tàu chạy nếu tuyến khảo sát kéo ra ngoài khơi xa chừng vài

trăm mét.

(7) Xe trượt biển

(a) Trong điều kiện thời tiết yên tĩnh có thể dùng xe trượt biển để tiếp cận các tuyến

khảo sát với phần tuyến trên đất liền được sát hơn. Vì các xe trượt biển này không nổi trên

mặt nước nên số đo độ cao không phụ thuộc sóng hoặc triều, do vậy kết quả đo lường có thể

đối chiếu được giữa các lần khảo sát khác nhau. Hiện này chưa thể lấy mẫu đáy biển từ các

xe này, do vậy phải dùng xe trượt kết hợp với các xe lội nước lưỡng dụng. Hiện nay các xe

lướt biển dùng được trong giới hạn cách bờ 4km và nước sâu 12m, tức là thấp hơn cột tháp

của xe lướt. Sử dụng xe lướt cũng có một số hạn chế khác như cần có đường dẫn đến bờ,

không dùng được khi bờ xây kè hoặc ở địa hình quá nhấp nhô.

(b) Khi khảo sát bằng xe trượt, tầu kéo chạy theo dữ liệu toạ độ được truyền đến liên tục

từ một trạm đặt trên bờ. Xe trượt phải giữ được độ lệch 2 – 3m về hai bên tuyến thẳng góc

với bờ trong 95% thời gian. Vị trí xe trượt phải được xác định từng quãng chừng 10 mét một

dọc theo tuyến để ở đoạn gần bờ để phát hiện các doi hoặc máng, về sau có thể tăng dần đến

15 – 20m khi đi xa dần ra khơi. Các số đo vị trí được tự động ghi lại bằng bộ ghi dữ liệu

(data logger) và lưu trữ vào máy tính để xử lí và in ra vào cuối mỗi ngày khảo sát.

(8) Hệ khảo sát độ sâu bằng trực thăng được công binh Mỹ ở Portland sử dụng từ

năm 1960

Ưu việt lớn nhất của phương pháp này là có thể khảo sát địa hình với độ chính xác cao

ở ngoài khơi trong điều kiện có sóng to hoặc ở gần các công trình, tức những điều kiện mà

thuyền không thể hoạt động được (Pollock, 1995). Việc đo độ sâu được thực hiện qua mỗi

khoảng cách 8m dọc tuyến và xa tới 2500m ngoài khơi. Phương pháp này bị hạn chế khi tầm

nhìn kém hoặc có gió mạnh trên 15 – 20m/giây.

(9) Xe tự đẩy CRAB (CRAB = Xe đẩy lội nước nghiên cứu bờ) được sáng chế để

khảo sát liên tục trên tuyến đất liền – ngoài khơi và thu thập mẫu

CRAB là một giá ba chân có gắn bánh xe và chân vị có động cơ thuỷ lực. Xe có thể tự

vận hành trên bờ và dưới nước tới độ sâu 8m. CRAB và xe trượt biển là những công cụ quan

trọng để xác định các doi cát ngầm và địa hình tổng thể ngoài khơi (Stanble,1992).

m. Quan trắc nguyên mẫu (Prototype monitoring)

Kiểm định và kiểm soát nguyên mẫu là việc tập hợp đồng bộ các phương pháp điều tra

khảo sát và trắc đạc các quá trình và phản ứng của một vùng bờ. Nghiên cứu nguyên mẫu là

tiến hành các thực nghiệm vật lí học trong các điều kiện lí tưởng hoặc điều kiện hiện trường

được kiểm soát tốt. Mục đích của các nghiên cứu prototype là để kiểm nghiệm và đánh giá

các công thức lí thuyết và các khái niệm giả định. Nghiên cứu nguyên mẫu ở các khía cạnh

khác là nhằm tìm hiểu thực trạng và các biến động/biến thiên hoàn cảnh môi trường ở một

vùng và nhằm thu thập thông tin để hướng dẫn xây dựng các công trình.

5.4. CÁC PHƯƠNG PHÁP TRONG PHÒNG THÍ NGHIỆM VÀ CÁCH TIẾP CẬN

a. Quan trắc và thực nghiệm trong phòng thí nghiệm.

Các tính chất của mẫu vật thu thập được ngoài thực địa phải được phân tích trong phòng

thí nghiệm. Một vài tính chất phổ biến cần xác định là: (1) Các đặc điểm trầm tích như độ

hạt, hình dáng, tỷ trọng, thành phần khoáng vật, khoáng vật nặng và hàm lượng; (2) Các đặc

điểm địa tầng có thể được xác định bằng sử dụng các mô tả lõi khoan, các mẫu lưu trữ và các

phương pháp phân tích; và (3) Thang tuổi địa tầng bằng phương pháp phóng xạ và hàng loạt

các phương pháp định tuổi tương đối khác. Để đạt được hiệu quả cao nhất từ các phân tích

trong phòng thí nghiệm, nhà khoa học phải nhận thức được những hạn chế và sự biến thiên

độ chính xác và độ tin cậy của mỗi xét nghiệm và mỗi phương pháp.

(1) Phân tích các mẫu trầm tích

(a) Các đá trầm tích có thể phân loại theo cỡ hạt. Theo thứ tự lớn đến nhỏ có: đá tảng,

cuội, sỏi, cát, bột và sét (Bảng 5.8). Kích thước hạt thường ký hiệu bằng D - đường kính

(mm), đôi khi có con số đi kèm như D84 để chỉ đường kính tương ứng với phân vị được liệt

kê. Một cách khác là kích thước hạt được bảng thị bằng đơn vị phi (ø), trong đó ø = - log2D

(Hobson,1979). Cách thức này chuẩn hoá sự phân bố cỡ hạt và cho phép tính toán các

chỉ số thống kê kích thước khác theo luật phân bố chuẩn.

(b) Phân tích độ hạt bao gồm một loạt các phương pháp để xác định sự phân bố các cỡ

hạt trầm tích trong một mẫu cụ thể. Một điểm quan trọng khác của chương trình phân tích

mà phải tính đến khi lấy mẫu ngoài thực địa, là mẫu phải có khối lượng đủ để phân tích tính

chất của trầm tích (Bảng 5.9). Phải chia nhỏ mẫu lớn bằng dụng cụ chia mẫu để dễ rây. Các

hạt kết vón đặc biệt là ở cỡ hạt là bột – sét có tính kết dính cao, phải được chia tách bằng

nghiền nhẹ nhàng hoặc dùng hoá chất (như hexametaphosphate Na) trước khi phân tích. Nhớ

rằng phụ thuộc mục đích nghiên cứu, nhiều khi phải bảo quản các tính chất thuỷ lực của các

kết tụ trầm tích (sét cục, cát gắn kết, mảnh vỏ sò/ốc). Trong những trường hợp này tốt nhất là

không nên cưa hoặc nghiền mẫu bằng cơ lực.

(c) Các dụng cụ kỹ thuật trong phòng thí nghiệm để đánh giá đường kích hạt phụ thuộc

một phần vào độ hạt. Cuội sỏi và trầm tích thô có thể đo trực tiếp bằng thước cặp hoặc bằng

sàng thô. Các cỡ hạt cát thì dùng sàng, rây, ống trầm tích hoặc máy đếm Coulter. Vật liệu cỡ

bột, sét thì xác định gián tiếp bằng phù kế hoặc ống nghiệm, hoặc dùng máy đếm Coulter.

Chi tiết xem Folk (1980) và Lewis (1984). Các cẩm nang phòng thí nghiệm thiên về ứng

dụng xây dựng có EM 1110-2-1906 và các cẩm nang khác do Hội Phân tích và Vật liệu Mĩ

(1984) và Bowles (1986) xuất bản.

(d) Trầm tích ven bờ phản ảnh tầm quan trọng tương quan của các nguồn cung cấp và

của quá trình vận tải. Một số nguồn cung cấp trầm tích như lưu vực sông, chúng đổ vào đới

ven bờ, các mỏm núi hoặc cao nguyên ven bờ bị gió, sóng đánh mòn, các vật liệu phế thải và

bào mòn bờ được tải đến, các trầm tích được các dòng dọc bờ tải đến. Vì sỏi và các hạt cỡ

lớn cần sức vận tải lớn hơn, chúng thường gặp ở vùng gần nguồn cung cấp. Ngược lại, bột

và sét có thể bị vận tải đi xa hơn. Cỡ hạt của trầm tích phụ thuộc thành phần của đá gốc và

các điều kiện phong hoá. Thành phần khoáng vật của trầm tích đặc biệt là sét cho thấy những

biến thiên được khống chế bởi thành phần đá nguồn và điều kiện phong hoá. Những khoáng

vật bền vững như thạch anh và fenspar là những thành phần cấu thành phần lớn các trầm tích

ven bờ (Bảng 3.2). Tuy nhiên, ở dạng vết, những khoáng vật ít phổ biến nhất thường lại

thường là những chỉ thị tốt nhất về nguồn cung cấp.

Bảng 5-8: Kích thước hạt trầm tích

Ph©n lo¹i ASTM

KÝch th­íc h¹t trÇm tÝch

R©y chuÈn Hoak KÝch th­íc phi mm KÝch th­íc phi Ph©n lo¹i

T¶ng

Cuéi

Sái to

Sái nhá

C t th«

C t võa

C t mÞn

T¶ng

Cuéi lín

Cuéi nhá

Sái rÊt lín

Sái lín

Sái võa

Sái nhá

C t rÊt th«

C t th«

C t võa

C t mÞn

C t rÊt mÞn

Bét th«

H¹t nhá

Bét th«

Bét mÞn

Bét rÊt mÞn

SÐt th«

SÐt võa

SÐt mÞn

Bảng 5-9: Trọng lượng tối thiểu đối với mẫu phân tích độ hạt

Cỡ hạt lớn nhất trong mẫu, có tỉ lệ đáng kể (>10%) Trọng lượng của mẫu

trong mm kg

2.5 64 50

2.0 50 35

1.5 40 15

1.0 25 5

0.75 20 2

0.50 12.5 1

0.38 10 0.5

0.25 6.3 0.2

2.4 0.1

Ghi chú: Theo Viện tiêu chuẩn Anh (1975). Khối lượng mẫu theo Tiêu chuẩn ASTM 02487-92 là tương tự

(e) Những khoáng vật nặng có thể cung cấp thông tin liên quan nguồn và quá trình và

các yếu tố khác về biến đổi hình thái ở đới ven bờ (Brenninkmeyer, 1978…). Những biến

thiên rõ rệt theo mùa của các khoáng vật nặng có thể được thể hiện qua các mẫu lấy ở bờ và

gần bờ. Những đám lộ khoáng vật nặng thường hay gặp ở bờ biển sau mỗi trận bão.

(f) Phân tích kích thước và kiến trúc cũng có thể dùng để phân biệt các trầm tích mà có

thể có cùng một nguồn gốc. Thí dụ, Mason và Folk (1958) đã dung phương pháp phân tích

độ hạt để phân biệt trầm tích cồn và trầm tích bờ tại đảo Mustang,Texas.

(g) Có nhiều phương pháp được dùng để xác định thành phần trầm tích ven bờ. Thành

phần khoáng vật của các trầm tích hạt thô và của đá thường được xác định bằng kính hiển vi.

Thành phần khoáng vật sét thì phân tích bằng phương pháp nhiễu xạ renghen hoặc hiển vi

điện tử. Khoáng vật nặng được tách biệt khỏi khoáng vật nhẹ bằng dùng bromoform (có tỷ

trọng 2,87) sau khi đã rửa và rây. Trong trầm tích bở rời, mẫu khoáng vật nặng được phân

tích dưới kính hiển vi để xác định tỷ lệ gần đúng của từng loại khoáng vật.

(2) Mô tả mẫu lõi khoan và phân tích

(a) Mô tả mẫu lõi khoan được sử dụng rộng rãi để xác định các đặc điểm của trầm tích

và điều kiện môi trường chúng lắng đọng. Sau khi được thu thập ngoài thực địa, các mẫu lõi

khoan được gắn kín để giữ độ ẩm. Trong phòng thí nghiệm chúng được cắt dọc làm đôi. Một

nửa dùng cho việc mô tả, nửa kia để phân tích phóng xạ, độ hạt, bào tử phấn hoa và vật chất

hữu cơ.

(b) H.5.13 trình bày thí dụ mô tả mẫu khoan của USACE được thực hiện ở mức các yêu

cầu nghiên cứu địa chất ven bờ. Một loại mô tả khác (H.5.14) được dùng ở một vài trường

đại học. Những tính chất của trầm tích cần được mô tả là biến thiên độ hạt, cấu trúc và

hướng của trầm tích và tính phân lớp theo chu kỳ như phân dải. Tàn dư rễ cây và các tính

chất khác biến đổi màu sắc, các vết đốm màu, các gián đoạn trầm tích và những biến thiên

tính chất vật lí khác cũng có thể là những chỉ thị về những biến đổi gắt gao. Chẳng hạn, rễ

cây thường nói lên môi trường đầm lầy ở vùng ven bờ, hoá thạch và phấn hoa lại là dấu hiệu

về tính chất và sự biến đổi môi trường cổ đại. Những phương pháp để phân tích và lí giải

những bằng chứng này có thể tìm thấy ở Faegri và Iverson (1975) và Kepp (1969).

(c) Sự biến thiên độ hạt trong mẫu khoan có thể cung cấp nhiều thông tin về môi trường

trầm tích và do đó về lịch sử địa chất của vùng nghiên cứu. Bè thô lắng đọng đầu tiên, sau là

bột rồi sét. Sự phân tách này là hàm số của tốc độ lắng của hạt, nó biến thiên theo cỡ hạt, tỷ

trọng, hình dáng và tính chất của môi trường vận tải. Sự biến động môi trường trầm tích có

thể làm cho sét tách khỏi vật liệu hạt cả theo không gian và thời gian. Thí dụ bột và sét

thường lắng đọng xa hơn ở ngoài khơi hơn là các vật liệu hạt.

(d) Chụp ảnh bằng X-quang là phương pháp tạo hình, nó phóng đại độ tương phản cỡ

hạt, thành phần khoáng vật, mật độ ép nén, hàm lượng nước, các sản phẩm của quá trình tạo

đá, cấu trúc trầm tích và các tạp chất địa hoá trong lõi khoan mà nếu không thì tưởng như

chúng đồng nhất (Robert,1981). Phân tích những đặc điểm này có thể giúp tìm hiểu trình tự

các biến động địa mạo xảy ra ở nơi đó. Thí dụ, quy mô và hướng của các địa hình bề mặt có

thể được sử dụng để đánh giá các dòng chảy cổ đại. Các tầng đánh dấu là có liên quan đến

một thời điểm hay một sự kiện lớn nào đó. Than bùn chứng tỏ tính ổn định hay sự phát triển

thực vật ở sát hoặc gần mực nước biển. Phương pháp chụp ảnh X-quang là dựa trên nguyên

tắc truyền phân dị tia renghen khi đi qua mẫu vật tới phim ảnh. Những biến thiên kiến trúc

cũng như thành phần hoá học trong mẫu vật làm cho tia X tắt lệch pha nhau trước khi đi đến

phim. Mẫu phẩm có bề dày đồng nhất (1 cm) cắt dọc theo lõi khoan sẽ cho kết quả ảnh

renghen tốt nhất (Robert,1981).

(e) Sự có mặt của các keo cổ đ ại (paleosols) trong mẫu cũng cho ta những thông tin

quan trọng để tìm hiểu lịch sử địa chất vùng bờ. Môi trường bờ nội địa, nơi có thể có thời kỳ

trầm tích nghèo nàn kéo dài, trong lúc này lớp thổ nhưỡng (đất có dinh dưỡng cho thực vật)

có thể phát triển, rồi tiếp sau là thời kỳ trầm tích tương đối nhanh không tạo đất trồng. Kịch

bản này là rất đặc trưng cho sự biến đổi mực nước biển gần đây trong kỷ Đệ tứ. Một kịch

bản khác có thể diễn ra là những chu kỳ như vậy có thể diễn ra ở vùng đầm lầy nước mặn

được che chắn bán phần, song vẫn bị lắng đọng trầm tích trong thời gian những trận bão lớn

hoặc xuất hiện ở vùng đất bị lún chìm do bị các trầm tích khác lắng đọng nhanh chóng đè lấp

lên. Với các lớp đất hiện thời, các tầng có màu hoặc tập hợp các tầng có màu cho phép nghĩ

về tính đồng nhất của chúng. Những thành tạo keo cổ đại quan trọng mà chúng có thể phản

ảnh sự thành tạo thổ nhưỡng yếu ớt, thường chỉ thấy ở các tầng mỏng xẫm màu chứa vật

chất hữu cơ. Cũng có thể thấy những biến đổi không mấy rõ rệt về tính chất hoá học, lý học

của trầm tích lộ ra trên mặt đất. Đất có tính đồng nhất phủ một diện rộng đôi khi cũng có thể

coi tựa như tầng đánh dấu và như vậy cũng là có giá trị để định tuổi tương đối. Trong một

vài trường hợp đất cũng có thể chứa khá nhiều vật chất hữu cơ đủ để định tuổi bằng cacbon

phóng xạ.

Hình 5-13: Ví dụ về một biểu mẫu mô tả lõi khoan giả định của USAGE. Việc mô tả nên được thực hiện

đầy đủ và chi tiết để làm nổi bật đặc điểm của môi trường trầm tích và các yếu tố cho thấy

những điều kiện của môi trường cổ

Hình 5-14: Một biểu mẫu mô tả lõi khoan dùng cho đá trầm tích (nguồn TS. Harry Roberts,

Trường đại học bang Louisiana)

(3) Địa niên biểu học

Địa niên bảng học nghiên cứu thời gian trong mối tương quan với lịch sử Trái đất. Để

nghiên cứ địa niên bảng có hàng loạt các phương pháp đo phóng xạ và không đo phóng xạ,

tập hợp lại chúng có thể định tuổi các vật phẩm có niên đại từ cận đại đến thời Pleistocene

và cổ hơn. Các phương pháp đo phóng xạ khác biệt nhau ở độ chính xác, phạm vi định tuổi,

loại vật phẩm có thể phân tích được và loại thông tin mà chúng có thể cung cấp. Các phương

pháp phi phóng xạ có thể sử dụng ở các vùng ven bờ, bao gồm tư liệu lưu trữ, khảo cổ học,

niên bảng học thụ mộc (dendrochronology - sự tăng trưởng của thực vật), định tuổi bằng

nhiệt chiến xạ, từ địa tầng học hay định tuổi bằng cổ từ, cổ sinh thái học, sử dụng các dấu

hiệu phong hoá và lớp vỏ bọc. Sử dụng tập hợp các phương pháp thường cho kết quả tốt nhất

để tìm hiểu lịch sử địa chất miền bờ.

(4) Định tuổi bằng đo phóng xạ và chất đồng vị

(a) Các phương pháp định tuổi bằng đo phóng xạ được sử dụng từ những năm 50 thế kỷ

trước. Nhiều nguyên tố tự nhiên là hỗn hợp của vài đồng vị, các đồng vị này có cùng tính

chất hoá học và số nguyên tử nhưng khác nhau về số lượng neutron và do đó là trọng lượng

nguyên tử. Các phương pháp định tuổi bằng phóng xạ dựa trên sự phân huỷ phóng xạ của

các đồng vị không bền. Thời gian cần để phân huỷ một nửa trọng lượng ban đầu gọi là thời

gian bán phá huỷ. Nói chung, phạm vi định tuổi chính xác của một phương pháp đồng vị

riêng rẽ là khoảng 10 lần thời gian bán phá huỷ của nó. Đồng vị phóng xạ C-14, K-Ar40, Cs-

137, Pb-210, Tín hiệu-230 là phổ biến nhất và được dùng cho những điều tra khảo sát địa

chất chuẩn (Faure, 1977; Friedlander, Kennedy và Miller,1955).

(b) Phương pháp định tuổi bằng cacbon phóng xạ C-14 có lẽ là phổ biến nhất và nó

dùng để định tuổi các vật chất hữu cơ thời Holocene và Pleistocene muộn. Khi một con hay

một cây chết, hàm lượng cacbon phóng xạ của nó không còn được bổ sung nữa mà bắt đầu

giảm theo hàm mũ để đạt được nửa phá huỷ sau chừng 5750 năm sau đó. Các chất được sử

dụng để định tuổi bằng đồng vị 14C là gỗ, than củi, than bùn, vỏ sò hến, xương, carbonat

thuỷ sinh và vật chất hữu cơ trong đất. Gần đây khối phổ kế đã được dùng để xác định hàm

lượng 14C trong mẫu có trọng lượng 5mg. Để đối sánh các dữ liệu định tuổi bằng đồng vị

cacbon người ta quy chiếu tuổi 0 vào năm 1950 sau CN. Yếu tố sai số phân tích được chấp

nhận là một hoặc hai độ lệch chuẩn so với giá trị trung bình. Các sai số khác có thể là do

nhiễm bẩn mẫu, sự thay đổi hàm lượng 14C trong khí quyển hay trong đại dương và bị phân

chia - rất khó phán đoán về các yếu tố này. Các số liệu định tuổi tuyệt đối cho con số nhỏ

hơn 150 năm hoặc lớn hơn 50.000 năm hiện nay được coi là sai.

(c) Định tuổi bằng Kali-Argon. Đồng vị Kali-Argon40 (hay K:Ar) được sử dụng để định

tuổi nhiều loại đá xâm nhập và phun trào có chứa những khoáng vật thích hợp. Một yêu cầu

nữa đối với mẫu phân tích là phải tươi, không bị phong hoá hoặc chịu tác động của một quá

trình địa chất nào khác có thể làm cho argon bị khuếch tán mất đi. Phương pháp này dùng để

định tuổi trầm tích Holocene thường cho kết quả nói chung không chính xác với sai số ± 15-

30%. Chỉ một số khoáng vật, đặc biệt là khi có hàm lượng K cao và hàm lượng Ar khí quyển

thấp, là thích hợp để định tuổi bằng phương pháp này đối với các trầm tích Pleistocene

muộn. Vì lí do này, phương pháp K-Ar ít được dùng trong các nghiên cứu lịch sử địa chất

đới bờ.

(d) Phương pháp định tuổi bằng vết phân hạch (Fission—track dating) được xây dựng

như một bổ trợ cho phương pháp K:Ar. Ứng dụng của nó phần lớn là cho các trầm tích Đệ tứ

với việc định tuổi tro núi lửa rơi trong không khí hoặc các trầm tích thuỷ tinh mà ở thực địa

quen gọi là tephrochronology. Vật liệu này thường phân bố rộng rãi. Tuy nhiên chúng lại

thường ít gặp trong các cấu tạo ven bờ hoặc dễ bị bào mòn đi khỏi đó. Nếu có thì sự lắng

đọng nhanh chóng và sự tán phát tro rộng khắp trong khí quyển là một công cụ tốt để đối

sánh các tầng đất đá và là mẫu vật định tuổi tuyệt đối tốt. Danh mục một số lớp tro núi lửa

quan trọng ở Bắc Mỹ, trong đó có những lớp thuộc tuổi Pleitocene, được Sarma-Wojcicki,

Champion và David (1983) tập hợp.

(e) Cesium-137 (137Cs) là một đồng vị nhân tạo, thoạt đầu nó được sinh ra trong những

vụ thử vũ khí hạt nhân trong không khí. Những thí nghiệm này bắt đầu từ những năm 1940

và kết thúc vào những năm đầu 1960 và bị suy giảm sau khi có Công ước cấm thử vũ khí hạt

nhân (Wise,1980). 137C bị hấp thụ mạnh vào trầm tích hoặc đất và được sử dụng để nghiên

cứu xói mòn đất và tích tụ trầm tích ở miền đất trũng ngập nước, ở hồ và vùng ngập lụt. Có

khả năng định tuổi cho những sự kiện rất gần đây (sau 1954) và những tác động của con

người lên hệ sinh thái ven bờ.

(f) Chì-210 (210Pb) là một đồng vị tự nhiên, không bền có chu kỳ bán phân rã chỉ hơn 22

năm và phạm vi định tuổi là từ 100-200 năm. Chì-210 được thành tạo từ Radium-226 phân

rã thành và thoát ra ngoài ở dạng khí trơ Radon-222. Phần 210Pb dư thừa hay là phần không

có vật mang thì bị rơi trở xuống mặt đất nhờ mưa hoặc bụi đất rơi và có thể phân biệt được

với loại phân rã tại chỗ. Ứng dụng trong nghiên cứu môi trường có hạn chế, song có triển

vọng tốt. Phương pháp này có ý nghĩa lớn đối với các môi trường năng lượng thấp và có thể

định tuổi cho những sự kiện hiện thời cũng như tác động của con người đến hệ sinh thái ven

bờ.

(g) Thorium-230/Uranium-234 (230Th/ 234U) là phương pháp định tuổi tốt, bổ trợ cho các

phương pháp khác, được dùng để định tuổi các trầm tích san hô. Phương pháp dựa vào đánh

giá khối lượng tương quan của hai đồng vị này. Hàm lượng 230Th trong cacbonat của san hô

tăng dần từ 0, khi sinh vật chết, đến giá trị cân bằng với 234U sau 0,5 triệu năm, điều nay cho

phép định tuổi cho các mẫu có tuổi từ hiện tại đến Pleistocene giữa.

(5) Các phương pháp định tuổi không dùng phóng xạ và các phương pháp định tuổi

tương đối

(a) Các tài liệu lưu trữ và khảo cổ có thể giúp tìm hiểu lịch sử địa chất miền bờ. Các tư

liệu lịch sử hay xã hội có thể chứa các thông tin về các trận bão lớn, về sự di chuyển của

băng hà hoặc sự biến đổi bờ và về các biến cố thảm hoạ khác. Các tài liệu lịch sử sẽ có giá

trị nhất nếu nó được quy chiếu vào một ngày hoặc một thời kỳ cụ thể chẳng hạn các thông

tin trên báo. Những bằng chứng khảo cổ học cũng cung cấp những chìa khoá quan trọng để

tìm hiểu những biến đổi môi trường thời Holocene. Đồ gốm, công cụ đá, tiền kim loại và các

vật dụng mỹ thuật khác cũng có thể dùng để định tuổi các trầm tích ở trên mặt và dưới sâu.

Nếu phát hiện được một vật nào đó trong cột địa tầng thì nó cho tuổi tối thiểu đối với các

trầm tích nằm dưới và tuổi tối đa cho các trầm tích phủ lên trên nó. Những bằng chứng khảo

cổ học như bãi rác vùi lấp, cảng trong đất liền hoặc nhà cửa bị chôn lấp đều có thể sử dụng

để đánh giá tốc độ trầm tích ở một khu vực bờ. Thí dụ niên đại của châu thổ sông Misisipi

thời Holocene đã được xác định bằng các vật trang sức được dùng làm dấu hiệu chỉ thị tuổi

cho bề mặt châu thổ (McIntire,1958).

(b)Phương pháp nhiệt chiếu xạ (TL) được sử dụng rộng rãi trong khảo cổ học để định

tuổi đồ gốm nay được mở rộng sang lãnh vực nghiên cứu địa chất. Nhiều mẫu trầm tích

Pleistocene đã được định tuổi bằng phương pháp này, kể cả hoàng thổ. Để dùng vào mục

đích địa chất phương pháp TL cần hoàn thiện hơn vì kết quả đều được xem là có sai sót, chủ

yếu là quá trẻ. Tuy vậy, chúng là những bằng chứng tốt để cho kết quả định tuổi tương đối

xác định trật tự các tầng đất đá. Phương phápTL có hứa hẹn tốt khi có các mĩ phẩm làm bằng

sét nung, phương pháp có thể định tuổi cho các trầm tích kỷ Đệ tứ.

(c) Từ- địa tầng học và định tuổi bằng cổ từ là phương pháp định tuổi địa chất dựa trên

sự phối hợp giữa những dữ liệu đo phóng xạ khu vực với các đặc trưng cổ địa từ. Vị trí

trường từ của trái đất liên tục biến đổi nên những đặc trưng từ tính của đá có thể được sử

dụng để định tuổi cho đá. Những biến đôi to lớn là có tính đảo chiều, trong đó cực của trái

đất đã được di chuyển từ bắc cực xuống nam cực. Sự đảo chiều này xuất hiện thưa thớt, lần

cuối cùng vào khoảng 700.000 năm trước. Những biến động trường cửu ít mạnh mẽ hơn của

trường địa từ cũng có ý nghĩa quan trọng để xác định thang tuổi hàng trăm hoặc hàng ngàn

năm bằng liên hệ các tính chất mang từ với thang tuổi được xác định bằng phương pháp

phóng xạ. Sự phối hợp giữa độ từ khuynh (inclination - góc giữa cực địa lí và cực từ) với

cường độ từ trường giúp xác định đặc trưng cổ từ của một điểm cụ thể trong một thời điểm

cụ thể. Hướng từ trường có thể được ghi lại và lưu giữ trong vật liệu bị nung nướng, trong

các hạt trầm tích được lắng đọng trong bồn nước tĩnh và trong dung dịch macma khi nguội

lạnh. Phương pháp rất thích hợp cho môi trường hồ chứa các hạt kích thước đồng nhất và

chứa vật chất hữu cơ. Phương pháp có thể sử dụng ở những nơi có thể kết hợp được giữa từ-

địa tầng học với định tuổi bằng phóng xạ và có phạm vi định tuổi đến 200 triệu năm về

trước.

(d) Phương pháp định niên đại thụ mộc hay phương pháp định tuổi bằng vòng tăng

trưởng của cây có thể cung cấp dữ liệu chính xác về tuổi tối thiểu của bề mặt địa hình. Nó

cũng cung cấp dữ liệu gần đúng về những biến động mạnh về môi trường bao gồm thay đổi

khí hậu như nhiệt độ lạnh, khô hạn. Ở một vài vùng trên thế giới, sự chồng lặp của các vòng

tăng trưởng của cây được dùng để phục hồi lịch sử môi trường cho khu vực đó.

(e) Xác định hệ cộng sinh sinh vật hạ đẳng (lichenometry) là nghiên cứu sự hình thành

và phát triển của hệ cộng sinh sinh vật hạ đẳng (lichenes) để xác định niên bảng tương quan

(Worsley,1981). Mặc dù phương pháp sử dụng chủ yếu để nghiên cứu sự dao động của băng

hà, nó cũng được ứng dụng để định tuổi đường bờ. Phương pháp này bao gồm việc đo đạc

phạm vi phân bố (thalus size) với sự tăng trưởng theo đường kính (tức là tăng tuổi sống).

Phạm vi định tuổi là từ vài chục năm đến vài trăm năm trước đây. Việc đo đạc thường được

tiến hành tại thực địa bằng thước hoặc thước kẹp. Các phương pháp ngoài thực địa khác

nhau, mặc dù người ta hay đo đường kính lớn nhất. Mặc dù chưa có đánh giá nghiêm túc về

phương pháp, đại bộ phận các công trình nghiên cứu đều cho thấy phương pháp cho tuổi hợp

lí đối với các môi trường khác nhau.

(f) Cổ sinh thái học nghiên cứu sinh vật hoá thạch để tái lập môi trường cổ đại. Phân

tích phấn hoa hoặc môn bào tử phấn hoa là một nhánh quan trọng độc nhất của môn Cổ sinh

thái học, được sử dụng cho các trầm tích Pleistocene muộn và Holocene. Phạm vi ứng dụng

của cổ sinh thái học là: (a) Xác lập niên bảng tương quan và trực tiếp định tuổi bằng so sánh

với các địa tầng đã được định tuổi; (b) Xác định môi trường trầm tích tại hoặc gần nơi lấy

mẫu vì một vài giống loài hoặc tổ hợp của chúng có thể thích nghi với một môi trường nào

đó; (c) Tái lập các điều kiện / bối cảnh thuộc cổ môi trường và cổ khí hậu; (d) Xác định

những tác động của con người đối với thảm thực vật hay chế độ sử dụng đất (Oldfield,1981).

(g) Việc sử dụng các dấu hiệu phong hoá và tạo vỏ bọc để xác định tuổi tương quan

trong địa mạo học được phát triển nhanh chóng. Dưới kính hiển vi mẫu được đối sánh chia

độ (calibrate) với các mẫu đã biết tuổi và có thành phần hoá tương tự đối với mỗi vùng địa lí

riêng biệt. Một trong những phương pháp này là định tuổi bằng hydrat hoá đá obsidi

(obsidian là đá thuỷ tinh gốc núi lửa – ND), nó dựa trên phản ứng bề mặt của obsidi với

nước có trong không khí hoặc trong đất, phản ứng sinh ra một vỏ bọc có bề dày tăng lên theo

thời gian (Pierce, Obradovich, và Friedman,1976). Phương pháp định tuổi bằng bề dày lớp

phủ cation của đá (Rock varnish-cation ratio dating) được sử dụng trước hết ở sa mạc, nơi

các đá có một lớp phủ bọc ngoài (Dorn,1983). Emery (1941) sử dụng hình vân hoa trên đá

để xác định độ xói mòn và mức độ phong hoá của các mỏm đá cát kết (khi phong hoá các đá

thường có các hình vân hoa/graffiti) khác nhau–ND).

(h) Định niên đại bằng sét phân dải (Varve chronology) được sử dụng cho kết quả tốt

đối với thuỷ vực yên tĩnh hay năng lượng thấp, nơi lắng đọng các lớp sét và bột rất mỏng. Ở

vùng bờ băng hà, các lớp hoặc dải mỏng thường là các lớp trầm tích hàng năm. Trật tự của

các lớp có độ hạt khác nhau có thể xác định được bằng mắt thường. Sự biến thiên màu có thể

có vì thường các trầm tích mùa đông có hàm lượng vật chất hữu cơ cao hơn. Kết quả là có sự

xen kẽ giữa các lớp trầm tích sáng màu, nâu xám với các lớp sẫm màu chứa hữu cơ. (Ở hồ

nước ngọt, các dải được hình thành bởi tính trầm tích chu kỳ xen kẽ sét-bột. Bột lắng đọng

vào mùa xuân - hạ trong khi xét lắng đọng vào mùa đông). Định tuổi bằng sét phân dải hiếm

khi vượt quá phạm vi 7000 năm.

(i) Một hạn chế lớn nhất của phương pháp định tuổi bằng sét dải là ở môi trường biển

các dải sét hàng năm thường chỉ được bảo tồn trong các bồn thiếu oxi, nơi do thiếu oxi các

sinh vật đáy bị chết. Nếu không, bọn nhuyễn thể, giun, cá và loài giáp xác đã đào xới khắp

đáy biển. Sự tái chế tác hay còn gọi là sự khuấy đục sinh học, hoàn toàn phá huỷ các vi cấu

trúc sát bề mặt ở phần lớn các miền bờ nước nông ở các đại dương trên khắp thế giới. Thí dụ

về bồn trầm tích thiếu oxy là các khu vực ở Biển Đen (Anderson, Lyons, và Cowie, 1994) và

lạch triều Saanich ở Columbia thuộc Anh. Lạch triều Saanich hàng năm tiếp nhận sét do

sông Fraser cung cấp. Sự biến động lưu lượng nước sông vào mùa xuân làm cho bề dày lớp

sét thay đổi.

b. Mô hình vật lí (physical model)

(1) Việc sử dụng các mô hình vật lí là rất quý giá để tìm hiểu sự biến đổi địa mạo ở

miền bờ. Mô hình vật lí tạo cơ hội làm giảm bớt mức độ phức tạp của các hệ tự nhiên

(natural systems), rút nhỏ kích thước theo tỷ lệ, và đẩy nhanh sự biến đổi theo thời gian cho

nên những tương tác nhỏ cũng có thể được phát hiện. Các mô hình vật lí dùng để nghiên cứu

thuỷ động học, trầm tích và cấu trúc. Trong nghiên cứu các quá trình và phản ứng ở ven bờ,

bồn tạo sóng là mô hình vật lí đơn giản nhất và hữu dụng nhất.

(2) Các mô hình vật lí thường có kích thước 2 hoặc 3 chiều. Bồn tạo sóng được coi là

mô hình hai chiều vì có thể đo được sự biến đổi theo chiều dài và theo chiều sâu. Khi người

ta khảo sát cả sự biến đổi theo chiều rộng nữa thì nó được coi là mô hình ba chiều. Các mô

hình ba chiều hay bồn có thể có các kiểu đáy (bottom) bao gồm các lớp (beds) được gắn

chặt, thanh đo được gắn chặt (fixed tracers) hay tháo lắp được. Các mô hình vật lí phải được

thu nhỏ theo đúng tỷ lệ và phải được phân độ (calibration) chính xác và đòi hỏi phải có

nhiều kinh nghiệm để xây dựng mô hình. Tuy nhiên, một khi đã được xây dựng, nó cho phép

đo trực tiếp các quá trình, lặp lại thí nghiệm dưới nhiều điều kiện khác nhau và nghiên cứu

trong điều kiện được tách li khỏi các biến động khác rất khó đánh giá trong điều kiện ở thực

tế.

(3) Một vài thí dụ về các thực nghiệm với mô hình vật lí (chủ yếu là bồn tạo sóng) cho

phép soi sáng các biến đổi địa mạo miền ven bờ, bao gồm sự ngăn chặn dòng trôi ven bờ do

các đê chắn sóng gây ra (Seabergh và McCoy,1982), phân loại kiểu sóng xô (breaker type)

(Galvin,1968), thực nghiệm xói mòn vách đá (Sunamura,1983), mối tương quan giữa sóng

nhào của bão (storm surge) hoặc những biến đổi ngắn hạn mức nước biển với sự bào mòn bờ

và cồn cát và nghiên cứu hàm lượng trầm tích lơ lửng trong sóng (Hughes,1988).

(4) Những mô hình vật lí cỡ lớn cho cảng biển, sông, các cửa sông đã được xây dựng và

kiểm nghiệm ở trạm thí nghiệm đường thuỷ để đánh giá tác động của các đê chắn sóng, các

đập tràn, bố trí lại kênh và xây dựng cảng trong các điều kiện biến đổi thuỷ động lực và

đường bờ diễn ra trong các môi trường phức tạp này. Việc đo đạc bằng các thiết bị đo ở địa

điểm nguyên mẫu (tức ở thực địa) đôi khi đã được thực để phân độ (calibrate) mô hình vật lí.

Đáp lại, kết quả kiểm nghiệm mô hình lại chỉ ra những vị trí cần phải đặt công cụ đo tại thực

địa để đo các điều kiện bất thường. H.5.15 trình bày thí dụ mô hình bến cảng ở Los Angeles

và Long Beach. Được sử dụng từ những năm đầu 1970 nó giúp dự báo tác động của bến

cảng tới các điều kiện thuỷ động lực học và chất lượng nước. Như một phần của dự án này

các dụng cụ đo sóng được triển khai ở hai cảng tại các vị trí được lựa chọn. H.5.16 trình bày

số liệu về sóng ở bến cảng Long each. Mặc dù hai trạm đo này chỉ cách nhau vài trăm mét,

các dụng cụ ở trạm 2 đôi khi đo được năng lượng cao bất thường so với trạm 1 đo được.

Nguyên nhân của những hiện tượng này chưa được làm rõ, song được giả thiết là có liên

quan tới sự dao động của bến cảng theo chu kỳ dài. Bài học là người sử dụng phải biết huỷ

các số liệu của thiết bị đo không rõ vị trí lắp đặt.

5.5. PHÂN TÍCH VÀ LÝ GIẢI CÁC DỮ LIỆU VỀ VÙNG BỜ

a. Những vấn đề cơ sở.

(1) Tất cả dữ liệu của các dự án địa chất và xây dựng, bất kể thu được từ các nguồn hiện

có, từ nguyên mẫu thực tế, từ phân tích trong phòng thí nghiệm hay từ các mô hình vật lí đều

phải được phân tích và lí giải để cuối cùng có thể sử dụng được cho các nghiên cứu địa chất

và địa mạo. Quá trình phân tích phụ thuộc loại dữ liệu thu thập được. Một số phân tích đòi

hỏi tư duy chủ quan hay là có nội suy, như việc lập các mặt cắt địa chất hay luận giải về các

sóng địa chấn. Số khác lại rất khách quan với việc sử dụng các mô hình xác xuất trên máy

tính. Nhà khoa học hay người kỹ sư phải nhận thức rõ những giả định, giới hạn và sai sót có

thể có và phải cố gắng cung cấp đầy đủ thông tin sao cho người khác có thể sử dụng được dữ

liệu của họ, kiểm nghiệm được các phân tích và xác minh được các luận giải của họ.

Hình 5-15: Mô hình vật cảng Los Angeles và Long Beach. Các thiết bị 3 chân là máy đo mực nước

(2) Máy tính điện tử giữ vai trò quan trọng trong việc phân tích và luận giải dữ liệu thu

được từ các nguồn khác nhau, bao gồm a) Các phân tích phổ về tính chất của sóng; b) Phân

tích khúc xạ sóng; c) Phân tích dữ liệu biến động mức nước biển theo thời gian; d) Phân tích

dữ liệu dòng bằng phương pháp Fourier; e) Đo moment của cỡ hạt; f) Vectơ riêng

(eigenvector) của sự biến đổi đường bờ; và g) Sử dụng các fractal trong phân tích hình học

đường bờ. Máy tính còn được dùng cho nhiều mục đích tính toán khác nhau, như tính những

biến đổi khối lượng ở các profin của bờ, cũng như vẽ các biến đổi này bằng đồ thị hai chiều

hay ba chiều. Nếu có nhiều kiểu dữ liệu không gian đối với một địa điểm, nó có thể được

đưa vào Hệ Thông tin Địa lí (GIS) để có thể tra cứu các vấn đề liên quan những biến đổi

không gian này. Các phần mềm và phần cứng của máy tính cũng được sử dụng để phân tích,

phân loại và luận giải các dữ liệu viễn thám số hoá thu được từ vệ tinh hoặc máy bay.

(3) Các phần dưới đây đề cập ngắn gọn một số khái niệm và quy trình cho phép phân

tích các dữ liệu về ven bờ. Bạn đọc cần tham khảo các tư liệu chuyên sâu khác để có hiểu

biết chi tiết hơn về các cơ sở toán học cũng như các phương pháp xử lí dữ liệu.

b. Các tư liệu về sóng.

(1) Các quy trình chung

(a) Đối với một người quan sát từ trên bờ hay trên thuyền, mặt biển luôn thể hiện như

một sự chen lấn hỗn loạn của sóng với các bước nhảy cao và chu kỳ khác nhau, di chuyển

theo nhiều hướng tản mạn. Các dụng cụ đo sóng và ghi lại những biến đổi về độ cao của bề

mặt nước. Đáng tiếc là những dữ liệu này nếu chỉ vẽ lên một cách đơn giản theo thời gian thì

nó cũng chỉ phản ảnh sự phức tạp của bề mặt biển và cho ta rất ít thông tin khởi đầu về tính

chất của các sóng riêng biệt được thể hiện vào thời điểm đo đạc đó (H.5.17). Sau khi thu

được dữ liệu độ cao của mặt nước, cần phải xử lí để có được con số thống kê về sóng mà các

nhà khoa học hay kỹ sư xây dựng có thể sử dụng được để tìm hiểu sức sóng có thể gây tác

động gì đến vùng nghiên cứu của họ.

(b) Phân tích dữ liệu sóng thường là bao gồm các bước:

Truyền dữ liệu từ thiết bị đo sang máy tính

Chuyển đổi dữ liệu ở dạng số đo volt sang đơn vị đo lường công trình xây dựng

Kiểm tra chất lượng lần đầu

Phân tích phổ

Kiểm tra chất lượng bổ sung (nếu cần)

Tóm tắt số liệu thống kê thành bảng bảng và vẽ đồ thị

Các hình vẽ của từng đợt sóng đánh độc lập hoặc cách xử lí đặc biệt khác.

Mô tả chi tiết quy trình trên không thuộc khuôn khổ sách này. Phần này sẽ chỉ tóm tắt

một vài khía cạnh về thu thập dữ liệu, kiểm tra chất lượng và thuật ngữ. Vì tính phức tạp của

chủ đề bạn đọc cần tham khảo tài liệu khác để biết thêm chi tiết: Piersol,1986;

Horikawa,1988; và Weaver,1983.

H.5.17 trình bày đường bảng diễn các giá trị áp suất chưa xử lí theo loạt số đo liên tục

theo thời gian ở trục x. Vì thu thập dữ liệu liên tục trong ngày thì tốn kém do vậy việc trắc

đạc chỉ tiến hành qua từng loạt thời gian tách biệt hay gọi là “đợt sóng đánh” cách nhau 1

khoảng thời gian định trước (thường là từng 2, 4 hay 6 giờ một, H.5.17.

Trong mỗi ”đợt sóng đánh” thường ghi lại áp suất hệ quả (consecutive pressure) của

loạt 1.024 hoặc loạt 2048 số đo, vận tốc U và vận tốc V (V là vận tốc nước hướng trực giao

nằm ngang - orthogonal horizontal water velocity). Với tần số đo là 1Hz, thời gian đo một

loạt tương ứng là 17,07 và 34,13 phút. Hiển nhiên là cần thu thập dữ liệu của các “đợt sóng

đánh” càng dày càng tốt, song khối lượng dữ liệu thu được sẽ nhanh chóng vượt quá khả

năng xử lí của người phân tích và khó lưu trữ dữ liệu. Cho nên khi lập chương trình thu thập

dữ liệu cần cân đối giữa nhu cầu thu thập dữ liệu thật dày với nhu cầu để công cụ đo đạc tại

hiện trường trong một thời gian hợp lí. Đã có cố gắng cho rằng chừng nào máy còn đặt ở

biển thì chúng phải được lập trình để thu thập được nhiều nhất dữ liệu có thể được. Tuy

nhiên việc quản lí, phân tích và lưu trữ dữ liệu sau này có thể tốn kém vượt xa mức lưu giữ

máy tại thực địa. Cho nên vấn đề cơ bản có lẽ là giá thành phân tích sẽ là yếu tố xác định

kinh phí của dự án. Kế hoạch thu thập dữ liệu được áp dụng trong các dự án của CERC trình

bày ở bảng 5.10.

Hình 5-16: Đường biểu diễn trị đo áp suất sóng ở 2 trạm quan trắc đặt tại Long Beach. Mặc dù chỉ cách

nhau vài trăm m, nhưng giá trị đo đặc ở trạm 2 cho thấy năng lượng sóng cao dị thường trong khi ở trạm

1 không quan sát thấy hiện tượng này. Quan sát các đường biểu diễn trong đồ thị cho thấy những biến đổi

của biên độ chiều theo chu kỳ 2 tiếng. Mỗi đonạ băng tần ghi 2048 số đo kéo dài 34,13 phút và mỗi đợt

sóng đánh mạnh được ghi lại cách nhau 2 giờ một.

Hình 5-17: Một đoạn băng ghi áp suất sóng liên tục và số liệu quan trắc áp suất khi sóng vỡ

Bảng 5-10: Tần suất thu thập dữ liệu, dự án tiêu bảng của CERC

Thiết bị đo Vị trí Khoảng quan trắc

Thiết bị đo sóng tự ghi đặt ở biển

Thiết bị đo sóng tự ghi đặt ở biển

Thiết bị đo sóng có định hướng của CERC

Các phao khí tượng và phao sóng của NOAA

Bờ đại dương

Great Lake

Bờ đại dương

Đại dương và hồ

4 hoặc 6 giờ

2 hoặc 3 giờ

1

1

(3) Kiểm tra chất lượng dữ liệu sóng

(a) Một khía cạnh trong phân tích sóng có ảnh hưởng quyết định đối với giá trị của kết

quả cuối cùng đó là các quy trình kiểm tra chất lượng để bảo đảm những dữ liệu thô, mà

thiết bị đo mới thu được là đại diện thực sự cho chế độ sóng ở nơi đó. Các thiết bị đo sóng có

thể có hỏng hóc cơ học hoặc hỏng điện. Các bộ cảm biến áp suất cũng có thể có hỏng hóc

khi ngâm dưới nước. Tuy thế, cho dù hoạt động kém các thiết bị này vẫn tiếp tục thu thập dữ

liệu mà nếu xem xét qua loa vẫn có thể coi là hợp lí. Một thí dụ, H.5.18 thể hiện các đường

bảng diễn áp suất được ghi lại bằng hai máy lắp trên cùng một giá đỡ đặt ở vịnh Mobile,

Alabama. Băng ghi ở bên trên là của dụng cụ đo đã bị nghẽn ở cửa áp lực. Đường cong thể

hiện biến đổi tổng quát mực nước biển do triều gây nên, song tần số dao động cao do sóng đi

qua gây nên đã bị dập tắt đi nhiều. Sự giảm tắt này lại càng thấy rõ khi vẽ riêng cho một đợt

sóng đánh với 1024 số đó (H.5.19). Nếu không có số đo của thiết bị thứ 2, liệu người phân

tích có thể kết luận là thiết bị đo thứ nhất làm việc kém chất lượng? Tình huống này lại càng

trở nên đầy nghi vấn khi xảy ra ở môi trường năng lượng thấp như Vịnh Mexico, nơi thời tiết

yên tĩnh kéo dài.

Hình 5-18: Dữ liệu áp suất từ hai máy đo lắp trên cùng một giá đỡ ba chân đặt tại vịnh Mobile, Alabana.

Đồ thị phía trên là từ máy đo có cửa áp suất nghẽn, sự tăng đột ngột áp suất ở gần ngày thứ 43 là do giá đỡ

bị đổ bởi thuyền đánh cá va vào.

Hình 5-19: Dữ liệu quan trắc một con sóng vỡ với 1024 điểm đo áp suất trên các thiết bị đo giống nhau thể

hiện ở hình 5-18. Kết quả ghi nhận từ thiết bị đo trục trặc (đường biểu diễn trên) không chỉ làm giảm độ

cao của sóng mà còn gây ra sự lệch pha. Những rắc rối này nhìn chung là không thể sửa chữa và phục hồi

cho dù là gần đúng.

(b) Một hoàn cảnh khó khăn khác nữa có thể xảy ra là khi năng lượng sóng dao động

quá nhanh. Nhiều quy trình phân tích dùng cho máy tính có các ngưỡng do người dùng đặt

trước để loại trừ những số đo chứa qúa nhiều đỉnh cao tiếng ồn (spikes). Tuy vậy, có lúc

ngẫu nhiên xuất hiện sự tăng vọt năng lượng trong một thời gian ngắn, và lúc này điều quan

trọng là làm sao để quy trình phân tích không loại bỏ những số đo này mà không có kiểm tra.

Thí dụ, một trong hai máy đo đặt ở bến cảng Long beach (đường cong dưới ở H.5.16) có thể

hoạt động kém và ghi lại rất nhiều pik tiếng ồn trên băng. Trên thực tế, máy đo đã ghi lại

những pha năng lượng bất thường có thật xảy ra tại bến cảng (tức là máy vẫn hoạt động bình

thường). Thí dụ khác là ở bến cảng Burns, Indiana, H.5.20. Khi độ cao của sóng được vẽ

theo diễn biến thời gian, xuất hiện nhiều pik. Ở trường hợp này, sự tăng năng lượng sóng là

thực, nhưng đường cong chứa đầy pik lại là do đã vẽ dữ liệu đo đạc trong nhiều tuần lễ lên

cùng một đồ thị. Xem xét các băng ghi từng áp suất riêng biệt (H.5.21) phát hiện thấy năng

lượng tăng nhanh chóng chỉ trong vòng vài giờ (một đặc trưng của bão ở Hồ Lớn). Thí dụ

này cho thấy phương pháp thể hiện các số đo thống kê về sóng có thể ảnh hưởng lớn như thế

nào đến cách thức nhà phân tích hiểu dữ liệu.

(4) Quy trình phân tích và thuật ngữ

(a) Việc phân tích dữ liệu sóng có thể phân thành hai nhóm khái quát là các quy trình

không định hướng và có định hướng. Mặc dù các quy trình có định hướng tương đối phức

tạp hơn nhiều, song tầm quan trọng của việc xác định hướng của sóng ở miền bờ thường to

lớn đủ để biện minh cho chi phí tăng trội và cho mọi sự phức tạp trong cố gắng thu thập phổ

sóng có định hướng. Các phương pháp thống kê sóng cũng cần có điều chỉnh phụ thuộc mục

đích ứng dụng. Thí dụ, nhà địa chất có thể muốn hiểu chu kỳ, chiều cao trung bình của sóng

và hướng của các đỉnh (peak direction) dọc theo đường bờ như thế nào. Những thông tin này

có thể được dùng để đánh giá sự khúc xạ của sóng và các dòng trôi dọc bờ (long shore drift).

Còn một kỹ sư xây dựng lại quan tâm đến chiều cao, chu kỳ và hướng đến của sóng bão.

Anh ta sẽ sử dụng những dữ liệu này để tính toán kích thước các viên đá cần cho công trình

xây dựng ở bờ biển đó. Bảng 5.11 liệt kê những thông số thống kê sóng phổ biến.

(b) Bảng 5.11 muốn nhấn mạnh rằng phân tích sóng là một quy trình phức tạp và phải

do nhà nghiên cứu có kinh nghiệm và kiến thức về cơ học sóng và hải dương học thực hiện.

Ngoài ra, nhà nghiên cứu còn phải cảnh giác với các số thống kê sóng thu được từ một

nguồn thứ hai khác và cũng phải cảnh giác với các chuyên từ đã được định nghĩa như thế

nào và các số thống kê đã được tính toán như thế nào. Thí dụ: chiều cao đáng kể của sóng

được định nghĩa là độ cao trung bình của ½ số sóng có độ cao cao nhất có trong băng ghi.

Phải ghi băng này trong thời gian dài bao lâu? Các sóng được đo trong miền thời gian bằng

cách đếm các sóng nhào lên hay đổ xuống? (upcrossing/downcrossing). Hai phương pháp

không cho cùng một giá trị Hs. Có thể không tốt hơn chăng nếu đánh giá độ cao đáng kể của

sóng bằng thực hiện phân tích phổ đối với loạt thời gian trong đó sóng được đo tần số và

bằng Hs = Hmo? Đây là quy trình được sử dụng phổ biến trong các thí nghiệm khi có khối

lượng lớn dữ liệu cần xử lí. Phương trình trên đây thường được coi là có giá tị đối với nước

sâu và vừa nhưng không thoả đáng trong điều kiện nước nông (Horikawa,1988).

(c) Các số đo hướng sóng cũng dễ bị luận giải sai phụ thuộc phương pháp xử lí bằng

máy tính. Ở ngoài biển, thực là hiếm khi sóng đến từ một hướng, thường là sóng lừng (swell)

gây ra do cơn bão xa, có thể đến từ một hoặc một vài hướng, trong khi sóng do gió cục bộ

gây ra thì có rất nhiều hướng. Các nhà nghiên cứu phải biết năng lượng sóng được phân bố

như thế nào theo hướng cũng như theo chu kỳ (có nghĩa là mật độ phổ theo hướng, S(f,Ө)).

Sự phân bố năng lượng sóng theo hướng thường được máy tính tính theo phương pháp của

Longuet-Higgins, Cartwright, và Smith, 1963. Phương pháp này áp dụng đối với các máy đo

đặt trên phao ở vùng nước sâu. Còn một hàm phân bố khác đã được xây dựng và áp dụng từ

những năm 1970 (Horikawa,1988). Mặc dù các phương pháp khác nhau không cho cùng một

giá trị về hướng sóng trong cùng một bối cảnh, song cũng không thể đánh giá phương pháp

nào hơn phương pháp nào.

(d) Người sử dụng dữ liệu môi trường phải luôn luôn tỉnh táo trước những quy ước

được dùng để trình bày hướng sóng. Bảng 5.12 trình bày các hướng được CERC dùng; các

cơ quan khác có thể có các chuẩn mực khác.

(e) Một số thiết bị hải dương học được bày bán cùng với phần mềm, chúng xử lí dữ liệu

bán tự động, đôi khi ngay ở máy cá nhân tại thực địa. Ở một số thiết bị đo khác, các dữ liệu

thô được chuyển tải đi và chỉ giữ lại các hệ số Fourier. Người dùng những thiết bị này phải

thu thập càng nhiều thông tin càng tốt về các ngôn ngữ thuật toán algol mà nhà sản xuất đã

sử dụng. Nếu những quy trình này không trùng với những quy trình được dùng để phân tích

các tập dữ liệu khác ở địa phương thì các con số thông kê rút ra được chưa thể dùng để đối

chiếu ngay được. Thậm tệ hơn nữa, tác giả cuốn sách này đã mua phải một phần mềm xử lí

kém chất lượng. Trong một lần thí nghiệm ở thực địa, vì dữ liệu thô không được lưu trữ lại

trong máy đo nên đã không thể xử lí lại và sửa sai. Cuối cùng là việc đo đạc nhiều tháng trở

thành uổng công.

(f) Tóm lại, điều rất quan trọng là người sử dụng dữ liệu sóng phải luôn cảnh giác trước

việc các số liệu thống kê sóng đã được tính toán như thế nào và phải hiểu thật thông suốt

những điểm mạnh và điểm yếu của mỗi phương pháp tính toán trên máy tính và đã được sử

dụng.

(5) Trình bày dữ liệu và số thống kế sóng (wave statistics)

(a) Để xử lí một khối lượng cực lớn dữ liệu, thường trong một thí nghiệm ở thực địa

trước hết phải kiểm tra chất lượng và luận giải các kết quả; dữ liệu sóng phải được phân tích

càng sớm càng tốt. Ngoài ra, nhiều khi còn có nhu cầu cấp thiết phải kiểm tra các dữ liệu thô

để tin chắc có thể triển khai ngay được các thiết bị đo hay cần sửa chữa.

(b) H.5.17 và 5.19 trình bày thí dụ vẽ đồ thị áp suất biến thiên theo thời gian. Ý nghĩa

của đồ thị này là để phục vụ mục đích kiểm tra chất lượng đã được trình bày, song chúng lại

ít có giá trị phát hiện các thông tin về bản chất chung, tổng thể, của chế độ sóng (wave

climate) tại vùng nghiên cứu.

(c) Để tổng hợp dữ liệu từ nhiều máy đo, những số thống kê cuối cùng phải được lập

thành bảng bảng hoặc phải thể hiện bằng đồ thị. H.5.22 là thí dụ về các dữ liệu hướng sóng ở

khu Dự án Florida được tập hợp thành bảng như thế nào. H.5.23 lại trình bày cách thể hiện

những dữ liệu đó bằng đồ thị. Đường cong trên cho biết độ cao sóng Hmo, chu kỳ của pik

trung tâm, và hướng của pik thấp. Mặc dù, những số thống kê khác cũng có thể được vẽ trên

cùng trang đó, vẫn có nguy cơ làm cho bản vẽ trở nên rối rắm. Ưu việt của việc lập bảng là

các giá trị của các lần đo sóng riêng rẽ (“burst”) có thể được kiểm tra. Điểm yếu là ở chỗ khó

phát hiện xu hướng chung, đặc biệt là nếu việc đo đạc diễn ra nhiều tháng ròng. Một khi các

quy trình thu thập và xử lí dữ liệu được hoàn thiện, sẽ ngày một khó khăn hơn trong việc

trình bày kết quả theo một bảng mẫu linh hoạt và hữu ích mà không quá tải mà tình huống

cũng không bị giản lược hoá quá mức.

(6) Ứng dụng các dữ liệu sóng

Một ứng dụng quan trọng của các dữ liệu về chế độ sóng trong công tác xây dựng ở ven

bờ là xây dựng các đồ thị khúc xạ sóng. Những đồ thị này cho thấy độ sâu của bờ ảnh hưởng

như thế nào đối với hướng sóng tiếp cận đường bờ. Thông tin này có thể được dùng để đánh

giá khối lượng trầm tích vận tải và sự vận tải trầm tích dọc bờ, và những dữ kiện này đến

lượt mình lại được sử dụng để dự báo những biến đổi địa hình trong cả hai môi trường: tự

nhiên và khi có ảnh hưởng của các công trình xây dựng. Phân tích khúc xạ sóng cũng có thể

được thực hiện theo một kịch bản giả định, chẳng hạn như dự báo việc nạo vét bãi cạn ngoài

khơi hoặc việc đổ thải vật liệu nạo vét ra khơi sẽ ảnh hưởng như thế nào đối với sóng tới.

c. Dữ liệu đo mực nước

(1) Sự biến đổi mức nước biển dọc bờ có ảnh hưởng sâu sắc đến địa chất, sinh thái tự

nhiên và sự cư trú của con người ở những vùng này. Dự báo và bảng được những biến đổi

này có thể giúp các nhà hoạch định ven bờ trong việc xây dựng các kế hoạch hợp lí để phát

triển miền ven bờ và trong việc thiết kế, xây dựng và vận hành các công trình và đường thuỷ

ven bờ. Chương 2 đã đề cập nguyên nhân của những biến đổi mực nước biển xảy ra dọc theo

bờ biển khơi.

(2) Những băng ghi số đo sóng có thể được phân tích để nội suy về không gian và đánh

giá những biến đổi theo thời gian như những biến đổi của sóng dồn hoặc thuỷ triều theo mùa

hoặc xu hướng lâu dài của những biến đổi này. Sự sai khác giữa dự báo triều tại một nơi và

những số trắc đạc thực tế tại nơi gần ngay đó cũng có thể là rất lớn. Glen (1979) đề cập

phương pháp điều chỉnh dữ liệu bão triều tại một trạm bằng dữ liệu của vùng nghiên cứu ở

gần đó và chỉ dùng một số ít ỏi số đo thực địa. Các phương pháp phân tích khác cũng được

đề cập trong EM 1110-2-1414.

Hình 5-20: Các kết quả đo sóng (cảng Burns, Ấn độ) đã được máy phân tích. Các pick của đồ thị

là kết quả quan trắc liên tục trong 3 tháng.

(3) Đối với những dự án xây dựng, những đánh giá biên độ biến đổi mực nước biển

trong thời gian ngắn có thể thực hiện bằng cách chỉ vẽ đồ thị đơn giản hoặc bằng những

phân tích toán học tinh vi. Trong một số trường hợp, một số yếu tố tác động đến sự biến đổi

mực nước biển có thể được loại trừ. Để đánh giá xu hướng lâu dài (nhiều năm) vấn đề quan

trọng là phải loại trừ hoặc giảm nhẹ các biến đổi hàng năm để làm cho xu hướng chung lâu

dài trở nên rõ nét hơn. Phương pháp hồi quy bình phương tối thiểu (least-squares regression)

là đặc biệt không thích hợp vì xu hướng lâu dài thường thể hiện tính phi tuyến tính rất rõ rệt

(Hicko,1972). Điều cũng có thể quan trọng là phải đánh giá các tác động có chu kỳ dài hạn

dựa vào những băng dữ liệu dài hạn chẳng hạn như của chu kỳ 18,6 năm, mà Wells và

Coleman (1981) đã rút ra là rất quan trọng để làm ổn định lớp bùn phẳng ở Surinam.

(4) Hands (1979, 1980) đã sử dụng dữ liệu các mức nước thời xưa để xác định mức độ

thoái lui bờ hồ Michigan biến đổi như thế nào và để dự báo sự điều chỉnh profin bờ / gần bờ

để nâng cao mực nước. Những nghiên cứu bổ sung đang được Uỷ ban Liên Hợp Quốc tế tài

trợ để lập mô hình ảnh hưởng của biến động mức nước đến quá trình bào mòn các lớp đá ở

vách đứng và đến profin miền gần bờ.

Hình 5-21: Kết quả đo áp suất ghi nhận được ở cảng Burns, Ấn độ, 6/4/1988. Đồ thị cho thấy

năng lượng sóng có thể tăng đột biến trong vòng vài giờ.

d. Những dữ liệu về dòng chảy

Những dữ liệu về dòng nhiều khi rất quan trọng để đánh giá sự vận tải trầm tích dọc bờ

hoặc ngang bờ, và để đánh giá các quá trình thuỷ lực trong lạch triều và các đường thuỷ có

giới hạn. Các dòng chảy sinh ra do nhiều cơ chế khác nhau, biến đổi rất mạnh theo không

gian và thời gian cả về cường độ cũng như chiều hướng. Có 4 nhóm dòng không định hướng

gây tác động đến môi trường ven bờ và các biến động địa chất. Đó là:

Các dòng chảy gần bờ do song kích động, gồm các dòng chảy dọc bờ và theo khe

máng (rip current)

Luồng chảy trong các kênh (channel) và lạch triều (inlet); Các dòng này đổi chiều

ngày đêm một lần hay nửa ngày đêm một lần tuỳ thuộc loại triều ở dọc bờ kế cận.

Sông xả nước

Các dòng hải lưu dọc theo các khối lục địa.

Phần này trình bày sơ lược hai chủ đề đầu và đưa dữ liệu thí dụ. Chủ đề 3 và 4 vượt ra

ngoài khuôn khổ cuốn sách này và bạn đọc cần tham khảo các tài liệu khác.

(1) Các dòng chảy gần bờ do sóng tạo thành.

(a) Về lý thuyết, một trong những mục đích quan trọng của việc đo các dòng chảy ở gần

bờ do sóng gây ra là để đánh giá sự vận tải trầm tích dọc bờ. Ở trình độ công nghệ và tri thức

toán học hiện nay hiểu biết về bản chất vật lí của sự vận tải trầm tích thì việc đo trực tiếp dài

hạn các dòng chảy dọc bờ bằng thiết bị đo là không thực tế. Có hai lí do: Thứ nhất, việc triển

khai, vận hành và bảo dưỡng thiết bị đặt ở miền gần bờ và trong đới sóng nhào (surfzone) là

khó khăn và tốn kém. Thứ hai, sự hiểu biết về cơ chế vận tải trầm tích vẫn còn rất nhỏ bé và

chưa có một quy tắc toán học nào được công nhận là phương pháp cuối cùng để tính toán

vận tải trầm tích, ngay cả khi dòng chảy, độ hạt, địa hình và các thông số khác đều biết cả.

Một vấn đề khác cần xem xét là làm sao kiểm soát được sự biến thiên của dòng chảy theo

hướng dọc và ngang đới sóng nhào. Bởi lí do việc thu thập dữ liệu ở đới song nhào là cực kỳ

khó khăn nên chẳng những những biến đổi dòng chảy theo hướng cắt ngang mà cả những

biến đổi của dòng chảy theo thời gian cũng chưa được hiểu rõ.

(b) Sự trượt dọc bờ (longshore (or literal) drift) được định nghĩa là: “Vật liệu (như cuội,

sỏi, cát, mảnh vỏ trai ốc) được di chuyển dọc theo bờ nhờ vào các dòng chảy dọc bờ” (Bates

và Jackson,1984). Sự trượt thực dọc bờ hiểu là hiệu số giữa khối lượng vật liệu di chuyển

theo một hướng dọc theo bờ và khối lượng di chuyển theo hướng ngược lại (Bascom,1964).

(c) Bởi lẽ dòng chảy thực dọc bờ có thể biến động rất lớn năm này qua năm khác dọc

theo đường bờ, cho nên nên triển khai máy đo dòng ở một địa điểm trong vòng vài năm để

thu được càng nhiều dữ liệu ở một điểm càng tốt. Đáng tiếc là vấn đề kinh phí có thể không

cho phép triển khai máy lâu năm. Ngay cả khi triển khai dài hạn cũng có thể không phát hiện

được những biến động có quy mô hàng vài thập niên, chẳng hạn những biến đổi khí hậu liên

quan El Nino. Ở mức tối thiểu, các dòng chảy gần bờ phải được kiểm soát tại một địa điểm ít

nhất là liên tục 1 năm để đánh giá những biến đổi xảy ra khi các mùa chuyển tiếp. Các nhà

khoa học ven bờ và công trình sư phải nhận thức rõ những hạn chế của các dữ liệu về dòng

đo tại thực địa và phải hiểu rằng những biến đổi dài hạn mô hình lưu thông cũng có thể

không được phát hiện mặc cho mọi cố gắng lớn nhất ở thực địa.

Bảng 5-11: Các thông số trạng thái biển

Ký hiệu Mô tả Đơn vị

Thuật ngữ cơ bản

a Biên độ m

c Vận tốc pha hay celerity (phase velocity or celerity) m/s

cg Vận tốc nhóm m/s

f Tần số Hz

H Chiều cao sóng m

L Bước sóng đo theo hướng lan truyền sóng m

T Chu kỳ sóng 1/f giây

Ө Hướng lan truyền sóng như đ ược dùng trong phổ hướng sóng độ

∆ f Độ gia tăng tần số gốc trong phân tích Fourier riêng biệt Hz

δ Độ lệch chuẩn m

Những thông số chung

fp Tần số của đỉnh phổ (peak), 1/ Tp Hz

Hs Chiều cao đáng kể của sóng được xác định là 1/3 chiều cao

lớn nhất của các chiều cao sóng được tính bằng H1/3 c ủa

sóng đổ xuống, hoặc H1/3 của sóng trồi lên (không hiểu ?!) m

Tp Chu kỳ của các đỉnh phổ 1/fp giây

Các hàm giải tích miền thời gian

H1/3,d (không hiểu ?!) m

H1/3,u (không hiểu ?!) m

Các thông số giải tích miền tần số

fp Tần số của đỉnh phổ.Có thể ướctính tần số này bằng nhiều cách: Hz

1).Là tần số mà ở đó S(f) lớn nhất; 2). Điều chỉnh mô hình phổ

lý thuyết cho thích hợp với tần số phổ ước tính.

Hmo Số ước tính hiều cao đáng kể của song, 4/ mo m2/Hz

mn Moment thứ n của mật độ phổ m2/giâyn

S(f) Mật độ phổ m2/ Hz

Tp Chu kỳ đỉnh phổ 1/fp giây

Các hàm và thông số có định hướng

k Vectơ sóng rad /một

d(f,Ө) Hàm trải rộng định hướng độ

S(f,Ө) M ật đ ộ ph ổ đ ịnh h ư ớng (m2/Hz) độ

a Hướng sóng.Đó là thông số sóng định hướng thường dùng, độ

là góc giữa phương bắc và hướng sóng đến. Trong định nghĩa

này nếu thuận kim đồng hồ là dương

Ө Hướng lan truyền song, nó thể hiện hướng của không, độ

ngược kim đồng hồ là dương.

Өm(f) Hướng trung bình của sóng là hàm của tần số. Giá trị trung bình

của tất cả Өm(f) được gọi là hướng tổng thể của sóng độ

Bảng 5-12: Những quy ước thể hiện các số đo môi trường có định hướng

Loại dữ liệu Nội dung ký hiệu Thí dụ

Gió

Sóng

Dòng không hướng

Gió thổi đến TỪ ĐÂU

Sóng trào đến TỪ ĐÂU

Dòng chảy đi ĐẾN ĐÂU

Gió Bắc thổi đến từ hướng 0 độ

Sóng Tây đến từ hướng 270 độ

Dòng hướng đông chảy đi hướng 90 độ

Hình 5-22: Ví dụ về bảng tổng hợp dữ liệu sóng ở khu vực ngoài khơi Fort Walton, Florida

Hình 5-23: Đồ thị biểu diễn độ cao, chu kỳ và hướng sóng theo các số lieụe thu thập ở bờ Fort Walton,

Florida

Hình 5-24: Các trạm đo dòng chảy ở lạch triều East Pas, Destin, Florida, 10/1983. Số liệu được đo liên tục

với bước thời gian là 1 tiếng. Sơ đồ cho thấy lúc 2h10CST, dòng chảy có hướng TB (ở khu vực phía tây của

lạch) và ĐN (ở giữa và phía đông của lạch). Trạm 2 nằm ở đới xáo trộn

Hình 5-25: Ví dụ về nhật ký thực địa ghi thời gian số đo dòng chảy ở lạch triều East Pas.

Đây là các số liệu thực tế nhưng hơi khó đọc

Hình 5-26: Đồ thị biểu diễn tốc độ dòng chảy (hình dưới) và hướng dòng chảy (trên)

(2) Luồng chảy trong các kênh và lạch triều

(a) Lạch là “một đường dẫn nhỏ, hẹp ở bờ, qua đó nước thâm nhập vào đất liền” (Bates

và Jackson, 1984). Lạch triều có kích thước khác nhau từ những luồng ngắn, hẹp xuyên qua

đảo chắn đến các chi lưu cửa sông lớn, như vịnh Chesapeake. Có rất nhiều nghiên cứu địa

chất và địa chất công trình về luồng chảy qua lạch triều nằm trong các doi chủ yếu là cát, đặc

biệt khi các lạch được dùng làm đường hàng hải nối bến cảng với biển cả.

(b) Lạch triều cho phép trao đổi nước giữa biển và vịnh trong mỗi chu kỳ triều. Do đó,

các dòng chảy trong lạch triều đặc trưng là một chiều, có sự thay đổi hướng theo từng ngày

đêm hoặc nửa ngày đêm, phụ thuộc vào hoạt động thuỷ triều dọc theo bờ biển khơi. Luồng

chảy qua lạch triều có thể bị phức tạp hoá bởi các chế độ thuỷ động lực của vịnh nội địa, đặc

biệt là khi có các đường dẫn khác nối ra biển khơi.

(c) Có rất nhiều mô hình số và mô hình lí thuyết được xây dựng để mô tả luồng chảy

qua lạch triều và cho phép các nhà khoa học dự báo tác động của những biến động về kích

thước dòng chảy, chiều dài và hướng (Aubrey và Weishar, 1988; Escoffier, 1977; Seelig,

Harrí, và Herchenroder, 1977; Sách hướng dẫn bảo vệ bờ, 1984). Tuy nhiên, số lớn mô hình

sẽ đem lại lợi ích nhiều hơn nếu được, hoặc cần phải được phân độ bằng đối chiếu với các số

đo đại lượng vật lí tiến hành ở lạch triều và ở nơi gần gận. Những số đo thực tế cần có

thường hoặc là mức dâng cao của triều từ biển khơi đến hoặc từ vịnh kề cận hoặc là các vận

tốc dòng chảy thực tế từ bên trong họng của lạch triều.

(d) Sự thể hiện dữ liệu độ cao thuỷ triều thường là tương đối thẳng tiến, thường gồm có

trục x chỉ thời gian ngày/giờ và trục y là độ cao (H.5.6). Mặc dù dáng chung của đường cong

giống nhau, mỗi đường biển diễn là duy nhất xét về độ cao của các đỉnh và về độ trễ thời

gian (the time lags). Có thể được xếp chồng các đường cong lên nhau để so sánh. Song, chỉ

cần đối chiếu dữ liệu trong một tháng thôi thì cũng đã quá phức tạp để có thể đem lại lợi ích

gì.

(e) Sự thể hiện các số đo dòng chảy lại càng khó hơn vì thường thu thập một số lượng

lớn dữ liệu. Một khó khăn thêm nữa là sự thay đổi dòng ở bên trong một lạch, lúc này cần có

đường bảng diễn ba chiều của dòng biến động theo thời gian. Các số đo dòng chảy thu thập

ở lạch East Pass, Florida, trong các thí nghiệm tại thực địa vào giữa năm 1980 được trình

bày như một thí dụ. Dòng chảy được đo thủ công bằng thiết bị đo Price kiểu AA đặt trên

thuyền và bằng thiết bị đo dòng Endeco 174. Các số đo thủ công được thực hiện qua từng

giờ một suốt 24h để có số liệu về toàn bộ chu kỳ triều. Việc đo đạc được thực hiện cắt ngang

luồng ở 4 trạm, mỗi số đo có 1 quan sát gần mặt, một ở giữa độ sâu và một ở gần đáy

(H.5.24). Do đó, cứ mỗi giờ thu được 12 giá trị của dữ liệu về hướng và vận tốc (H.5.25). Có

một cách thể hiện các giá trị này bằng đồ thị là vẽ tốc độ trên hình chiếu phẳng có vị trí của

các điểm quan trắc (H.5.24). Loại hình vẽ này thể hiện rõ hướng và đại lượng tương quan

của mỗi dòng chảy. Ở thí dụ này, dữ liệu phát hiện dòng chảy theo hướng ngược nhau ở hai

nửa đối diện nhau ở lạch triều. Điểm yếu của hình chiếu phẳng là sự đột ngột tức thời của

dòng chảy và người quan sát không thể theo dõi được sự biến đổi hướng và đại lượng của

dòng theo thời gian, trừ phi hình vẽ được vẽ lại cho từng thời lượng gia tăng. Những biến đổi

theo thời gian có thể được thể hiện trên đồ thị kép với số đo hướng hay vận tốc ở một trục và

thời gian ở trục kia (H.5.26). Đáng tiếc là, để tránh bị phức tạp hoá, người ta lại vẽ dữ liệu

của cả 12 vị trí đo đạc lên cùng một bảng đồ.

Do vậy, các số đo ở cùng một độ sâu được vẽ cùng với nhau, như H.5.26, hoặc tất cả

các số đo ở cùng một điểm có thể được cùng vẽ với nhau (các số đo ở gần mặt nước, giữa,

và đáy cột nước).

(f) Tóm lại, có thể bảng diễn dữ liệu về dòng ở dạng đột ngột tức thời của các vectơ

dòng hay ở dạng đường cong theo loạt thời gian của mỗi trạm quan trắc riêng lẻ. Cần có

nhiều đồ thị để bảng diễn tất cả các dữ liệu thu thập được thậm chí của một dự án ngắn hạn.

Tốt hơn là nên trình bày các hình vẽ này ở dạng phụ lục hơn là đưa vào phần lời của báo cáo.

(3) Phân tích sai số của dữ liệu dòng

(a) Sự phân tích sai số các dữ liệu về dòng có thể chia thành hai nhóm lớn. Nhóm thứ

nhất có liên quan đến sự chia độ của các thiết bị cảm biến dòng thực tế. Người sử dụng cần

phải biết các số đo mà công cụ cụ thể cung cấp phản ảnh trung thực tới mức nào sự vận động

của nước mà ta định đo. Thông tin ngày là quan trọng cho việc đánh giá tập dữ liệu hiện có

và cho cả việc lập kế hoạch cho những cuộc thí nghiệm tiếp theo tại thực địa, nơi có các

dụng cụ có mức độ thích hợp khác nhau.

(b) Nhóm lớn thứ hai là liệu các số đo thu được có đại diện đúng cho từng dòng chảy

diễn ra ở lạch triều hoặc kênh mà ta đang nghiên cứu hay không. Đánh giá vấn đề thứ hai

này cực kỳ khó khăn vì nó đặt ra vấn đề cơ bản là “tôi cần bao nhiêu dữ liệu?” và “Tôi có thể

thu thập được những dữ liệu mà chúng sẽ trả lời đích thực cho vấn đề của tôi?” Người sử

dụng luôn có xu hướng muốn trả lời rằng tôi muốn có nhiều dữ liệu tới mức có thể có, song

điều này có thể dẫn đến phản tác dụng. Thí dụ, liệu các dòng chảy ở một lạch triều đang

được đo đạc để xác định biến động của thấu kính thuỷ triều theo thời gian với một mạng lưới

dày đặc các trạm đo, có thể cung cấp nhiều hơn những dữ liệu hữu ích? Hay là dữ liệu dư

thừa có thể đem lại những chi tiết không cần thiết về dòng chảy rối hay sự hợp lưu dòng ở

trong lạch? Đó là những vấn đề rất lí thú, nhưng không thể là vấn đề thích hợp cho các bài

toán về công trình xây dựng. Mặc dù dữ liệu thu được từ mạng lưới dày đặc kia có thể dùng

để đánh giá dòng một cách tổng thể, toàn diện, song sự thu thập, phân tích và quản lí khối

lượng dữ liệu dư thừa kia là rất tốn kém tiền bạc và thời gian. Khoản tiền chi để quản lí tập

dữ liệu này, nên chăng, tốt hơn là để kéo dài một chương trình đo đạc đơn giản tại đó. Thật

đáng tiếc là không có một hướng dẫn dứt khoát nào cho việc lập kế hoạch nghiên cứu dòng

và bố trí địa điểm đặt các dụng cụ đo.

(c) Phân thích sai sót của các kiểu cảm biến đo dòng khác nhau là chủ đề của nhiều

nghiên cứu khác nhau trong 30 năm nay. Có thể xảy ra nhiều loại sai sót, cả trong khi triển

khai máy, cả trong khi xử lí dữ liệu. Những lỗi này có thể đo sự phân độ, đồng hồ ghi giờ

hỏng, do ghi băng, băng ghi quay ngược. Ngoài ra, người dùng cũng phải cảnh giác rằng mỗi

loại, mỗi nhãn hiệu máy đo dòng chỉ có khả năng ghi chính xác một số thông số trong cả

chuỗi liên quan sự vận động của nước do ảnh hưởng của các bộ neo, loại cảm biến tốc độ

được dùng và cách thức ghi dữ liệu của dụng cụ đo (Halpern, 1980). Bài báo của Halpern

(1980) đã liệt kê một loạt tài liệu nói về các kết quả thử nghiệm với các máy đo dòng được

neo thả.

(d) Các nhà chế tạo công bố các tiêu chuẩn chính xác trong các ấn phẩm của họ. Những

tiêu chuẩn này có thể rất lạc quan, đặc biệt là trong những điều kiện xấu thường xảy ra ở đới

ven bờ. Do vậy, người dùng dữ liệu có sẵn cần thu thập nhiều thông tin có thể được về cách

thức bố trí máy, kiểu loại neo để tìm hiểu độ chính xác của các số đo. Cuối cùng, sử dụng có

kết quả các máy đo dòng phụ thuộc nhiều vào việc lập kế hoạch thí nghiệm và vào kinh

nghiệm và tinh thần trách nhiệm của cán bộ kỹ thuật trong việc đặt máy và bảo dưỡng.

(4) Dòng nước sông xả ra biển/hồ

(a) Các dòng nước sông đổ xả vào thuỷ vực có ảnh hưởng lớn đến một số bờ, đặc biệt là

khi đã hình thành những châu thổ lớn (như Châu thổ Missisipi). Ngay cả khi vùng nghiên

cứu không nằm trong châu thổ, nhà nghiên cứu bờ vẫn phải cảnh giác trước tác động tiềm

tàng của sông đối với các quá trình ven bờ, đặc biệt là khi vùng nghiên cứu chịu ảnh hưởng

của các dòng nước ngọt đổ vào trong một số mùa nào đó hoặc khi các dòng chảy dọc bờ vận

tải trầm tích do sông đưa vào.

(b) Dữ liệu về dòng nước xả của sông đã được thu thập cho nhiều sông. Khi xem xét kỹ

bảng đồ thuỷ lượng sẽ phát hiện những điểm cực hạn xảy ra theo mùa. Bởi bản chất ngắn

hạn của hiện tượng ngập lụt nên những con số về mức đổ xả hàng năm có thể bị bỏ qua.

Thông số hữu ích để đánh giá ảnh hưởng của sông tới bờ là hệ số thuỷ lượng (HR)

(Hydrographic Ratio), nó đối chiếu khối lượng của thấu kính thuỷ triều với khối lượng dòng

nước xả của sông (Peterson et al, 1984).

(5) Các dòng hải lưu

(a) Những hải lưu lớn chảy hướng vào thềm lục địa với vận tốc ở phần đáy khá mạnh,

đủ để vận tải trầm tích cát. Các dòng này hoạt động mạnh ở miền thềm ngoài, nơi chúng có

thể vận tải một khối lượng đáng kể cát mịn, song cho rằng chúng chỉ cung cấp được chút ít

trầm tích mới, nếu có (Boggo, 1987). Dọc theo nhiều miền bờ các dòng hải lưu có ít tác

động trực tiếp đến sự trầm tích và bào mòn đường bờ. Thậm chí ở ngoài khơi phía Đông

Nam Florida nơi thềm lục địa hẹp, vậy mà rìa tây của hải lưu Gulf Stream chảy ít nhất cũng

cách xa ½ km ra ngoài khơi. Tuy nhiên, một số vùng, nơi các dòng tiếp cận được đới ven bờ,

thì những trầm tích do sông đổ thải ra sẽ bị mang đi và phân tán dọc theo miền bờ kề cận.

Quá trình này có thể ngăn trở châu thổ phát triển ra phía biển, trong khi đó lại gây ra tích

đọng nhiều trầm tích sông ở phía xuôi cửa sông (downdrift of the river mouth) (Wright,

1985).

(b) Ở môi trường nông có đá cacbonat, san hô các dòng đại dương cung cấp nước biển

sạch. Các dải san hô cố kết đáy biển, cung cấp nơi cư trú cho sinh vật biển, sản sinh trầm

tích cacbonat và đôi khi bảo vệ bờ khỏi bị sóng đánh trực tiếp (thí dụ dải san hô lớn ở

Australia). Ở Hoa Kỳ, các dải san hô còn sống thấy ở vịnh Mexico cách xa Texas và Tây

Florida và ở bờ Đại Tây Dương của Florida. Ở Thái bình dương có các đảo san hô tại các

lãnh thổ bảo trợ của Hoa Kỳ. Nhằm nghiên cứu địa chất và địa chất công trình ở những vùng

này có thể cần đôi khi khảo sát các dòng hải lưu. Quy trình đo dòng chảy ở miền nước sâu

trình bày trong tài liệu của Appell và Curtia (1990) và Mc Cullough (1980).

(c) Tóm lại, tác động của thuỷ triều và của các dòng chảy do thuỷ triều kích thích đối

với các quá trình ven bờ dường như lớn hơn nhiều so với các dòng hải lưu. Việc đo đạc các

dòng hải lưu có thể là cần thiết để phục vụ nghiên cứu địa chất ở môi trường châu thổ hay

môi trường có đá vôi sinh học.

e. Đo vẽ các bản đồ biến đổi đường bờ

(1) Mở đầu

(a) Các bản đồ và ảnh hàng không có thể cung cấp nhiều thông tin hữu ích để lí giải quá

trình địa chất ở miền bờ và sự tiến triển của chúng. Bản đồ và ảnh hàng không có thể cung

cấp thông tin về:

Sự tiến hoặc lui của đường bờ trong thời gian lâu dài hoặc ngắn hạn

Sự di chuyển trầm tích dọc bờ

Tác động của bão, bao gồm cả các bờ của các đảo chắn, sự tràn rửa và những biến đổi ở

lạch triều, thảm thực vật và cồn cát.

Các vấn đề lắng bùn có liên quan đến các lạch triều, cửa sông, các chi lưu và bến cảng.

Tác động của con người trong việc xây dựng công trình hoặc do nạo vét.

Tuân thủ giấy phép

Môi trường sinh học ở vùng đất ngập nước (wetland) và vùng cửa sông.

(b) Việc sử dụng bản đồ và ảnh hàng không để xác định các biến đổi vị trí trước đây

ngày một tăng mạnh. Việc phân tích các bản đồ có sẵn không đòi hỏi nhiều công sức khảo

sát thực địa và thiết bị đắt tiền, do đó thường cung cấp những thông tin có giá trị với chi phí

tiết kiệm. Phần này tổng hợp phương pháp luận giải đường bờ dựa theo ảnh và bản đồ và đề

cập những chỉnh sửa cần thiết để chuyển đổi hệ toạ độ dùng trước đây sang hệ dùng ngày

nay.

(c) Có rất nhiều dữ liệu có thể sử dụng để xác định những biến đổi đường bờ trong thời

quá khứ. Trong nhiều trường hợp, ngấn nước cao được coi là dấu hiệu chỉ thị tốt về bề mặt

tiếp giáp đất liền – nước, tức đường bờ (Crowell, Leatherman và Buckley, 1991). Ngấn nước

cao (high water line) dễ nhận biết qua ảnh hàng không nhờ sự biến đổi màu hoặc bóng của

bờ cát. Số liệu in trên các tấm bản đồ của NOS được hiểu là “giá trị trung bình của mức

nước cao” (mean high water). May mắn thay là các nhà lập bản đồ ở NOS trước đây đã tính

giá trị gần đúng của ngấn nước cao khi họ đo đạc, vì vậy có thể trực tiếp đối chiếu các tấm

bản đồ trước đây của họ với ảnh hàng không ngày nay. Để tính toán sự biến đổi thực sự của

đường bờ qua giai đoạn lâu dài thì những biến thiên về chiều rộng của bờ theo từng mùa và

các biến đổi ngắn hạn khác phải được gạt bỏ khỏi tập dữ liệu. Giải pháp tốt nhất là chỉ sử

dụng các bản đồ và ảnh thuộc cùng một mùa, tốt nhất là mùa hè khi bờ biển lộ ra rộng nhất.

(d) Vấn đề cơ bản trong phân tích tất cả các bản đồ trước đây là chúng phải được chỉnh

sửa để các dữ liệu có chung đại lượng và có cùng tỷ lệ, cùng phép chiếu và hệ toạ độ để các

bản đồ có thể so sánh được với nhau (Aniers và Byrnes, 1991). Các bản đồ lập trước năm

1927 có hệ toạ độ đã lạc hậu, cần phải chuyển sang tiêu chuẩn ngày nay - NAD 1927 hoặc

mới hơn nữa là NAD 1983. Để quy đổi các bản đồ vào một hệ toạ độ chung cần chọn các

điểm mốc vĩnh cửu hoặc các đặc điểm địa hình dễ nhận biết và có toạ độ biết trước. Những

điểm này gọi là những điểm kiểm tra gốc, chúng được dùng trong các chương trình lập bản

đồ bằng máy tính để chuyển đổi hệ toạ độ và tỷ lệ bản đồ. Điểm kiểm tra thích hợp nhất là

các trạm tam giác đạc mà toạ độ ngày này của chúng có thể tìm thấy ở Cục trắc địa Quốc

gia.

(e) Các bản đồ được in ấn trên giấy có thể bị co rút ít nhiều. Sự chỉnh lí độ co rút càng

khó khăn khi chúng co rút khác nhau theo chiều dọc và chiều ngang tấm bản đồ, cho nên có

khi phải huỷ những bản đồ này. Ngoài ra, những hư hỏng khác trên tờ bản đồ cũng phải

được chỉnh sửa.

(f) Các ảnh hàng không, đó không phải là hình chiếu kiểu bản đồ, phải được chỉnh lý

bằng các phương pháp quang học hoặc bằng chương trình máy tính trước khi đối chiếu trực

tiếp giữa các vị trí xác định trên ảnh với các vị trí trên bản đồ. Phải chỉnh lí độ lệch tia sáng

(distortion) vì ảnh hàng không không có các điểm kiểm tra xác định như các hệ toạ độ kinh

vĩ hoặc các điểm mốc tam giác trắc đạc. Tuy nhiên, trên nhiều tấm ảnh có các điểm kiểm tra

bậc hai bằng cách đối chiếu các dấu hiệu nổi bật như các góc nhà, điểm giao cắt các con

đường với các điểm tương ứng được vẽ trên bản đồ (Crowell, Leatherman, và Bukley, 1991).

Các loại lệch tia chụp phải sửa có (distortion):

Độ nghiêng (tilt). Hầu hết các ảnh hàng không chụp thẳng đứng xuống đều bị nghiêng

1o là phổ biến và đôi khi đến 3o. Tỷ lệ của các ảnh hàng không bị xiên lệch không phải là tỷ

lệ trực giao, dẫn đến chuyển dịch địa hình khá lớn phụ thuộc độ nghiêng.

Tỷ lệ thay đổi. Máy bay không thể giữ độ cao ổn định trong suốt hành trình, vì vậy mỗi

ảnh có một tỷ lệ riêng. Sử dụng ống kính tự chuyển tỷ lệ thu hình (200m) có thể khắc phục

được sự sai khác tỷ lệ này.

Địa hình xê dịch. Những bề mặt ở vị trí cao hơn độ cao trung bình của địa hình đều bị

lệch hướng ra ngoài so với đường đồng tâm của ảnh. May thay, phần lớn các miền bờ của

nước Mỹ, đặc biệt bờ biển Đại Tây Dương và các vịnh kín đều có địa hình tương đối bằng

phẳng, do đó độ lệch do chênh lệch độ cao sẽ là tối thiểu. Tuy nhiên, vẫn phải lựa chọn

những điểm cao xác định để kiểm tra khi xử lí các ảnh chụp các bờ có mỏm núi nhô ra.

Độ lệch toả tâm của ống kính. Với các ống kính chụp ảnh hàng không cũ trước đây, độ

lệch tia toả tâm này biến thiên theo hàm số của khoảng cách đến tiêu cự thấu kính ảnh. Thực

tế là không thể chỉnh lí độ lệch này nếu không biết loại ống kính nào đã được dùng để chụp.

Nếu có cặp ảnh nổi (cặp ảnh hàng không chụp chờm phủ) bằng phương pháp số hoá tâm ở

nơi có độ lệch ít nhất, có thể giảm thiểu ảnh hưởng của độ lệch này.

May thay là phần lớn các sai sót và sai số do sự lệch tia sáng chụp ảnh và do chuyển đổi

sang mặt chiếu phẳng đều có thể định lượng được. Công tác lập bản đồ đường bờ đã thực

hiện cho thấy nếu có sự quan tâm thích đáng ở tất cả các bước lựa lọc dữ liệu gốc, số hoá dữ

liệu và chỉnh lí độ lệch tia thì bản đồ chung cuộc sẽ đáp ứng, nhiều khi vượt tiêu chuẩn chính

xác Quốc gia (Crowell, Leatherman và Buckley, 1991).

(g) Nhằm mục đích xác định chính xác đường bờ và vẽ bản đồ đường bờ cần thực hiện

một vài bước xác định định lượng các biến đổi đường bờ. Các bước này là: thu thập dữ liệu,

nhập dữ liệu, số hoá hệ toạ độ, phân tích các sai số tiềm ẩn, tính toán trên máy tính các số

thống kê biến đổi đường bờ (computing shoreline change statistics) và luận giải chiều hướng

đường bờ. Dựa trên những nghiên cứu biến đổi đường bờ tiến hành tại các trường đại học và

các cơ quan Liên bang, Bang và địa phương, một vài phương pháp và quy trình được khuyến

nghị như dưới đây.

(2) Nguồn dữ liệu

Có 5 nguồn dữ liệu để tìm hiểu những biến đổi của đường bờ theo không gian và thời

gian. Đó là các bản đồ địa hình của Sở Địa chất Hoa Kỳ (USGS), của Sở Hải dương học

Quốc Gia (NOS), của các sở xây dựng địa phương, các ảnh hàng không không chụp thẳng

đứng, và các trắc đạc bằng hệ GPS. Mỗi nguồn dữ liệu có mục đích lập bản đồ riêng như

trình bày dưới đây.

(a) Bản đồ của USGS. Đó là những tờ bản đồ thông dụng nhất để xác định các biến đổi

dọc theo bờ, là những tờ bản đồ có ranh giới theo hệ toạ độ vuông (topographic

quadrangles), có tỷ lệ từ 1:24000 đến 1:250000 (Ellis,1978). Mục đích ban đầu của những

bản đồ này là vẽ lên hình dáng và độ cao của một lãnh thổ so với điểm mốc định trước,

thường là trung bình mức nước cao. Việc đo vẽ chính xác đường bờ không phải là mục đích

ban đầu của các bản đồ thiên về đất liền này. Tuy nhiên, vị trí đường bờ biển thường xuyên

được xác định lại trên bản đồ tỷ lệ 1:24000 bằng khảo sát chụp ảnh hàng không. Nhiều

nghiên cứu đo vẽ đường bờ dùng các bản đồ này để định lượng các biến đổi vị trí đường bờ,

song, nên sử dụng các nguồn có độ tin cậy và độ thích ứng cao hơn nếu có thể.

(b). Bản đồ của NOS, gọi là các tờ bản đồ theo lãnh thổ - (T-sheet = topographic sheet).

Những bản đồ này do Sở Trắc địa và Quản lý bờ, nay là Sở Hải dương học Quốc gia, xuất

bản. Vì cơ quan này chịu trách nhiệm khảo sát và vẽ bản đồ các miền bờ, cho nên các bản đồ

của họ được lập theo lãnh thổ và dùng để nghiên cứu sự bào mòn bờ và bảo vệ bờ và còn để

theo dõi các lãnh thổ thuộc sở hữu tư nhân (Shalowitz,1962). Số lớn các bản đồ này là hình

chiếu trên mặt phẳng, trong đó chỉ đo vẽ một số chi tiết địa hình được lựa chọn, trước tiên là

đường bờ ở mức nước cao. Hầu hết bản đồ địa hình lập trong khoảng từ 1835 đến 1927 được

đo vẽ bằng bàn đạc; nhiều bản đồ sau năm 1927 được lập bằng phương pháp ảnh hàng không

và phương pháp trắc đạc ảnh (Shalowitz,1964).Dữ liệu đường bờ biển của NOS được sử

dụng trong các bản đồ địa hình của USGS, vì cho rằng chúng là chính xác. Tỷ lệ đo vẽ bản

đồ địa hình thường là 1:10.000 hay 1:20.000.

(c) Những khảo sát công trình xây dựng tỷ lệ lớn. Trong những vùng con người hoạt

động mạnh mẽ, các bản đồ xây dựng thường được lập cho những vùng đặc biệt. Tuy nhiên,

những diện tích được khảo sát thường nhỏ bé và giới hạn trong khuôn khổ của dự án; các

bản đồ khu vực tỷ lệ lớn (lớn hơn 1:5.000) thường rất hiếm. Nếu có những bản đồ này thì

chúng thường có dữ liệu chính xác cao về vị trí đường bờ và nên dùng. Những dữ liệu này

rất có giá trị để chỉnh lý các ảnh hàng không khi vẽ dường bờ.

(d) Các ảnh hàng không gần thẳng đứng. Từ những năm 1920 phương pháp ảnh hàng

không được dùng để đo vẽ đường bờ ở nhiều miền duyên hải. Tuy vậy, không thể trực tiếp

sử dụng những bản đồ này để lập bản đồ được. Độ nghiêng của máy bay và địa hình ảnh

hưởng mạnh đến độ lệch tia và khi chỉnh lý cần triệt khử.Có rất nhiều phương pháp đồ thị và

phương pháp tính toán thông thường để loại bỏ sai số độ lệch tia vốn là bẩm sinh của phép

chụp ảnh (Leathman, 1984); Andes và Byrnes, 1991). Đối với các ảnh chụp theo hướng

thẳng đứng và theo toạ độ ô vuông hoặc theo từng lãnh thổ riêng biệt thì độ lệch tia được xử

lý bằng các kỹ thuật xử lý vi sai (các máy vẽ lập thể).Người sử dụng phải được cảnh báo

rằng sự chuyển đổi các ảnh chụp sang hình chiếu bản đồ không phải là việc đơn giản, mặc

dù đã có nhiều chương trình máy tính vẽ bản đồ hiện đại. Sự dễ dàng thu thập dữ liệu và khả

năng quan sát rộng của ảnh hàng không đã tạo ra nhiều ưu việt lớn so với yêu cầu của phần

lớn các phương pháp trắc đạc chuẩn mực.

(e). Trắc đạc bằng hệ GPS. Trong những năm cuối thập niên 1970 đến suốt thập niên

1980 phương pháp trắc đạc bằng vệ tinh đã có nhiều bước tiến lớn nhờ vào sự phát triển của

Hệ định vị toàn cầu (GPS). Người ta phát triển GPS để phục vụ nhu cầu quân sự trong

hướng dẫn chỉ đường và định giờ; song nhờ vào trình độ công nghệ hiện nay, GPS cũng có

nhiều ứng dụng khác. Phương pháp trắc đạc này có thể rất chính xác khi có một số điều kiện;

Tuy nhiên, sự suy yếu tín hiệu do khả năng sử dụng có lựa chọn gây ra những sai số định vị

nghiêm trọng nếu chỉ dùng một trạm vệ tinh riêng rẽ (Leick, 1990). Hệ GPS vi sai tạo khả

năng xác định chính xác vị trí đường bờ ứng với mức nước cao so với trắc đạc trên mặt đất.

(3) Nhập dữ liệu

(a) Thông thường các bản đồ đường bờ có nhiều tỷ lệ và sử dụng các hệ đại lượng và hệ

tạo độ khác nhau. Phải chỉnh lý các bản đồ đường bờ để chúng có chung hệ đo lường và tỷ

lệ, phép chiếu hình và hệ toạ độ trước khi sử dụng. Hiện nay có một vài phương pháp vẽ bản

đồ bằng máy tính như bàn cài số (digitizing table) và giao diện con chạy và máy tính có độ

chính xác cao. Lý tưởng mà nói, cần sử dụng GPS để số hoá các dữ liệu và lưu trữ thông tin

ở dạng các lớp dữ liệu mà sau này có thể kết nối với các cơ sở dữ liệu có liên quan. Số lớn

các hệ có bàn cài số hoặc có file giải thích được tổ hợp với mỗi lớp dữ liệu để lập hồ sơ xuất

xứ bản đồ gốc, phương pháp vẽ bản đồ và các lỗi tiềm tang.

(b) Các điểm của đường bờ đã số hoá thường được nhập vào file dữ liệu X-Y cho mỗi

nguồn dữ liệu về đường bờ. Sự chuyển đổi dữ liệu sang một bình diện chung có thể được

thực hiện bằng các bộ phần mềm đo vẽ bản đồ chuẩn. Tiêu đề hay lời giải thích phải được

hợp nhất vào băng số với các thông số bản đồ, như tỷ lệ bản đồ, phép chiếu hình và các đại

lượng ngang và đứng. Những biến đổi lớn trong các bản đồ sản xuất từ thế kỷ trước có thể

chỉ là do sự chuyển đổi đại lượng gây ra mà thôi.

(c) Sự chuyển đổi nữa là phép chiếu bề mặt hình cầu của trái đất thành bản đồ phẳng

(hai chiều). Phương pháp nhờ đó toạ độ của trái đất được chuyển đổi thành bản đồ được gọi

là phép chiếu bản đồ. Các phép chiếu thường được sử dụng có:

Hình chiếu Lambert - được quy tỷ lệ để chỉnh lý dọc hai kinh tuyến chuẩn; là cơ sở cho

hệ toạ độ quốc gia.

Hình chiếu Mercator - được quy tỷ lệ dọc theo hai đường thẳng song song cách nhau

đều đặn; được dùng cho các loạt bản đồ T-sheet và H-sheet của NOS (T-sheet là các bản đồ

không có ranh giới là các toạ độ ô vuông, được lập theo lãnh thổ tuỳ thuộc mục đích; còn H-

sheet = ?. ND).

Hình chiếu ngang Mercator – cơ bản là hình chiếu Mercator chuẩn được quay một góc

90 độ; dùng cho các bản đồ tỷ lệ lớn như các bản đồ toạ độ vuông kích thước 7,5’ của

USGS.

Tham khảo các phép chiếu trong sách của Ellis, 1978.

(d) Trước khi đường bờ được số hoá phải số hoá các điểm mốc tam giác cho mỗi bản đồ

đường bờ. Các điểm tam giác trắc đạc là các điểm kiểm tra, chúng rất quan trọng khi dùng

các bản đồ cũ hay dùng các bản đồ co các xuất xứ khác nhau (Shalowitz,1964). Các bản đồ

cũ có thể đã dùng các hệ toạ độ đặt sai vị trí. Trường hợp không có thông tin đầy đủ về hệ

toạ độ hay các mốc trắc đạc thì không nên dùng các bản đồ này vào mục đích tìm kiếm dữ

liệu định lượng. Nguồn thông tin hữu ích về hệ tam giác trắc đạc Mỹ là Datum Differences

(USC& GS, 1985).

(e) Có thể loại trừ sự méo lệch do vật liệu vẽ bản đồ bằng sử dụng các bản đồ được vẽ

trên các vật liệu bền vững như các bản đồ T-sheet và H-sheet của NOS. Số lớn bản đồ dự án

của USACE được vẽ trên phim nhựa Mylar. Một bản đồ gốc hay một bản đồ Mylar chất

lượng cao phải được dùng để đối chiếu với các bản đồ có các đường đen hay đường xanh

hoặc các bản đồ vẽ trên giấy. Tuy nhiên, nếu dùng các bản đồ vẽ trên giấy thì độ méo lệch

do co rút, trương nở là đáng kể, lúc đó có thể dùng bộ số hoá (digitizer setup) để sửa sai

bằng cách phân bố đều sai số trên toàn bộ bản đồ. Ngaòi ra, có thể dùng rubber-sheeting và

các chương trình bình phương nhỏ nhất thích hợp cho máy tính để xác định một vài điểm

kiểm tra và chỉnh lý một vài lỗi méo lệch tới mức có thể làm được. Độ méo lệch do các

phương pháp quang học in bản đồ cũng có thể điều chỉnh được bằng cách đưa toàn bộ bản

đồ về tỷ lệ 1:1.

(4) Những hướng dẫn chung về số hoá bản đồ. Các phương pháp in bản đồ và sử

dụng bản đồ cũng phải phù hợp với dự án và tổ chức. Các chỉ dẫn số hoá bản đồ đường

bờ gồm :

(a) Tất cả các bản đồ được số hoá từ bản đồ vẽ trên vật liệu bền chắc. Nếu có thể được

nên dùng các bản đồ loại T-sheet và H-sheet của NOS vẽ trên phim nhựa Mylar hoặc trên

giấy bromua, nếu không dùng loại Mylar. Các đường bờ được vẽ từ ảnh hàng không đã

chỉnh lí sẽ được vẽ trên phim nhựa acetate hoặc được số hoá từ đó.

(b) Để ngăn ngừa tờ bản đồ khỏi bị cong vênh hay nhăn nhúm hãy bảo quản chúng ở tư

thế nằm ngang hay thẳng đứng. Các bản đồ vẽ trên giấy bromua mà được cất trong ống bản

đồ phải được trải phẳng vài ngày trước khi số hoá.

(c) Khi gắn một tấm bản đồ lên bàn của bộ số hoá thì phần bản đồ được số hoá phải

luôn luôn giữ cho thật phẳng. Bất kỳ một nếp nhăn hay nếp gấp nào cũng đều gây lỗi định

vị. Phải dùng băng dính chất lượng cao để gắn bản đồ lên bàn bộ số hoá.

(d) Phải dùng những dụng cụ chất lượng cao để vẽ chính xác sự biến đổi đường bờ. Nên

dùng các bộ cài số con chạy có độ chính xác 0,1 mm. Đại lượng này tương đương 1m trên

thực tế đối với bản đồ 1:10.000. Đẩu ruồi bút phải nhỏ hơn bề dày của đường ta đang số hoá.

Bề rộng của đầu ruồi bút của một con chạy có độ chính xác cao thường là khoảng 0,1mm.

(e) Khi cài số hãy dùng tay đặt điểm dữ liệu và coi đó như điểm đầu dòng dữ liệu vào.

Dòng dữ liệu vào sẽ đặt các điểm ở những khoảng cách đều đặn khi người dùng lướt theo

đường vẽ đang số hoá. Cách thức này sẽ cho ta một đường vẽ rất đồng điệu và mềm mại.

Tuy vậy, nó lại có thể bỏ sót một vài chỗ uốn khúc, điểm ngoặt nếu như ta định khoảng cách

giữa các điểm quá lớn; cũng tương tự như vậy, nếu ta đặt khoảng cách quá nhỏ, tức là mật

độ điểm sẽ dày đặc, và vậy là file dữ liệu sẽ rất lớn, gây khó khăn cho bảo quản và thể hiện

sau này. Ngoài ra, nếu kỹ thuật viên bị trượt tay thì dòng dữ liệu cũng theo đó mà cho các dữ

liệu vị trí sai lệch.. Sửa lỗi này rất khó và tốn thời gian. Cách cài số thủ công cho phép định

khoảng cách giữa các điểm khác nhau tuỳ ý, do đó có thể thể hiện đường bờ uyển chuyển,

phản ảnh mọi chi tiết đường bờ.

(f) Mép phía biển của mức nước cao và tâm của điểm phát âm thanh khi đo độ sâu bằng

sóng âm phải được dùng như các điểm quy chiếu để nạp dữ liệu.

(5) Những sai số tiềm tàng

Điều quan trọng là phải sử dụng các quy trình một cách cẩn thận tối đa để nạp dữ liệu

bản đồ. Tuy nhiên, một vấn đề dù có lưu ý đến mấy cũng có thể xảy ra sai sót. Những sai sót

này có thể thuộc hai loại. Độ chính xác (accuracy) hiểu là mức độ tương hợp giữa giá trị ta

đo được so với chuẩn mực đã biết.Trong đo vẽ bản đồ ta hiều là một vị trí trên bản đồ được

thể hiện đúng đến mức nào so với vị trí thực tế trên lãnh thổ. Độ lặp lại (precision) là một

mặt khác, được hiểu là số đo trên bản đồ hay ảnh hàng không có thể lặp lại trên thực tế đúng

đến mức nào. Bảng 5.13 liệt kê các yếu tố tác động đến độ lớn của sai số do xuất xứ dữ liệu

và do kỹ thuật đo lường. Cả hai loại sai số phải được đánh giá để xác định mức độ những

biến đổi do tính toán so với những sai số bẩm sinh. Dưới đây đề cập các yếu tố này : nguồn

dữ liệu, quy trình vận hành và những hạn chế của thiết bị.

(6) Các nguồn bản đồ

(a) Các số đo đường bờ theo bản đồ cũ cũng chỉ có mức độ tin tưởng như chính bản đồ

gốc. Độ chính xác phụ thuộc các tiêu chuẩn mà mỗi bản đồ gốc đã tuân thủ khi thành lập và

những biến đổi có thể xảy ra với bản đồ đó từ khi nó được xuất bản lần đầu tiên. Các khảo

sát trên bộ và bằng máy bay có thể cung cấp những dữ liệu để vẽ bản đồ đường bờ. Đối với

các tờ bản đồ T-sheet và H-sheet ở tỷ lệ 1:10.000, tiêu chuẩn quốc gia cho phép sai số 8,5m

đối với điểm cố định (tới sai số 10,2mm ở tỷ lệ 1:20.000). Song, vị trí của những điểm này

thực tế là có thể chính xác hơn (Shalowitz, 1964; Crowell, Leatherman, và Buckley, 1991).

Các điểm không bền vững được định vị ít chính xác hơn; Tuy nhiên những đặc điểm địa

hình quan trọng đối với an toàn hàng hải thì phải có độ chính xác cao hơn so với tiêu chuẩn

quốc gia (Ellis, 1978). Đường bờ được vẽ với độ chính xác 0,5m (theo tỷ lệ bản đồ) so với vị

trí thực, ở bản đồ 1:10.000 nó tương đương 5m trên thực tế.

(b) Những sai số tiềm tàng liên quan thiết bị khảo sát thực địa và đo vẽ bản đồ đường

bờ ở mức nước cao được Shalowitz (1964) đề cập như sau :

Với các phương pháp đang dùng hiện nay và giả định có sự kiểm tra bình thường, hiện

nay có thể đo khoảng cách với độ chính xác đến 1m (Báo cáo hàng năm của Cục trắc địa và

Quản lý bờ Hoa Kỳ, 192,1880), trong khi bàn đạc chỉ có thể xác định chính xác từ 2 đến 3m.

Do vậy, phải cộng thêm sai số do xác định sai mức trung bình nước cao thực tế, nó có thể

vào khoảng 3-4m. Do đó có thể giả định rằn ngấn nước cao được xác định trong các tài liệu

đo vẽ trước đây có thể có sai số tối đa đến 10m. Đó là độ chính xác của các điểm cọc mốc

thực tế cắm dọc bờ trong đó không tính đến sai số vẽ sơ đồ các điểm này. Lỗi vẽ sơ đồ các

điểm này đôi khi có thể tới 10m, đặc biệt là khi các điểm đánh dấu có kích thước nhỏ bé mà

người đứng máy khi đo đạc không nhìn thấy. Độ chính xác của đường mức nước cao ở các

tài liệu đo vẽ địa hình trước đây phụ thuộc một tập hợp các yếu tố, không kể lỗi chủ quan

của người đo. Song, không thể cho phép có lỗi lớn. Phải thường xuyên dùng mạng tam giác

trắc địa để kiểm tra độ chính xác chung của công việc.

Bảng 5-13: Những yếu tố gây sai số do nguồn dữ liệu bản đồ

Về độ chính xác (accuracy)

Bản đố, Sơ đồ Trắc đạc thực địa

và ảnh hàng không

Về độ lặp lại (precision)

Tỷ lệ

Vị trí, chất lượng và

khối lượng các điểm kiểm tra

Chú thích ngấn nước cao

Đại lượng đo ngang

Co / giãn

Bề dày nét vẽ

Phép chiếu bản đồ

Mặt elipsoit

Chuẩn ấn loát

Lý giải mức nước cao

Các chuẩn khảo sát thực địa

Các chuẩn trắc địa ảnh

Độ nghiêng cánh và dốc đầu của

máy bay

Thay đổi độ cao đường bay

Đặc điểm địa hình

Bản in trên phim so với bản in

tiếp súc

Thiết bị để số hoá

Sự tương thích dữ liệu tạm thời.

Sự tương thích của vật liệu

Người vận hành tương thích

(c) Ngoài những hạn chế của công tác khảo sát được Shalowitz (1964) nêu trên, bề dày

nét vẽ và các lỗi đồ hoạ (liên quan việc định vị trí các điểm kiểm tra trên bản đồ) cũng cần

đánh giá để xác định sai số tiềm ẩn ngay trong thông tin gốc. Mặc dù có thể lập luận rằng

công tác trắc địa tiến hành sau năm 1900 có chất lượng cao hơn những trắc đạc đầu tiên vào

những năm 1840, nên không thể định lượng được độ sai lệch tuyệt đối. Do vậy, có thể coi

những thông số kể trên đây là như nhau đối với tất các bản đồ trước đây và đó cũng là mức

đánh giá khiêm tốn cho những sai số tiềm tàng. Đối với loạt bản đồ T-sheet xuất bản trong

những năm 1840 / 70 và 1924, bộ số hoá đã xác định được tỷ lệ độ lệch trung bình là 0.02,

hay 4m trên bản đồ 1:20.000. Bề dày của nét vẽ trong lần xuất bản đầu tiên và tái bản bằng

phương pháp in quang học thường không lớn hơn 0,3mm, hoặc 6m trên mặt đất cũng ở tỷ lệ

trên.

(d) Luận giải đường bờ ở mức nước cao là việc đầu tiên phải làm khi tiến hành trắc đạc

hàng không. Xác định đường bờ bằng viễn thám có thể có sai số tiềm ẩn lớn hơn so với đo

vẽ trên mặt đất và phát hiện những sai số này là chức năng của công tác kiểm tra địa chất và

khảo sát bờ. Dolan et al. (1980) chỉ rằng mức trung bình nước cao biến động trong chu kỳ

thuỷ triều vào khoảng 1-2m dọc bờ biển Đại tây dương. Tuy nhiên, việc xác định đường bờ

nhiều khi không dễ dàng vì các điều kiện ở hiện trường, kiến thức người thực hiện và chất

lượng ảnh. Mặc dù không biết chính xác độ lớn của sai số định vị đường bờ ở mức nước cao,

song ở những vùng bờ thoải và biên độ triều lớn (như ở các đảo ngoài biển, ở Georgia, nam

Carolina) thì độ dịch chuyển ngang có thể rất lớn trong khi chỉ cần mức nước dâng lên chút

ít.

(e) Đối với các tờ H-sheet, công tác đo vẽ địa hình miền bờ được thực hiện trước khi

đo độ sâu. Các điểm kiểm tra đã được bố trí dọc bờ, được dùng để định vị các tàu khảo sát

ngoài khơi. Do các tam giác trắc đạc đặt trên đất liền nên việc định vị tàu biển nhờ vào các

khoảng cách và các góc từ các tam giác này, sẽ trở nên kém chính xác khi nó đi ra khơi. Khi

tàu ra khỏi tầm nhìn từ mốc tam giác trắc địa, việc định vị tàu được thực hiện bằng phép

đoán định ( by dead rekoning). Do đó các vị trí nằm ngang của đường bờ trên một số tờ H-

sheet có thể là đáng nghi.

(7) Những hạn chế của bộ chuyển số (digitizer)

Một nguồn sai số khác nữa là độ chính xác và độ lặp lại của thiết bị và người vận hành.

Như đã nói trước đây, độ chính xác tuyệt đối (độ chính xác và độ lặp lại) của bàn cài số

dùng ở đây là 0,1mm. Hơn nữa, độ lặp lại mà người vận hành có thể thực hiện được bằng

mắt thường và có thể di chuyển con chạy dọc theo nét vẽ có thể dẫn đến sai số còn lớn hơn.

Cần có ba lần đo để so sánh và đánh giá độ lớn của sai sót thuộc người vận hành.

(8) Phân tích dữ liệu biến đổi đường bờ

(a) Trong nhiều trường hợp, người ta thu thập một cặp dữ liệu (data pairs) vị trí đường

bờ với một hệ trục trọng tài. Việc đối chiếu những cặp dữ liệu này dùng để tính giá trị trung

bình của sự di chuyển đường bờ, cũng như sự biến thiên tốc độ và hướng di chuyển này, và

cả đại lượng di chuyển thực tối đa (Anders, Reed và Meisburger, 1990). Nói chung, đường

bờ được chia thành nhiều đoạn dựa trên hướng tổng thể của đoạn đó như H.5.27. Đường cơ

sở phải được lựa chọn sao cho từng đoạn đó phải song song với đường bờ. Thông thường

người ta dùng hệ toạ độ chuẩn Cartesian áp dụng cho từng đoạn với hướng dương của trục x

thường là hướng từ bắc xuống nam và hướng dương của trục y hướng thẳng góc ra biển. Cặp

dữ liệu chung cuộc bao gồm các giá trị x và y, chúng là những đường cắt ngang và thẳng

góc.

(b) Những số thống kê nguyên thuỷ thường được dùng để tính toán biến đổi đường bờ.

Đó là số đo trung bình, độ lệch chuẩn của số đo và độ di chuyển tối đa của đường bờ.

Số đo trung bình (sample mean) được định nghĩa là số đo hướng của đường đi qua tâm của

một tập hợp các điểm đo và được thể hiện như sau :

Đó là số đo trung bình, độ lệch chuẩn của số đo và độ di chuyển tối đa của đường bờ.

Số đo trung bình (sample mean) được định nghĩa là số đo hướng của đường đi qua tâm của

một tập hợp các điểm đo và được thể hiện như sau :

n

x

x

n

ii

1 (5.1)

khi xi - các số đo từ i = 1 đến n và

n - tổng số điểm đo. Độ lệch chuẩn của số đo s là đại lượng mà số đo biến động

so với giá trị trung bình.

1

)(1

2

n

xx

s

n

ii

(5.2)

Độ dịch chuyển tối đa của đường bờ là hiệu số giữa hai số đo vị trí xa nhất trong bờ và

xa nhất ngoài khơi. Đó cũng là những điểm đầu mút của tập dữ liệu biến đổi đường bờ. Xác

định phạm vi đường bờ di chuyển xa nhất là rất cần cho các dự án bồi đắp bờ.

(c) Việc đối chiếu tốc độ biến đổi đường bờ tính toán được thường được tiến hành theo

nhóm gộp chung lại theo từng thời kỳ nhất định hoặc theo từng đoạn bờ (chẳng hạn như theo

đặc điểm địa hình). H 5.28 là một thí dụ cá biệt thể hiện hướng không gian của đường bờ

(Bắc New Jersey) nơi đường bờ là một phần của phức hợp doi chắn bao gồm đoạn doi hợp

phần hoạt động (đoạn cánh cung doi từ New Jersey đến Sea Bright), đoạn quần đảo chắn (từ

Sea Bright đến Monmouth Beach) và đoạn mũi đất (từ Monmouth Beach đến lạch triều

Shark River) (Gorman và Reed, 1989).

Hình 5-27: Đường bờ được phân chia thành nhiều đoạn dọc theo hướng của chúng

Hình 5-28: Hướng phát triển chung của đường bờ khác nhau trong không gian, vùng bờ New Jersey,

hướng bắc

(9) Luận giải về sự biến đổi đường bờ

(a) Các dữ liệu đường bờ trước đây được coi là nguồn dữ liệu gốc để định lượng tốc độ

xói mòn và bồi lấp. Các nhà khoa học và công trình sư ven bờ và các nhà lập kế hoạch

thường dùng những thông tin này để tính tốc độ chuyển dịch đường bờ phục vụ các dự án

bảo vệ bờ, đánh giá tốc độ bờ lấn vào đất liền để bảo vệ, đánh giá khối lượng và hướng vận

tải trầm tích, kiểm soát tác động của công trình xây dựng đối với bờ, xem xét biến đổi địa

mạo trong đới ven bờ, xác lập đường ngăn chặn xói mòn bờ và kiểm tra mô hình số biến đổi

bờ.

(b) Bảng 5.14 liệt kê các công trình nghiên cứu có liên quan đã công bố. Những công

trình này xác định định tính sự di chuyển đường bờ ở những địa điểm trọng yếu ở Mỹ.

Thông thường đường bờ được chia thành từng khu vực dựa vào đặc điểm địa mạo và hoạt

động của con mgười. Một tiêu chí khác được dùng là xác định các điểm cuối của đoạn

đường bờ ở nơi mà không có hoặc đo không thấy có biến đổi thực. Gần đây Byrnes và

Hiland (1994) sử dụng phương pháp chia khối để xác định hướng không gian của đường bờ

căn cứ vào những khu vực biến đổi hướng giống nhau để tạo ra những đoạn bờ có độ dài

khác nhau.

f. Profin của bờ và miền gần bờ

(1) Những vấn dề cơ bản

Việc đánh giá các profin được lập một cách liên tục và lặp lại nhiều lần ở bờ hoặc gần

bờ đã xác định được toàn bộ khuôn khổ của profin hoạt động và vẽ ra bức tranh đầy đủ về

phản ứng của profin đối với các quá trìng ven bờ. Bởi lẽ bão là tác nhân quan trọng trong

các quá trình trầm tích ở đới ven bờ, cho nên điều quan trọng là phải tìm hiểu profin biến đổi

như thế nào sau mỗi trận bão lớn. cần thu thập dữ liệu thực tế thật sớm ở mức có thể được

ngay sau bão và so sánh những profin này với những profin sát trước cơn bão sẽ cho ta một

đánh giá định lượng sự bào mòn và bồi đắp cũng như khối lượng của những biến đổi vừa

xảy ra.

(2) Tiêu chuẩn về độ chính xác

(a) Độ phân giải theo chiều cao của một profin ở một dự án tiêu chuẩn được đánh giá là

vào khoảng 0,012m cho một biên độ lớn nhất.

(b) Như mô tả ở phần 5.3 một thuỷ vực thường được khảo sát bằng xe trượt biển do một

thuyền kéo trên mặt nước từ độ cao chừng +1,5m đến điểm kết thúc Điều này sẽ dẫn tới sự

chồng gối giữa các khảo sát dựa theo cọc tiêu trên đất liền với các khảo sát trên xe trượt biển

để bảo đảm rằng hai hệ thống này đều đo độ cao theo cùng một mốc quy chiếu. Nếu khảo sát

biển được thực hiện bằng máy dò hồi âm đặt trên thuyền thì không thể chồng lắp ghép được

với bản đồ trắc đạc bằng phương pháp cọc tiêu.

(c) Đối chiếu các hệ thống trắc đạc bằng xe trượt biển /Zeiss với các hệ trắc đạc bằng

máy dò bằng tiếng hồi âm cho thấy khảo sát bằng xe trượt biển có độ chính xác cao hơn cho

cả hai chiều đứng và ngang (Clausner, Birkemeier, và Clark, 1986). Khảo sát bằng máy dò

hồi âm bị hạn chế bởi bản tính không trực tiếp (mà nhờ vào âm thanh) của việc đo đạc độ

sâu, bởi ảnh hưởng của sự biến đổi mực nước và của sự di chuyển của thuyền, và phương

pháp này cũng không thể áp dụng được ở đới sóng nhào. Tóm lại, khảo sát bằng xe trượt có

ưu việt về chất lượng, song, sự vận hành thì có nhiều trắc trở.

(d) Tất cả các khảo sát profin đều phải quy chiếu vào cùng một độ cao. Điều này sẽ trở

thành khó khăn nếu gặp phải trường hợp khi các khảo sát có sử dụng phương pháp máy dò

có hồi âm lại do nhiều nhà thầu /cơ quan tiến hành trong nhiều thời điểm khác nhau (H.

5.29). Phải đặc biệt cần mẫn trong việc ghi chép tại thực địa các dữ liệu, chỉnh lý, phân độ

cho thiết bị và các thong tin khác cần thiết để sau này có thể rút gọn dữ liệu được.

Bảng 5-14: Một số công trình nghiên cứu chọn lọc về di chuyển đường bờ

Tác giả Vị trí Phương pháp

Byrnes và Hiland, 1994

Gorman và Reed, 1989

Anders, Reed, và

Meisburger, 1990

McBride et al. 1991

Morton, 1979

Everts, Battley, và Gibson,

1983

Leatherman, 1984

Các đảo Cumberland- Amelia,

Georgia/ Florida

Bắc New Jersey

Nam Carolina

Lousiana

Texas

Mũi Henry-Mũi Hatteras

Maryland

Quy chiếu với GPS

Vẽ bản đồ (cartographic techniques),

chồng ghép bản đồ.

Vẽ bản đồ (cartographic techniques),

chồng ghép bản đồ.

Quy chiếu với GPS

Chồng ghép bản đồ.

Chồng ghép bản đồ.

Vẽ bản đồ bằng thước đo (metric

mapping).

Hình 5-29: Ví dụ về sự dịch chuyển giữa hai mặt cắt khảo sát theo hai nguồn số liệu khác nhau

(3) Các phương pháp phân tích

(a) Bằng việc phân tích profin sẽ phát hiện được sự biến thiên mô hình độ cao mặt cắt

ngang của bờ và sự biến đổi về khối lượng trầm tích xảy ra dọc theo profin. Bằng đối chiếu

các profin có thể phát hiện phản ứng của profin biến đổi dọc bờ như thế nào. Bằng chương

trình kiểm soát dài hạn có thể phát hiện sự biến thiên theo mùa và tác động của bão đối với

các profin.

(b) Dữ liệu profin được lập tại thực địa phải được xử lý trong phòng thí nghiệm bằng sử

dụng bộ chương trình máy tính. Trong chương trình rút gọn khảo sát tương hỗ (ISRP

=Interactive Survey Reduction Program) của CERC người ta vẽ và đối sánh các profin theo

không gian và thời gian (Birkemeier,1984). Với chương trình này người ta vẽ đồ thị theo các

tập dữ liệu thực địa ở các tỷ lệ khác nhau và phóng đại theo chiều thẳng đứng tính từ đường

cơ sở (X) và độ cao (Y). Một số lượng profin không giới hạn có thể được vẽ trên cùng một

trục để so sánh sự biến đổi và xác định các khuôn khổ của profin và các vùng điểm kết thúc.

Loại phân tích rất phổ biến là sử dụng các profin theo thời gian liên tục để so sánh hình thái

và khối lượng của các biến đổi. Bộ Chương trình Hình thái bờ và bộ Chương trình Phân tích

của CERC có nhiều công cụ phân tích, bao gồm cả phương pháp tạo dựng các profin tổng

hợp (Sommerfeld et al.,1994).

(c) Độ cao của các địa hình đặc biệt có trong các profin thường được quy chiếu về

NGVD (NGVD = ? không luận được là gì. Chắc là mức nước biển quy ước nào đó ND).

hoặc về một mốc đã biết khác, được xác định cho từnh dự án cụ thể. Tất cả các khoảng cách

trên mặt bằng phải được đo tính từ đường cơ sở chỉ định, tốt nhất là một vị trí nằm phía sau

cồn cát nguyên thuỷ để đảm bảo an toàn (tức là cồn cát chịu đựng được những trận bão lớn).

Các tính toán khối lượng có thể được tính từ đường cơ sở kéo ra khơi một khoảng cách như

nhau (thường là profin ngắn nhất) để chuẩn hoá (normalize) khối lượng giữa các thời điểm

khảo sát. Việc tính toán khối lượng của profin phải dựa trên giá trị khoảng cách nhỏ nhất.

Khoảng cách khảo sát ở ngoài khơi thường có độ dài biến thiên tuỳ thuộc điều kiện sóng tại

thời điểm khảo sát bằng xe trượt.

(4) Ứng dụng của khảo sát profin

(a) Khái quát. Việc luận giải phản ứng của bờ đối với các quá trình ven bờ phải được

thực hiện thông qua đối chiếu các tập profin bờ về mặt hình học cũng như khối lượng. Nếu

tập hợp profin bao trùm một thời gian dài thì có thể rút ra thông tin về sự tiến hóa đường bờ

cả theo chiều dọc và chiều ngang bờ (tức là các cồn cát so với các đê biển, vị trí của sống bờ

thềm, và độ sâu điểm kết thúc). Từ các dữ liệu profin có thể xác định được một vài thông số

bờ, như bề rộng phần bờ lộ trên mặt đất, vị trí và độ sâu của doi cát phía sau, và độ dốc của

bờ và sườn dốc của profin gần bờ. So sánh giữa các profin kế tiếp nhau có thể xác định định

lượng sự biến đổi vị trí đường bờ, sự biến đổi khôi lượng, và phản ứng của profin theo mùa.

Hàng loạt công trình nghiên cứu (Hands, 1976; Wright và Short, 1983) đã phát hiện tính

biến đổi có chu kỳ của địa hình bờ để ứng phó với sự biến đổi theo mùa của gió và chế độ

sóng địa phương. Ngoài những ứng dụng thông thường, còn có thể sử dụng các khảo sát

profin để xác định những biến đổi do những biến cố nhất thời, ngắn hạn (Chiu, 1977; Savage

và Birkemeier, 1987).

(b) Các số đo tuyến tính. Có thể dùng các thông số được lựa chọn để xác định các đặc

điểm địa hình theo chiều cắt ngang bờ. Cũng có thể sử dụng vị trí chung và ranh giới của các

chi tiết địa hình ở bờ và đới gần bờ để tính các đặc trưng tuyến tính của profin như trình bày

ở H.5.30.

Thông số bờ biến thiên mạnh nhất là chiều rộng bờ, nó thường được đo giữa chân của

cồn cát đến mức trung bình nước thấp.

Độ dốc của bờ được tính từ chân của cồn cát đến mức trung bình nước thấp.

Đới tính từ mức trung bình nước thấp ra ngoài khơi đến chỗ kết thúc sườn bờ gần

(nearshore slope break) được gọi là sườn bờ gần.

Những biến đổi vị trí dọc bờ của các doi phía sau (inner bars) được coi là dấu hiệu tốt

để xác định độ cao sóng đánh ở đới sóng nhào (surf zone breaker height) và sườn của đáy

biển (bottom slope). Vị trí của doi phía sau được tính từ mốc 0.0 NGVD đến sống của

doi.Tuy nhiên, khoảng cách này luôn luôn thay đổi vì có sự xê dịch của các doi và dải cát và

của các địa hình khe máng dọc theo bờ thấp (lower beach).

Hình 5-30: Đặc điểm địa hình bờ biển và đới ven bờ được dùng để tỉnh khoảng cáchá trong mặt cắt

(c) Phân tích khối lượng trầm tích. Phân tích khối lượng trầm tích dựa theo các tập dữ

liệu quan trắc profin lâu dài sẽ cho ta thông tin về sự biến đổi khối lượng trầm tích theo

không gian và thời gian dưới tác động của các quá trình rửa trôi, bão và sự tiến hoá của các

doi ở bờ gần. Có thể sử dụng các chương trình máy tính như của ISRP để xác định định

lượng sự biến đổi hình dáng của profin và khối lượng trầm tích nhận được và mất đi giữa hai

hoặc nhiều đợt khảo sát (Birkemeier,1984). H.5.31 nêu thí dụ phân tích khối lượng được

thực hiện trong dự án bồi đắp bờ ở Ocean City, Maryland. Dựa vào khối lượng tính toán

được có thể xác lập lịch sử bồi đắp bờ cũng như sự hiệu chỉnh về sau. Phản ứng tiêu bảng

này của profin cho thấy mức độ bào mòn phần bờ lộ khỏi mặt nước ở bên trên mức NGVD,

và độ bồi đắp phần bờ gần sau khi thực hiện dự án bồi đắp và khi bề mặt bờ đã điều chỉnh để

đạt được một profin cân bằng mới.

(d) Sự biến đổi theo mùa. Các profin bờ bào mòn mùa đông thường đặc trưng bởi phần

bờ trước (foreshore) có bề mặt lõm xuống và có một hệ thống doi/máng khá phát triển ở

miền bờ gần (nearshore). Trong điều kiện thời tiết mùa hè êm lặng các doi dịch chuyển về

đất liền và nối liền với miền bờ trước để tạo ra một bậc thềm rộng hơn với các doi thấp hơn

và máng nông hơn ở ngoài khơi. Phản ứng của profin với những biến đổi chu kỳ theo mùa là

phụ thuộc tần suất và cường độ bão. Để xác định khuôn khổ chung của profin cần có dữ liệu

ít nhất của một năm. H.4.29 trình bày khuôn khổ profin ở East Coast với các đặc trưng mùa

đông – mùa hè của nó. Do ở đây có sóng bão suốt mùa đông, các bậc thềm và cồn cát của nó

thường bị thoái lui; Tuy nhiên, ở nhiều nơi cát lại được bồi đắp trở lại vào mùa hè vì có trầm

tích được vận tải vào bờ và dọc theo bờ. Vào các tháng giao thời giữa hai mùa đông -hạ có

sự trao đổi trầm tích mạnh mẽ xảy ra dọc theo hệ thống các dãy gò cát và các máng nước rõ

nét (H. 3.21). Các bờ ở Hồ Lớn cũng mang hình dáng địa hình hè /đông như trên và thường

đặc trưng bởi sự chuyển dịch mạnh của các doi (H.4.30). Đôi chỗ ở Hồ Lớn có các lớp cát di

động, chúng thường rất mỏng và không thể xác định được sự biến đổi hình dáng theo mùa

của chúng (H.5.32).

Hình 5-31: Kết qủa phân tích của dự án bồi đắp bãi biển của Ocean City, MD. Hình vẽ trên biểu diễn mặt

cắt bãi biển trước khi được bồi tụ và cho thấy một khối lượng cát lớn đã bồi tụ bờ biển vào mùa hè 1988.

Hình dưới cho thấy qúa trình xói mòn ở chân bờ trong trận bão đầu năm 1989. Các vật liệu xói mòn được

đưa ra biển tới vùng nước sâu 400-900ft theo mốc trắc địa

Hình 5-32: Mặt cắt vùng bờ St. Joseph, Michigan. Bậc thềm nằm ngang ngoài khơi có chiều dài từ 1000 –

2500 ft, đó là bề mặt được bao phủ bởi trầm tích biển. Phần lớn các vật liệu trên sườn bờ ngầm di chuyển

trong giới hạn lục địa của thềm trầm tích biển mặc dù vậy, trên các lớp trầm tích biển ngoài khơi đôi khi

vẫn quan sát thấy những lớp cát mỏng có nguồn gốc lục địa

g. Các dữ liệu độ sâu

(1) Mở đầu

Phân tích và đánh giá dữ liệu địa hình và độ sâu là rất thiết yếu đối với nhiều công trình

nghiên cứu xây dựng và địa chất ven bờ. Khi tậpp hợp các kết quả khảo sát độ sâu ở một

miền bờ, người nghiên cứu thường đối đầu với một khối lượng lớn dữ liệu cần được sàng

lọc, kiểm tra sai sót, quy đồng tỷ lệ và đối chiếu chúng từng năm với nhau, hoặc từng đợt

khảo sát với nhau để phát hiện những biến đổi địa hình mặt đáy. Phần này sẽ đề cập ba khía

cạnh lớn trong việc phân tích dữ liệu địa lí.

Xử lý dữ liệu độ sâu bằng các phần mềm vẽ bản đồ.

Ứng dụng và thể hiện các kết quả đã qua xử lý.

Phân tích sai số.

(2) Xử lý dữ liệu độ sâu - chuẩn bị và nạp dữ liệu

(a) Phần lớn các dữ liệu độ sâu có trước đây thường ở dạng các bản đồ in trên giấy với

các số đo độ sâu được in hoặc ở dạng ghi chú viết tay (H. 5.33). Những dữ liệu này đôi khi

có ở dạng băng từ, song thường là các nhà nghiên cứu phải số hoá các bản đồ để có thể áp

dụng các phương pháp xử lý và vẽ bằng máy tính. Nếu chỉ xem xét một số ít vùng thì chúng

rất thích hợp để vẽ bản đồ đẳng sâu bằng tay. Điểm yếu của phương pháp vẽ tay là tính chủ

quan. Vì vậy, người vẽ phải hết sức có trách nhiệm để giảm thiểu những ảnh hưởng của

phong cách vẽ và của các phương pháp làm mềm hoá các biến đổi địa hình.

(b) Để có thể thao tác được với các dữ liệu 3 chiều ( x, y và z ), bảng thị và vẽ chúng ở

các tỷ lệ khác nhau và so sánh các tập dữ liệu khác nhau, cần sử dụng một trong các chương

trình vẽ bản đồ có bán sẵn như Hệ vẽ đường đồng mức -3 (CPS-3) hoặc Golden Software

Surfer của Công ty GeoQuest. Phải có đào tạo cơ bản mới sử dụng được những công cụ này

cần, song đó là những công cụ phân tích có hiệu quả.

(c) Những dữ liệu thô dùng cho các chương trình máy tính vẽ bản đồ bao gồm các dữ

liệu ở dạng các toạ độ x – y – z. Như đã nói trước đây, nếu dữ liệu được rút ra từ các bản đồ

cũ thì chúng phải được quy về đơn vị đo chung, phép chiếu và hệ toạ độ chung. Đối với

những file dữ liệu nhỏ, nên đánh giá trực tiếp bằng mắt để phát hiện ngay những sai sót rõ

ràng. Vì đây là một công việc tốn sức,có khi phải xem xét dữ liệu của hàng ngàn điểm, cho

nên cần viết một chương trình đơn giản để kiểm tra dữ liệu thô. Thí dụ, nếu tất cả giá trị độ

sâu ở một vùng được dự đoán là +2,0 và -12,0m thì chương trình có thể loại bỏ những độ sâu

ngoài giới hạn này. Khi gặp vấn đề nghi vấn như thế này, người phân tích phải xác định

được đây là dữ liệu sai hay là dữ liệu thực nhưng dị thường. Các điểm x và y thường phải là

các toạ độ Cartesian.

(3) Các thao tác chia lưới

(a) Phân chia lưới là một quá trình toán học trong đó một bề mặt liên tục được xem xét

tính toán từ một tập các dữ liệu toạ độ x, y, z, phân bố một cách ngẫu nhiên. Kết quả là một

cấu trúc dữ liệu (thường là mặt phẳng) được gọi là lưới. Nhớ rằng lưới là một cấu trúc nhân

tạo. Nó dựa trên dữ liệu gốc, nhưng các điểm của lưới là không tương ứng với các điểm trắc

đạc gốc (H.5.34 và H.5.35). Bởi lẽ lưới là một mặt phẳng được mô hình hoá, nên độ tin cậy

của lưới ảnh hưởng trực tiếp đến chất lượng của các kết quả thu được dựa trên lưới này hay

trên so sánh với các lưới xây dựng trên các tập dữ liệu khác. Phải tính toán lưới trước khi bắt

đầu các thao tác khác như vẽ đường đồng mức (contouring) hay đối chiếu khối lượng. Ưu

việt của lưới là ở chỗ nó giúp chương trình máy tính xử lý bề mặt ở bất kỳ tỷ lệ hay có định

hướng vào. Thí dụ: có thể dựng profin cắt ngang qua kênh ngay cả khi tuyến khảo sát ban

đầu không chạy theo hướng này. Ngoài ra, còn có thể so sánh các profin lập ra theo các kết

quả của các đợt khảo sát tiến hành về sau này, cho dù hướng của các tuyến trong các cuộc

khảo sát này là khác nhau.

(b) Cần xem xét một số việc không liên quan việc tạo lưới. Đó là:

Lựa chọn algorithm để lập Xác định dữ liệu nhập vào (đầu vào)

Xác định phạm vi bao phủ của lưới

Xác định các thông số lưới

Xác định các yêu cầu của lưới

Tính toán lưới

Việc lựa chọn algorithm chia lưới có thể có tác động lớn đến diện dạng cuối cùng của

lưới. Các công ty phầm mềm có các algorithms riêng của mình và họ cho là siêu việt nhất.

Tuy vậy, nhiều khi kiểu loại dữ liệu hay sự phân bố dữ liệu là những yếu tố quyết định lựa

chọn quy trình nào và cần có một vài lần thử, và ở giai đoạn đầu của dự án ắt là có lỗi. Bởi

lẽ, lưới tính toán được là một cấu trúc nhân tạo và việc đánh giá lưới nào tốt hơn là việc làm

hoàn toàn có tính chủ quan. Đối với địa hình trên mặt đất thì việc so sánh ảnh hàng không

chụp xiên với bản vẽ 3 chiều tạo ra do máy tính có cùng hướng kinh vĩ và góc xiên là rất có

lợi. Song đối với các địa hình đáy biển ngập nước thì nhà nghiên cứu không thể nói được

rằng địa hình này tốt hơn địa hình kia. Ngay cả việc so sánh một bề mặt đã được chia lưới

với một sơ đồ đã được vẽ đường đồng mức bằng tay cũng không thể được coi là một kiểm

nghiệm có giá trị vì việc vẽ bằng tay mang nặng tính chủ quan.

Hình 5-43: Các số liệu thủy văn từ bản đồ số hóa của vùng dự án Florida. Các đường chấm phân bố không

đồng đều trong toàn bộ vùng khảo sát là đặc trưng của phương pháp khảo sát bằng âm thanh

Hình 5-35: Lưới tính của mô hình CPS-3 dựa trên dữ liệu ở H.5-31. Các nút lưới được phân bố đồng đều

so với vị trí khảo sát. Các lưới đôi khi có thể là hình chữ nhật, không nhất thiết là hình vuông

(4) Thách thức cơ bản đối với một algorithm chia lưới là việc xác định độ sâu ở

những vùng ít dữ liệu

Quy trình có lẽ là phải cố tạo ra một bề mặt tương tự như của một vùng có dữ liệu.

Thực vậy, phương pháp này tương tự như việc đánh giá xu hướng mà người hoạ đồ áp dụng

khi vẽ các dữ liệu độ sâu bằng tay. Một thách thức khác nữa xảy ra với các khu vực phức

tạp, được trắc đạc dày đặc. Algorithm lúc này phải uốn lượn bề mặt theo rất nhiều điểm trắc

đạc, trong khi địa hình thực tế có thể là không mềm mại như vậy! Thí dụ, dọc theo các bờ

vách đá có thể có các cột đá nhô cao hẳn so với đáy bể vây quanh.

(a) Các algorithm chia lưới có:

Thuật toán hồi quy (convergent) (nhiều điểm ngắt) (phần mềm CPS-3)

Thuật toán bình phương nhỏ nhất với việc làm dịu nhẵn.

Thuật toán bình quân di động (Moring average)

Thuật toán xu hướng (Trend)

Thuật toán đa thức (Polynomial)

Thuật toán hồi quy nhiều khi xử lí rất tốt các dữ liệu độ sâu. Nó sử dụng các điểm nhiều

dữ liệu như những giá trị kiểm tra để tính giá trị ở các nút kề gần. Những giá trị này được xử

lý thêm bằng phương pháp lấy trọng số khoảng cách, nó làm cho các điểm ở gần nút có ảnh

hưởng mạnh hơn so với các điểm ở xa. Cần thực hiện một vài tương tác, lúc đầu là xử lý

nhiều điểm với các giá trị thoạt đầu là giá trị thô tiến dần đến các giá trị cuối cùng, số lượng

ít hơn và được quy vào các điểm gần nhất. Phương pháp bình phương nhỏ nhất tạo ra một

mặt phẳng thích hợp với một vài điểm ở gần nút. Một khi đã tính toán được mặt phẳng rồi

thì sẽ dễ dàng tính toán giá trị z ở điểm nút. Người đọc phải tham khảo thêm các sách hướng

dẫn về phần mềm để hiểu được những rối rắm trong việc sử dụng các algorithm này và các

algorithm khác nữa.

(b) Một thông số khác rất quan trọng phải được lựa chọn, đó là gia số chia lưới (the

gridding increment). Điều này đã được xác định một phần bằng thuật toán đã chọn và bằng

cả độ giãn cách dữ liệu (data spacing). Thí dụ: nếu tuyến khảo sát nằm cách xa thì không có

mấy lí do để xác định các nút có độ giãn cách nhỏ vì không có mấy tin tưởng rằng chúng có

thể tác động đến các nút nằm ở xa điểm khảo sát. Ngược lại, nếu dữ liệu nguyên thuỷ có độ

giãn cách nhỏ, các gia số x và y lớn sẽ làm cho bề mặt trở nên nhẵn phẳng một cách giả tạo

vì có quá nhiều điểm dữ liệu tác động đến mỗi điểm nút. Có một vài chương trình máy tính

có thể tự động tính gia số mà nhiều khi đem lại kết quả tốt.

(5) Ứng dụng và thể hiện dữ liệu đã chia lưới

(a) Vẽ đường đồng mức (contouring) là một trong những ứng dụng phổ biến của phần

mềm vẽ bản đồ (H.5.36). Nó không chỉ nhanh hơn vẽ bằng tay mà kết quả sẽ là đồng đều về

cách xử lí cho toàn khu vực và độ chính xác (độ lặp lại) là cao hơn hẳn.

(b) Sức mạnh của các chương trình vẽ bản đồ được chứng minh rõ rệt nhất khi phân tích

các công tác trắc đạc khác nhau. Nếu như có thể được, tất cả các tập dữ liệu khác nhau nên

được chia lưới bằng cùng một thuật toán với cùng các thông số như nhau để sao các kết quả

có thể đối chiếu được với nhau. Khó khăn nảy sinh là nếu các cuộc khảo sát trắc đạc trước

đây có tập dữ liệu thưa thớt so với các khảo sát về sau. Trong những trường hợp này, có lẽ

tốt nhất là nên chọn một lưới tối ưu cho mỗi tập dữ liệu. Một ứng dụng đơn giản là để vẽ

đường đồng mức thích hợp để thấy được sự phát triển theo thời gian của một địa hình chẳng

hạn như một bãi cạn (H.5.37). Sự tính toán các biến đổi khối lượng trầm tích theo thời gian

là một ứng dụng khác (H.5.38). Có thể bảng diễn bằng đồ thị sự phát triển của các bãi ngầm

hay sự đổi dòng của các con kênh.

(c) Dữ liệu khối lượng có thể được dùng để xác định tốc độ phát triển của địa hình,

chẳng hạn như bãi ngầm. Như một thí dụ, sử dụng tất cả 18 ô vuông có cạnh 1000ft ở

H.5.37, tổng khối lượng biến động ở lạch triều East Pass cắt qua bãi ngầm triều xuống trong

suốt các năm từ 1967 đến 1990 chỉ là 19% (H.5.39). Mặc dù bãi ngầm phát triển rõ ràng về

TN, tổng khối lượng gia tăng nhỏ bé này mach bảo rằng phần lớn cát có thể được đem đến

nhờ vào bào mòn các phần gần bờ của bãi ngầm. Ngược lại, khi vẽ sự biến đổi về khối lượng

của 9 ô được lựa chọn thì sự phát triển qua thời gian đó là 600%. Điều này nhấn mạnh rằng

các đại lượng bằng số có ý nghĩa biết bao, chẳng hạn như tốc độ phát triển phụ thuộc vào

biên giới của khu vực được tính toán. Người sử dụng những dữ liệu đã qua xử lý (dữ liệu bậc

hai) phải rất cẩn trọng!

(6) Phân tích sai số của việc nghiên cứu độ sâu bằng chia lưới

(a) Một câu hỏi quan trọng là người nghiên cứu có thể tin tưởng đến mức nào đối với

tốc độ phát triển được tính toán trên cơ sở các dữ liệu về độ sâu và địa hình? Đáng tiếc là

trước đây nhiều nhà nghiên cứu đã bỏ qua hoặc đã quen đánh giá cao khả năng là sai số về

doi cát có thể lớn hơn con số tính toán được, đặc biệt là khi các tính toán về khối lượng lại

dựa trên những dữ liệu có chất lượng nghi vấn.

(b) Phần này trình bày một phương pháp cơ bản có thể dùng để tính toán sai số khối

lượng trong điều kiện nếu có giá trị của chiều thẳng đứng (∆z) chính xác. Nếu không có giá

trị ∆z đối với một tập dữ liệu khảo sát nào đó, thì có thể sử dụng sai số chuẩn bằng ±0,5;

±1,0 hoặc ±1,5ft phụ thuộc vào cấp nhóm khảo sát (xem bảng 5.4). Đối với các cuộc khảo

sát ven bờ sát gần shore, phương pháp này giả định rằng sai số định vị (∆x và ∆y) là ngẫu

nhiên và không có ảnh hưởng đáng kể đến khối lượng so với khả năng có sai số có hệ thống

của các số đo độ sâu nước, điều chỉnh ảnh hưởng của triều và giản lược dữ liệu. Đối với các

khảo sát trước đây, sai số định vị có thể là lớn, cần có các phương pháp xử lí phức tạp hơn.

Độ tin cậy trong định vị các khảo sát điạ lí thuỷ văn được đề cập trong EM 1110-2-1003 và

NOAA (1976).

(c) Sai số về khối lượng giữa các cuộc khảo sát có thể được đánh giá bằng cách xác

định độ sâu trung bình ở mỗi ô vuông biến thiên như thế nào từ cuộc khảo sát này sang cuộc

khảo sát kia và sau đó tính toán mức biến đổi độ sâu trung bình cho tất cả các ô vuông. Sai

số cực đại hợp lẽ (SMH) bằng:

aveZ

Z

2

Thí dụ: Nếu ∆Z = 0,15 và ∆Zave = 1,0m thì sai số cực đại hợp lý bằng:

%3030.000.1

30.0

m

Nhớ rằng đây là dành cho nhóm khảo sát cấp 1; nhiều cuộc khảo sát ngoài khơi không

được tiến hành với các yêu cầu khắt khe này. Nếu ∆Z = 0,46 đối với nhóm 3 thì SMH ở thí

dụ trên sẽ là 91%. Trong những trường hợp này sẽ trở nên vô nghĩa khi nói rằng vùng này đã

biến đổi khối lượng tới ± 91%.

(d) Độ lớn của đa giác dùng để tính ∆Zave có thể ảnh hưởng đến SMH. Một đa giác có

kích thước lớn phủ một diện tích rộng chỉ có thể tính giá trị trung bình ∆Z bằng chừng 0,3 –

0,6m; Song, trên thực tế, độ sâu nước từ điểm này đến điểm kia ngay trong một đa giác cũng

có thể biến thiên lớn hơn. Do đó, sử dụng đa giác nhỏ hơn phải được lựa chọn hài hoà với

việc không để cho sai số định vị (∆X và ∆Y) trở nên lớn lên theo.

Hình 5-36: Bản đồ độ sâu của khu vực được biểu diễn trên hình 5-34 và 5-35. Độ sâu theo đơn vị ft nằm

dưới mực nước thấp trung bình

Hình 5-37: Hình mô tả đầy đủ sự hình thành của một bãi triều dưới thông qua sự di chuyển của đường

đẳng sâu 15ft. Đây là độ sâu xấp xỉ độ sâu trung bình của các bar nằm phía trước. Các lưới ô vuông dược

dùng để tính toán thể tích với độ dài mỗi cạnh là 1000ft

Hình 5-38: Bản đồ địa hình cho thấy sự biến đổi cấu trúc đáy của East Pas, Florida từ năm 1967 – 1990.

Các đường contour màu đỏ cho thấy qúa trình xói mòn, các đường màu xanh cho thấy qúa trình bồi tụ (cả

hai đường đều có khoảng cách 2ft). Đường màu đen thể hiện đường 0 (không bồi tụ, không xói mòn). Sự

di chuyển của các kênh thoát về phía đông có thể quan sát thấy một cách dễ dàng cũng như sự phát triển

của các lỗ thủng chân đê. Bản đồ được thành lập dựa trên số liệu chênh lẹch giữa hai bề mặt năm 1967 và

1990 (nguồn Morang, 1992a)

Hình 5-39: Sự phát triển của các bãi triều rút ở East Pas, FL. Đây là khu vực được tính toán trong hình 5-

37. Tốc độ phát triển có sự khác biệt lớn do việc xác định các polygon tính toán trầm tích

(e) Cần nghiên cứu thêm nữa để định lượng các sai số liên quan với các kiểu loại khảo

sát khác nhau và để xác định nguyên nhân của những sai số này khi tính toán khối lượng.

Chúng không thể được xem thường khi phân tích các dữ liệu địa chất, đặc biệt là khi những

kết quả thu được là để phục vụ việc hoạch định chính xác và quản lí.

h. Phân tích độ hạt trầm tích

(1) Mở đầu

(a) Đới ven bờ có địa hình luôn luôn biến động cả về hình dáng cũng như hoạt động

trầm tích. Mặc dù bờ có thể bảng thị như biến thiên lớn về kích thước và hình dáng; song

mỗi bờ có một đặc trưng cấu trúc và thành phần riêng của mình theo trầm tích ở đó

(Davis,1985). Những đặc điểm cấu trúc dọc và ngang bờ là những dấu hiệu cho biết

năng lượng trầm tích và tính bền vững (không bền vững) của các đới bờ trước và bờ gần

(foreshore & nearshore zones).

(b) Vì sự biến đổi kích thước hạt là yếu tố tự nhiên, vì vậy chương trình lấy mẫu

phải trù tính việc lấy mẫu một cách thích ứng ở bờ nguyên thuỷ cả theo chiều dọc và

chiều ngang. Tuyến lấy mẫu phải trùng với tuyến khảo sát để các mẫu có thể được định

vị chính xác và liên hệ với các đới địa mạo và thuỷ động lực. Khi chọn vị trí lấy mẫu

phải tính đến các yếu tố như sự biến động đường bờ và các công trình xây dựng. Một

nguyên tắc phổ biến là tuyến lấy mẫu nên cách nhau nửa dặm, cũng cần có những phán

đoán liên quan các công trình xây dựng để lựa chọn diện lấy mẫu. Trên mỗi tuyến nên

lấy mẫu ở tất cả mọi nơi có biến đổi địa hình chẳng hạn như chân cồn cát, điểm giữa bậc

thềm, ở điểm trung bình nước thấp, ở mức trung bình nước cao, ở lòng máng, sống doi

và sau đó cứ 3m một cho đến điểm sâu kết thúc (H.5.40).

Hình 5-40: Các vị trí lấy mẫu thích hợp trên đường mặt cắt đặc trưng

(2) Phân tích thống kê về độ hạt

(a) Trầm tích phải được rây bằng các rây chuẩn có khoảng cách đơn vị là ¼ phi (ø). Phi

được xác định là bằng log âm cơ số hai của đường kính hạt tính bằng mm, theo phương trình

sau:

)(log 2 mnd (5.3)

Khi dmm – đường kính hạt, mm.

(b) Việc phân tích độ hạt phải bao gồm: lập bảng phân bố cỡ hạt, các số thống kê và đồ

thị tần số, tần số tích luỹ và phân bố xác suất (xem “Tính phân bố độ hạt trong tổ hợp” và

Tiêu chuẩn D2487-92 của ASTM). Các chỉ số thống kê trong phân tích độ hạt gồm:

Cỡ hạt trung bình hay d50 - cỡ hạt ở điểm giữa của tập hợp.

Cỡ hạt trung bình

Độ lệch chuẩn hay là độ phân bố tản mạn xung quanh giá trị trung bình – nó quyết định

phương thức chọn lọc.

Độ nghiêng (skewness) hay số đo độ đối xứng trong phân bố xung quanh giá trị trung

bình.

Chỉ số Kurtosis hay số đo điểm đỉnh (peakness) của tần số phân bố.

Mỗi thông số thống kê này cung cấp một loại thông tin về sự phân bố cỡ hạt và môi

trường trầm tích của chúng. Giá trị trung bình là thông số thống kê được sử dụng nhiều nhất

để xác định cỡ hạt trung bình của tập hợp. Giá trị điểm giữa (median value) có thể tìm trực

tiếp trên đồ thị tích luỹ (cumulative curve) và là giá trị gần chuẩn (near-normal) so với giá

trị trung bình (mean) trong tập phân bố chuẩn, nhưng nó sẽ có giá tị khác nếu không phải là

tập phân bố chuẩn. Sự phân loại sẽ cho biết sự phân tán của các cỡ hạt khác nhau trong tập.

Một tập có chọn lọc tốt là một biên độ giới hạn của các cỡ hạt và nó cho thấy rằng môi

trường trầm tích có một giới hạn hẹp về cỡ hạt trầm tích hay một dải hẹp năng lượng trầm

tích. Một tập phân bố lựa chọn kém là một biên độ cỡ hạt rộng và nó cho biết có nhiều

nguồn cung cấp trầm tích hoặc là một dải rộng năng lượng trầm tích. Độ nghiên dương cho

biết cỡ hạt mịn là vượt trội, trong khi độ nghiên âm cho thấy cỡ hạt thô là ưu thế. Thông số

Kurtosis là tỷ số giữa sự chọn lọc ở các bè đuôi của tập hợp phân bố so với các bè ở phần

trung tâm (cỡ hạt trầm tích) của tập hợp phân bố.

Bảng 5-15: So sánh hai phương pháp tính toán thông số thống kê độ hạt trầm tích

Phương pháp Ưu việt Điểm yếu

Đồ thị Áp dụng cho hầu hết các tập dữ liệu.

Không mắc lỗi lấy mẫu và xử lí trong

phòng thí nghiệm (nghĩa là sai sót của

một kết quả rây không ảnh hưởng đến kết

quả chung cuộc). Không cần phân tích cả

100% trọng lượng mẫu (cho phép trên

5% mẫu đuôi)

Không sử dụng hết mọi dữ liệu của mọi loại

rây

Moment Sử dụng công thức với nhiều thông số.

Sử dụng dữ liệu của tất cả các loại rây.

Các thông số phải được xác định trong phòng

thí nghiệm. Các thông số tính ra phải được ứng

dụng nếu không sẽ là thừa hoặc vô ích. Phải

loại trừ các mẫu không có phần đuôi (5% trọng

lượng mẫu), do đó làm mất đi những thông tin

địa chất mà các mẫu này có thể cung cấp.

(c) Những thông số thống kê này thường được tính toán theo hai phương pháp. Phương

pháp đồ thị sử dụng những phân vị đặc biệt của tập phân bố cỡ hạt (tức là 5,16, 25, 50, 75,

84 và 95) được đọc trực tiếp trên đồ thị dữ liệu hoặc có thể tính ra được dựa trên kết quả rây.

Những giá trị này được dùng trong những bảng thức đơn giản để tính các thông số thống kê

gần đúng. Các giá trị phi được dùng để tính các giá trị này và chỉ riêng các giá trị điểm giữa

(median) và giá trị trung bình (mean) phải được quy đổi sang đại lượng mm. Phương pháp

moment sử dụng toàn bộ các giá trị phân bố cỡ hạt để tính toán các thông số thống kê

(Friedman và Sanders, 1978). Phương pháp này chính xác hơn nhưng mất nhiều thời gian

hơn khi chưa có máy tính điện tử, do vậy, những dữ liệu thống kê về trầm tích có trước đây

đều dựa trên phương pháp đồ thị Folk. Những vấn đề cần xem xét thêm khi làm việc với các

số thống kê cỡ hạt là:

Không so sánh trực tiếp kết quả của hai phương pháp đồ thị và moment. Bởi lẽ nhiều dự

án trước đây đều sử dụng phương pháp đồ thị để tính các số thống kê trầm tích, cho nên, để

so sánh được, tốt nhất là vẫn tiếp tục sử dụng phương pháp đồ thị.

Cả hai phương pháp đồ thị và moment đều có điểm mạnh điểm yếu riêng (bảng 5.15)

Nhớ rằng các thông số thống kê tính toán được chỉ là những dấu hiệu chỉ thị cho các

tính chất của trầm tích ta xem xét đến. Người sử dụng phải hiểu rằng toàn bộ quần thể trầm

tích không nhất thiết phải có chính những tính chất này.

Độ chính xác của các con số thống kê phụ thuộc khối lượng mẫu thu thập để phân tích

có đủ không. Bảng 5.9 đề xuất các khuyến nghị lấy mẫu tại thực địa.

Các phầm sau đây trình bày các phương trình và mô tả các thông số độ hạt trầm tích của

cả hai phương pháp đồ thị và moment.

Bảng 5-16: Giá trị độ hạt trung bình

Giá trị độ hạt trung bình (M) theo phương pháp đồ thị

3

845016 M (5.6)

Khi Øn - độ hạt của phân vị trọng lượng thứ n, tính theo đơn vị phi

Giá trị độ hạt trung bình (x) theo phương pháp moment

100

fmx (5.7)

Khi f - tần suất phần trăm theo trọng lượng,

m Ø - giá trị giữa của bè cỡ hạt.

Tiêu chí mô tả

Cỡ hạt (mm) Cỡ hạt (phi) Phân loại .

1,00 - 2,00 0,0 - -1,0 Cát rất thô

0,50 - 1,00 1,0 - 0,0 Cát thô

0,25 - 0,50 2,0 - 1,0 Cát hạt vừa

0,125 - 0,25 3,0 - 2,0 Cát mịn

0,0625 - 0,125 4,0 - 3,0 Cát rất mịn

(d) Cỡ hạt trung bình. Bảng 5.16 nêu công thức và mô tả tiêu chí để phân loại giá trị

trung bình của độ hạt của một mẫu.

(e) Độ lệch chuẩn (chọn lọc). Độ lệch chuẩn hay là đại lượng chọn lọc được tính toán

theo công thức và mô tả ở Bảng 5.17

(f) Độ nghiêng. Độ nghiêng là đại lượng đối xứng, nó cho biết thành phần chủ yếu trong

tập phân bố hạt là trầm tích hạt thô hay hạt mịn. Xem Bảng 5.18.

(g) Kurtosis. Kurtosis là đại lượng đo điểm đỉnh trong phân bố cỡ hạt có liên quan tới

sự chọn lọc của phần đuôi so với độ chọn lọc ở phần trung tâm của tập phân bố. Phương

trình ở Bảng 5.19 áp dụng cho phương pháp đồ thị, nó tập trung quanh số Kurtosis theo

phương pháp đồ thị KG=1.00 và cho phương pháp moment với số Kurtosis k = 3.00. Phạm

vi các mô tả điểm đỉnh dựa trên đối chiếu các đồ thị phẳng (platy-kurtic curve) với các đồ thị

lồi (leptokurtic curve) trong đó lấy đồ thị trung bình (mesokurtic curve) làm chuẩn (normal

curve).

Bảng 5-17: Độ lệch chuẩn của mẫu (Độ chọn lọc)

Độ lựa chọn (σ) theo phương pháp đồ thị

6.6

595

4

1684

(5.8)

Độ lựa chọn (σ) theo phương pháp moment

21

100

)( 2

xmf

(5.9)

Các tiêu chí mô tả

Biên độ chọn lọc (Phi) Mô tả độ chọn lọc .

< 0,35 Chọn lọc rất tốt

0,35 - 0,50 Chọn lọc tốt

0,50 - 0,71 Chọn lọc vừa phải

0,71 - 1,00 Chọn lọc sơ qua

1,00 - 2,00 Chọn lọc kém

2,00 - 4,00 Chọn lọc rất kém

> 4,00 Chọn lọc quá kém

(3) Các trầm tích tổng hợp

Tổ hợp các mẫu trong toàn bờ có thể giảm thiểu sự biến thiên cao trong phân bố không

gian theo cỡ hạt của trầm tích trong bờ đó (Hobson, 1977). Các mẫu tổng hợp được tạo

thành bằng gộp chung lại vật liệu của một số mẫu trước khi rây, hoặc bằng tổ hợp toán học

trọng lượng các mẫu cá biệt lại để có được một mẫu tổ hợp mới để tính các thông số thống

kê và để vẽ đường cong phân bố trầm tích. Các mẫu lấy dọc theo tuyến ở từng đoạn một

cũng có thể tổ hợp lại thành mẫu tổng hợp căn cứ theo mức độ năng lượng trầm tích hay các

quá trình trầm tích tương tự, như H.5.41. Những mẫu lấy trên bờ thuộc phần gian triều hay

phần lộ khỏi mặt nước được coi là mẫu tổng hợp phổ dụng nhất để mô tả bờ và vùng gần bờ.

Sau khi so sánh một vài mẫu tổng hợp Stanble và Hoel (1986) thấy rằng những mẫu tổng

hợp nào cho biết mức trung bình nước cao, mức triều trung và mức trung bình nước thấp, có

thể được coi là mẫu đại diện cho foreshore beach. Hai ông thấy rằng sự phân bố trầm tích

được xác định bằng các mẫu tổng hợp lấy ở nearshore ít biến đổi theo thời gian. Điều này

cho thấy sự lựa chọn và vận tải trầm tích diễn ra mạnh mẽ ở mặt bờ hoạt động và miền doi

cát, trong khi miền nearshore hầu như ổn định theo thời gian.

Bảng 5-18: Độ nghiêng của mẫu

Độ nghiêng (Sk) theo phương pháp đồ thị

)595(2

)50(2955

)1684(2

)50(28416

Sk (5.10)

Độ nghiêng (Sk) theo phương pháp moment

3

3

100

)(

xmf

Sk (5.11)

Tiêu chí mô tả

Biên độ nghiêng Mô tả độ nghiêng

+ 1,0 đến +0,3 Nghiêng rất yếu

+ 0,3 đến +0,1 Nghiêng yếu

+ 0,1 đến - 0,1 Gần đối xứng

- 0,1 đến - 0,3 Nghiêng mạnh

- 0,3 đến -1,0 Nghiêng rất mạnh

(4) Sự biến thiên theo mùa

Sự phân bố trầm tích theo cỡ hạt ở một bờ nguyên thuỷ có thể biến thiên rất lớn theo

mùa - giữa mùa đông sóng cao với mùa hè thời tiết phẳng lặng. Sự biến thiên này có thể gây

khó khăn cho việc lựa chọn một vùng bờ tự nhiên, nguyên thuỷ, có đầy đủ tính đại diện. Sự

phân bố theo cỡ hạt vào mùa đông, thường là các trầm tích hạt lớn và độ chọn lọc kém, so

với mùa hè (vì mùa đông có sóng to). Khái niệm về chu kỳ biến đổi bờ theo mùa xuất phát

từ sự thay thế theo chu kỳ giữa xói mòn do bão gây ra với bồi đắp trong thời tiết phẳng lặng.

Những biến cố cực đoan như bão nhiệt đới (thường xảy ra vào mùa hè hoặc đầu thu cũng

như trong những mùa đông êm dịu) có thể gây ra sự nhiễu loạn trong chu kỳ theo mùa. Khi

xây dựng chiến lược lấy mẫu phải đặc biệt lưu ý tới chế độ sóng gần đây nhất ở địa phương.

Bảng 5-19: Số Kurtosis của mẫu

Số Kurtosis (KG) theo phương pháp đồ thị

)2575(44.2

595

GK (5.12)

Tiêu chí mô tả theo phương pháp đồ thị

Biên độ số Kurtosis (KG) Mô tả chỉ số Kurtosis

< 0,67 Rất phẳng (Very platykurtic)

0,65 - 0,90 Phẳng (Platykurtic)

0,90 - 1,11 Trung bình phẳng (Phân bố chuẩn)

(Mesokurtic)

1,11 - 1,50 Nhọn (Leptokurtic)

1,50 - 3,00 Rất nhọn (Veryleptokurtic)

> 3,00 Đỉnh nhọn (Extremely leptokurtic)

(Peaked)

Số Kurtosis (k) theo phương pháp moment

4

4

100

)(

xmf

k (5.13)

Tiêu chí mô tả theo phương pháp moment

Biên độ số Kurtosis (KG) Mô tả chỉ số Kurtosis

< 3,00 Phẳng (Platykurtic)

Kho ảng 3,00 Trung bình phẳng (Phân bố chuẩn)

> 3,00 Nhọn (Leptokurtic)

(5) Phân tích dữ liệu trầm tích

(a) Sự phân bố trầm tích bờ theo cỡ hạt biến thiên cả theo không gian và thời gian. Do

sóng và triều hàng ngày tác động lên các trầm tích ở miền trung triều, các swash processes

đã làm cho các trầm tích ở miền trung triều luôn luôn biến động. Sử dụng các mẫu tổng hợp

cho phép phân tích và luận giải các biến đổi này đơn giản hơn. Vùng doi cát – máng cũng

chịu đựng những biến đổi mạnh về năng lượng sóng và do đó sự phân bố trầm tích theo cỡ

hạt cũng luôn luôn biến động. Các cồn cát và vùng nearshore ít có biến động hơn về phân bố

cỡ hạt vì năng lượng sóng ở đây thấp. Các cồn cát chịu tác động trước hết là của gió và

thường chỉ giới hạn ở các trầm tích hạt mịn, trừ những trường hợp đặc biệt khi sóng đánh

trực tiếp vào cồn cát. The nearshore zone phụ thuộc vào các quá trình ven bờ cục bộ cũng

như khu vực rộng.

Hình 5-41: Tổ hợp các mẫu theo những nhóm có mức năng lượng của các qúa trình tích tụ giống nhau

(nguồn trạm nghiên cứu CERC, Duck, NC)

(b) H.5.42 nêu thí dụ về đường cong phân bố cỡ hạt qua phân tích mẫu tổng hợp bờ ở

Trạm Nghiên cứu Thực địa, Duck, NC. Nghiên cứu sự phân bố cỡ hạt theo các chế độ trầm

tích khác nhau. Ở đây trình bày nhóm mẫu ở beach vì chúng cho thấy sự biến thiên lớn nhất.

Có thể thấy rõ tính hai cách (bimodal nature) trong sự phân bố cỡ hạt, trong đó cách trầm

tích hạt thô tăng cao sau mỗi trận bão hoặc khi các mẫu lấy ở foreshore chứa các trầm tích có

cỡ hạt kém vận động (granule-size lag deposits). Các trầm tích hạt thô nhất thường thấy xuất

hiện sớm nhất trong giai đoạn nghiên cứu vào mùa bão động. Về sau, sự phân bố chuyển

sang các hạt mịn hơn, trừ tháng 7, 1985, khi thấy xuất hiện hạt thô. Các quá trình sóng triều

đánh dội lên và rửa tràn xuống là cơ chế chủ yếu trong quá trình này.

(c) Sự biến thiên theo không gian dọc bờ càng phức tạp hơn. Phân tích dữ liệu độ hạt

của 6 tuyến ở Ocean City, MD, cho thấy ảnh hưởng của các bãi bồi đắp bờ và của bão.

H.5.43 cho thấy sự biến đổi cỡ hạt trung bình của các mẫu tổng hợp ở bãi triều trung (các

mẫu ở miền triều cao, triều trung và triều thấp) của 6 tuyến nằm dọc theo phần trung tâm của

bãi bồi đắp bờ của dự án. Giữa các đợt lấy mẫu trước bồi lấp và lấy mẫu sau bồi lấp, độ hạt

trở nên mịn hơn, và khối lượng trầm tích thấy tăng lên ở 5 trong 6 vị trí khi việc bồi đắp bờ

đã xong. Các quá trình do bão gây ra lại làm cho các tích tụ hạt thô hơn được hình thành,

song trầm tích lại trở nên mịn dần khi hết mùa bão. Từ những nghiên cứu này đã rút ra rằng

chiều hướng chung tiến về phía trầm tích hạt thô (và chọn lọc kém) xảy ra sau khi có sóng

lớn tác động. Người ta liên hệ các giá trị sức sóng cao, và ít hơn là các giá trị độ dốc của

sóng, với các thời điểm trầm tích trở nên thô dần. Sự chuyển dịch sang hạt mịn thấy xuất

hiện khi sóng yếu dần.

i. Thể hiện các dữ liệu ven bờ và sử dụng GIS để phân tích

(1) Định nghĩa

(a) Hệ thống thông tin địa lý (GIS) đó là các phương pháp máy tính hướng thông tin

được thiết kế để thu bắt, lưu trữ, chỉnh lí, điều khiển, phân tích và thể hiện các dữ liệu địa lí

theo không gian và phi không gian (Davis và Shultz, 1990). Sử dụng công nghệ dựa trên

máy tính, phương pháp GIS đã làm cuộc cách đối với các phương pháp phân tích và thể hiện

bản đồ theo kiểu thủ công và truyền thống. GIS là sự phát triển tiếp nối của các công nghệ

đang tồn tại như vẽ bản đồ, phân tích không gian, viễn thám, vẽ bản đồ có máy tính trợ giúp

và quản lí cơ sở dữ liệu số.

(b) GIS dựa trên sự điều khiển dữ liệu không gian. Thuật ngữ dữ liệu không gian hiểu là

“mọi dữ liệu hoặc thông tin mà có thể được định vị hoặc liên hệ vào một địa điểm bất kể

dạng nguyên thuỷ của nó (bảng bảng, bản đồ, ảnh hoặc các dạng khác). Về cơ bản, dữ liệu

không gian có các thuộc tính hoặc tính chất được kết nối với địa điểm”. (Davis và Shultz,

1990).

(2) Các thành phần

(a) GIS có thể thực hiện nhiều thao tác điều khiển dữ liệu cần thiết để phân tích dữ liệu

độ sâu, ảnh hàng không và các bản đồ thành lập từ trước đây. Năm hợp phần chính của GIS

là:

Cơ sở dữ liệu địa lí

Phần mềm máy tính

Phần cứng máy tính

Giao diện người sử dung

Sự trợ giúp đối với thiết bị và cơ cấu (nhân lực, tổ chức, đào tạo).

(b) Các chức năng chính của GPS có:

Thu thập

Lưu trữ

Tìm kiếm

Chuyển đổi

Phân tích

Mô hình hoá

Trình diễn hoặc sản phẩm

(c) Những động tác cốt yếu đi kèm các chức năng trên là:

Thu thập và nạp dữ liệu

Xử lí cơ sở dữ liệu

Thao tác, chỉnh lí và phân tích dữ liệu

Lập báo cáo và sản xuất bản đồ.

Hình 5-42: Đường cong phân bố độ hạt của các mẫu tổng hợp theo thời gian (nguồn trạm nghiên cứu

CERC ở Duck, NC

Hình 5-43: Sự biến đổi kích thước trung bình của các hạt trầm tích theo mẫu phân tích tổng hợp (triều

cao, triều trung và triều thấp) ở 6 mặt cắt phân bố dọc theo phần trung tâm của các bãi bồi đắp ven bờ,

Ocean city, MD

(d) Mặc dù thoạt đầu GIS được coi là bộ phận của viễn thám và vẽ bản đồ, ngày nay nó

đã phát triển thành một khoa học độc lập với lí thuyết, phương pháp, công cụ và chủ đề riêng

của mình. Đây là một chủ đề lớn không thể đề cập chi tiết ở đây và bạn đọc cần tìm các văn

liệu tương ứng.

(3) Quản lí và sử dụng GIS

Sự giảm giá máy tính ngày nay làm cho ngày càng nhiều cơ quan có thể sử dụng được

GIS. Ngoài ra, nhiều nhà khoa học và nhà lập kế hoạch nhận thức rằng GIS có thể là phương

thức duy nhất hữu hiệu để luận giải, thể hiện và làm cho dễ hiểu hơn một khối lượng lớn dữ

liệu địa chất và địa lí. Tuy nhiên, GIS không phải là phép màu toàn năng cho mọi vấn đề

phân tích dữ liệu của một cơ quan. Sử dụng GIS ở một cơ quan đòi hỏi nhiều nỗ lực trong

đào tạo, kinh phí và kinh nghiệm quản lí vì công nghệ này tương đối mới và chưa quen

thuộc. Nhiều cơ quan phải tiếp thu những phương pháp mới để lưu trữ và tổ chức dữ liệu,

thực hiện kiểm tra chất lượng, cập nhật và hỗ trợ phần mềm, phần cứng và chỉ định cán bộ

chủ chốt để học tập và tham gia các dự án thực tập dài hạn. Vấn đề sau là rất cơ bản – người

dùng không phải chỉ đơn giản là ngồi ở một đầu máy, thao tác với một phần mềm trong vài

giờ và làm được một cái gì tựa như hoặc thực sự là sản phẩm thế là đủ. Quyết định mua và

xây dựng hệ GIS không phải là việc làm dễ dàng được.

(4) Những dữ liệu ven bờ thích hợp đối với GIS

Một vài người chưa hiểu biết có cảm tưởng rằng GIS là một hộp phép màu có thể trình

diễn mọi dữ liệu địa chất và biển. Về lý thuyết có thể là như vậy. Trên thực tế, chi phí mua

sắm phần cứng và quản lí dữ liệu luôn là yếu tố giới hạn. Một cơ sở dữ liệu càng có nhiều dữ

liệu càng đòi hỏi chi phí lớn để quản lí, duy trì và kiểm tra chất lượng nguồn thông tin đó.

Bảng 5.20 tổng hợp một vài kiểu dữ liệu ven bờ có thể được xử lí thông qua GIS.

(5) Chất lượng dữ liệu

(a) Vấn đề cốt lõi là chỉ những dữ liệu có chất lượng cao, bất kể đó là các điểm gốc

riêng biệt hay các kết quả đã được luận giải (thí dụ các đường bờ được ngoại suy từ các ảnh

hàng không) mới có thể được lưu trữ trong GIS. Một quan niệm sai lầm được truyền tụng là

GIS nghiễm nhiên có nghĩa là chất lượng cao và tin cậy lớn. GIS có một tác động khéo léo là

sản phẩm của nó luôn luôn nom sáng sủa, tinh xảo và có thể nhanh chóng chế tác một khối

lượng lớn các hình vẽ và những số liệu thống kê tổng hợp.

(b) Đáng tiếc là người tiếp thu những bản đồ máy tính vẽ ra thường đã bị quên lãng đi

những giả định và những chỉnh sửa đã được sử dụng khi nhập và phân tích dữ liệu nguyên

thuỷ. Bảng 5.21 liệt kê một loạt các bước được thực hiện khi tạo ra một bản đồ GIS hiện đại

từ những dữ liệu thực địa cổ xưa. Thao tác và luận giải dữ liệu diễn ra ít nhất 5 lần giữa các

hoạt động ngoài thực địa đến khi kết thúc một bản đồ. Người sử dụng bản đồ GIS phải cân

nhắc được các bước và các giả định được sử dụng khi phân tích những dữ liệu cụ thể của họ.

Như xảy ra với mọi dạng phân tích thông qua máy tính, mọi rác rưởi ở đầu vào đều có nghĩa

là rác rưởi ở sản phẩm.

Bảng 5-20:Dữ liệu ven bờ thích ứng với GIS

1. Ký hiệu của tất cả dữ liệu địa lí ven bờ hiện có

2. Dữ liệu đo độ sâu:

- Dữ liệu đo đạc gốc – có giá trị cho nhiều mục đích

- Dữ liệu của bề mặt được chia ô lưới - cần để tính khối lượng (dữ liệu gốc cũng thường được

giữ lại)

3. Vị trí đường bờ rút ra từ:

- Các bản đồ thời xưa

- Các khảo sát thực địa mới đây

- Ảnh hàng không – các ảnh phải do người có kinh nghiệm luận giải.

4. Các dữ liệu đo địa chấn có độ phân giải cao.

- Có ảnh của các tư liệu gốc không? nếu không - rất nhiều dữ liệu phải lưu trữ; số lớn người

không được đào tạo về địa vật lí không sử dụng được.

- Các kết quả đo địa chấn được luận giải:

1. Độ sâu đến mặt phản xạ

2. Thành phần trầm tích

3. Phát hiện các kênh, đứt gãy, khí, các chi tiết địa hình.

5. Dữ liệu khảo sát bằng sonar quét biên.

- Như 4 – 1

- Kết quả được luận giải từ đồ thị đo sonar:

1. Các tai biến địa chất – đá vụn, đường ống, đắm tàu.

2. Trầm tích trên mặt – đá, cát, trầm tích kết dính.

3. Định hướng của các địa hình bề mặt.

6. Trầm tích trên bề mặt (các mẫu gầu múc)

- Độ hạt trung bình và các số thống kê khác (đồ thị phân bố cỡ hạt, nếu có)

- Màu sắc (cần có danh pháp chuẩn)

- Hàm lượng chất hữu cơ

- Hàm lượng carbonate

- Các tính chất cơ lý.

7. Dữ liệu lõi khoan.

- Có ảnh lõi khoan không? Nếu không sẽ phải lưu trữ quá nhiều dữ liệu)

- Có ảnh mô tả lõi khoan?

- Phân bố độ hạt và các số thống kê ở các độ sâu.

- Độ sâu đến các ranh giới địa tầng.

- Hàm lượng chất hữu cơ và các tính chất khác ở các độ sâu.

- Tính chất cơ lý ở các độ sâu.

8. Các tính chất hải dương học của cột nước. (Bản chất là tạm thời)

- Độ mặn, các tính chất hoá học khác của nước biển.

- Các dòng chảy ở điểm khảo sát (có tính tạm thời)

- Hàm lượng trầm tích lơ lửng

9. Dữ liệu sinh học

- Loại hình đáy có san hô hay đá ám tiêu.

- Các giống loài sinh vật

- Trữ lượng các loài riêng biệt

- Hàm lượng các chất gây ô nhiễm

10. Các đặc điểm văn hoá (người làm)

- Bảo vệ bờ

- Dàn khoan, đường ống

- Cáp ngầm dưới nước

- Kè đá, đê chắn song, các công trình xây dựng

- Bất động sản, đường xá, bãi đỗ xe.

a. Luận giải dữ liệu đới bờ bằng các mô hình số

(1) Mở đầu

(a) Việc sử dụng các mô hình số để đánh giá các biến đổi địa hình đới bờ ngày càng

phát triển và hiện đại hơn. Các mô hình số được thiết kế có thể mô phỏng được các quá trình

động lực, các phản ứng của các qúa trình trầm tích đới bờ, ngoài khơi và ở lạch triều. Những

loại mô hình đặc thù thường thấy là các mô hình sóng khúc xạ, sự vận tải trầm tích dọc bờ,

phản ứng của profin bờ, sự ngập lụt ven bờ, và sự biến đổi đường bờ và sự xói lở bờ do ảnh

hưởng của bão (Birkemeier et al (1987); Komar, (1983) và Kraus, (1990). Việc sử dụng có

tính phê phán những số liệu nguyên thủy và những mô hình có thể giúp ích đắc lực cho việc

tìm hiểu các quá trình và các dạng địa hình ven bờ vùng nghiên cứu. Do các mô hình phải

được kiểm nghiệm và có sự chia độ nên việc thu thập các số liệu thực địa hoặc mô phỏng

toán học đối với sóng, triều hay gió ở điểm nghiên cứu thường là cần thiết.

(b) Tính ưu việt của các công cụ mô hình số là ở chỗ chúng có thể mô phỏng các hiện

tượng hiếm gặp, có thể tạo ra những biến đổi phức tạp và kéo dài, và có thể kết hợp giữa suy

luận với các số liệu thu được từ nhiều nguồn khác nhau. Việc sử dụng các mô hình số là việc

làm đòi hỏi kinh nghiệm chuyên môn cao, được đào tạo những kiến thức hiểu biết về cơ sở

toán học và kinh nghiệm thực tế (“thế giới thực”) về các quá trình ven bờ. Ở phần này,

chúng tôi sẽ giới thiệu tóm tắt một số kiểu mô hình và giới thiệu một vài điểm mạnh, điểm

yếu của chúng.

(2) Các kiểu mô hình

(a) Kiểu mô hình ven bờ theo kinh nghiệm/ thực nghiệm. Đó là quá trình trong đó một

nhận thức hoặc một cảm xúc trực giác về một quá trình hay một địa hình ven bờ được thích

ứng và ngoại suy từ kinh nghiệm của nhà nghiên cứu để áp dụng cho một dự án cụ thể. Sự

suy đoán thông qua kinh nghiệm làm việc với vùng ven bờ không có hỗ trợ của các công cụ

định lượng khách quan có nhiều hạn chế, kể cả tính chủ quan nặng nề và sự thiếu hụt các

tiêu chí để tối ưu hoá dự án. Sự tin tưởng hoàn toàn vào kinh nghiệm riêng đã đặt hoàn toàn

trách nhiệm quyết định dự án lên phán đoán của nhà nghiên cứu mà không có một nguồn nào

để kiểm nghiệm mô hình bằng các công cụ thay thế. Do vậy, luôn luôn phải có một mô hình

thực nghiệm trước khi chọn một mô hình số.

Bảng 5-21: Luận giải và chuyển hoá dữ liệu thời xưa để áp dụng được phương pháp GIS

1. Cơ cấu hay đặc trưng ban đầu cần được đội khảo sát luận giải hay đo lường tại thực địa.

Đội công tác thực địa có kinh nghệm và nắm vững phương pháp chưa?

Các phương pháp khảo sát có tiên tiến không?

Các thiết bị đã được chia độ hay bảo dưỡng chưa?

2. Thông tin được ghi trên giấy hay sổ nhật ký.

3. Những luận giải bổ sung phát sinh nếu dữ liệu cần được làm mềm dịu đi hay cần được sử dụng để vẽ

các đường đẳng trị.

4. Những bản đồ và nhật ký thực địa thời xưa được nhà phân tích luận giải vào nhiều năm sau.

Thay đổi danh pháp?

Những đơn vị đo không phổ biến (unusual datums)

Sổ nhật ký hay ghi chép không đầy đủ? bằng ngôn ngữ khác?

Sổ nhật ký và bản đồ có hợp pháp không?

Xác định ngày tháng của tư liệu (các bản đồ cũ thường ghi vài ngày ấn loát)

5. Chuyển đổi dữ liệu sang dạng số để sử dụng theo phương pháp hiện đại.

Kỹ thuật viên có tính cẩn thận không?

Các đơn vị đo lường cũ hoặc các toạ độ đường biển cũ có được chỉnh lí thích ứng không?

Các bản đồ giấy có bị rách, giãn hoặc mờ nhạt?

Các bản đồ giáp kề có cùng năm? Nếu không, có dùng các lớp dữ liệu riêng biệt không?

Các thiết bị để số hoá hoặc để quét có vận hành tốt không?

6. Dữ liệu số hoá được hợp nhất vào cơ sở dữ liệu GIS

7. Các bản đồ GIS (các lớp dữ liệu) được người sử dụng sau cùng luận giải.

Dữ liệu của các năm khác nhau có trùng khớp tốt không?

Việc đối chiếu các tập dữ liệu có chất lượng khác nhau nhiều có giá trị không?

(b) Mô hình số về biến đổi bờ. H.5.44 tổng hợp phạm vi thời gian và phạm vi bao phủ

không gian của các mô hình số được CERC sử dụng. Dưới đây là tóm tắt các khả năng của

các mô hình.

Mô hình giải thích về những biến đổi đường bờ. Đây là các lời giải toán học khép kín

của các phương trình vi phân đơn giản để tính toán sự biến đổi đường bờ, trên cơ sở các kết

qủa được rút ra từ các giả định về chế độ sóng ổn định, các vị trí ban đầu của đường bờ và

cấu trúc được lý tưởng hoá và điều kiện ranh giới đơn giản. Do có nhiều sự đơn giản hoá để

có được lời giải khép kín, cho nên mô hình này quá thô kệch nếu sử dụng cho công tác thiết

kế.

Mô hình xâm thực bờ/ biến đổi profin. Những mô hình này dùng để tính toán sự thất

thoát trầm tích ở phần cao của profin do tác động của sóng bão và sóng gió gây ra. Các mô

hình là một chiều được chạy trên cơ sở giả định rằng các dòng chảy dọc bờ là ổn định. Để

mở rộng phạm vi ứng dụng của mô hình cho việc mô phỏng các dạng địa hình lớn như các

doi cát và các bậc thềm cần phải có thêm nhiều sự nâng cấp nữa.

Các mô hình biến đổi đường bờ. Những mô hình này khái quá hoá các qúa trình biến

đổi đường bờ trong không gian và thời gian theo các kịch bản về sự biến thiên rộng rãi của

môi trường đới bờ như với sóng, với cấu tạo bờ và vị trí giới hạn ban đầu. Những hoàn cảnh

môi trường này luôn biến động theo thời gian do hình dáng của mặt cắt đường bờ được giả

định là không đổi cho nên sự di chuyển của bất kỳ đường đẳng trị nào (any contour) đều có

thể coi là một sự biến đổi bờ. Những mô hình này đôi khi được gọi là mô hình “một

contour” hay “one-line”. Đường đẳng trị tiêu bản thường được dùng làm đường bờ

(shoreline) (nó dễ dàng tính toán ra hoặc có sẵn trong nhiều nguồn dữ liệu khác). Mô hình

GENESIS được CERC sử dụng rộng rãi.

Các mô hình nhiều đường đẳng trị/ ba chiều (3-D). Những mô hình này mô tả phản ứng

của đáy biển đối với sóng và các dòng chảy mà cường độ và ảnh hưởng địa chất của chúng

có thể thay đổi dọc bờ hoặc ngang bờ. Giả định cơ bản là profin đường bờ không đổi, một

giả định cần thiết cho các mô hình biến đổi được bờ thì ở đây không cần đến nữa.

Mô hình 3-D biến đổi bờ chưa có ứng dụng rộng rãi và còn bị hạn chế vì chúng khá

phức tạp và đòi hỏi cơ sở máy tính lớn và kinh nghiệm của người sử dụng. Ngoài ra chúng

còn bị hạn chế bởi khả năng dự báo các quá trình vận tải trầm tích và chế độ sóng.

(3) Phân độ và kiểm tra

(a) Phân độ mô hình là sử dụng mô hình để tái dựng các biến đổi vị trí đường bờ đã

được đo đạc qua một thời gian nhất định. Kiểm tra là sự ứng dụng một mô hình để tái dựng

các biến đổi bờ trong một khoảng thời gian khác với khoảng thời gian đã dùng để phân độ

mô hình. Kiểm tra có kết quả có nghĩa là những dự báo của mô hình là độc lập với khoảng

cách chia độ. Tuy nhiên, nếu các hệ số thực nghiệm hay các điều kiện về biên giới đã thay

đổi (chẳng hạn đã xây dựng một kênh vào làm gián đoạn dòng vận tải trầm tích ) thì sự kiểm

tra không còn giá trị nữa. Do đó người lập mô hình phải cảnh giác với mọi biến đổi về các

điều kiện tự nhiên ở miền nghiên cứu mà chúng có thể tác động đến việc kiểm tra mô hình.

(b) Đáng tiếc là trong thực tế các tập dữ liệu thường không đủ để thực hiện chia độ và

kiểm tra mô hình nhiều được. Thông thường là thiếu các dữ liệu đo sóng, các bản đồ biến

đổi đường bờ thời xưa thường cũ nát hoặc không thích hợp. Trong trường hợp thiếu dữ liệu,

phải dựa trên kinh nghiệm để tìm ra những thông số đầu vào hợp lí. Điều này nhấn mạnh

rằng tính chủ quan nặng nề là một phần của quy trình lập mô hình, thậm chí cả khi mô hình

được xây dựng bằng nhiều thủ pháp toán học.

(4) Kiểm nghiệm độ nhạy cảm

(a) Ở đây nói về quá trình đánh giá những biến đổi sản phẩm của mô hình khi cố tình

thay đổi những điều kiện đầu vào. Nếu nhiều biến đổi đầu vào mà chỉ gây ít biến đổi trong

sản phẩm thì kết quả chung cuộc sẽ phụ thuộc nhiều vào chất lượng kiểm tra mô hình. Đáng

tiếc là trong nhiều ứng dụng thực tiễn vẫn có chút nghi ngờ về công việc kiểm tra (Hanson

và Kraus, 1989) (H.5.44). Nếu mô hình quá nhạy cảm trước những biến đổi nhỏ về giá trị

đầu vào, thì phạm vi dự đoán sẽ rất lớn và trên thực tế như thế là không cung cấp một thông

tin nào.

(b) Tóm lại, các mô hình số là một bổ trợ hữu ích cho việc thu thập dữ liệu nguyên thuỷ

và cho các mô hình vật lí (thu nhỏ) của các quá trình ven bờ. Tuy nhiên, để sử dụng mô hình

số được hữu hiệu cần có những dữ liệu thực nghiệm cho đầu vào khi phân độ và có thể dựa

trên những tập dữ liệu không đầy đủ.

Do vậy bạn đọc cần cảnh giác với kết quả của mọi mô hình và phải biết kết quả kiểm tra

cũng như kết quả xét nghiệm độ nhạy của mô hình.

Hình 5-44: Phân loại các mô hình biến đổi bờ

5.6. TÓM TẮT

a. Trước khi bắt đầu các công tác nghiên cứu trong văn phòng, phòng thí nghiệm hay

thực địa cần phải có sự tổng hợp đầy đủ các tư liệu khảo sát đã có và các số liệu thứ cấp từ

mọi nguồn khác nhau. Đó là một nguồn dữ liệu lớn bao gồm các thông tin về các quá trình

như sóng, mực nước, dòng chảy, thông tin về địa hình như các bản đồ địa chất, địa hình, biến

đổi đường bờ và những thông tin đã được phân tích trong các tư liệu cũ hoặc mới được phân

tích như các ảnh hàng không. Nếu thiếu qúa trình thu thập những thông tin này, các đánh giá

về lịch sử địa chất sẽ kém phần tin cậy và kế hoạch khảo sát thực địa sẽ thiếu tính quy hoạch

có thể gây lãng phí tiền bạc và thời gian do sự trùng lặp với những thông tin vốn đã có sẵn.

b. Hiện nay có rất nhiều phương pháp nghiên cứu và kỹ thuật công nghệ để thu thập

dữ liệu, phân tích và lý giải lịch sử địa chất và địa mạo vùng bờ. Một trong những phương

pháp được biết đến là công tác điều tra nghiên cứu và khảo sát thực địa để quan trắc và đo

đạc các số liệu. Những số liệu này có thể ở dạng số hoặc ở dạng thông thường hoặc ở dạng

các kết qủa phân tích trong phòng thí nghiệm hay trong văn phòng tùy thuộc vào kiểu dữ

liệu được thu thập. Các nghiên cứu trong phòng thí nghiệm thường là những kết qủa phân

tích địa chất của các dữ liệu thu thập ngoài thực địa, như độ hạt, thành phần khoáng vật,

hoặc kết qủa thu được từ mô hình thực nghiệm vật lí như bồn tạo sóng. Số liệu từ nghiên cứu

văn phòng là một phần của nhiều cuộc khảo sát bao gồm việc phân tích và lý giải các dữ liệu

thu thập được tại thực địa và trong phòng thí nghiệm, cũng như những dữ liệu thu thập được

từ các nguồn lưu trữ nguyên thuỷ hoặc đã qua xử lí. Thông thường để có một sự hiểu biết

đầy đủ và đúng đắn các quá trình môi trường và lịch sử địa chất vùng ven bờ đòi hỏi phải

dựa vào một tổ hợp các phương pháp nghiên cứu và các kênh tìm kiếm thông tin. H.5.45

trình bày các bước của một quy trình nghiên cứu địa chất ven bờ được khuyến nghị sử dụng.

c. Nhiều tiến bộ về phương pháp và thiết bị hiện đại đã được sử dụng để phân tích các

tập dữ liệu ven bờ. Việc đánh giá lịch sử địa chất và địa mạo phụ thuộc nhiều vào trình độ kỹ

thuật của các trang thiết bị nghiên cứu. Nhiều thiết bị mới đã liên tục được đưa vào sử dụng,

nhưng điều quan trọng vẫn là khả năng tiếp thu những tiến bộ kỹ thuật và ứng dụng các

phương pháp mới như viễn thám, các chương trình máy tính phần cứng, phần mềm và các

phương pháp phân tích thí nghiệm khác của các nhà địa chất hay các kỹ sư công trình hoạt

động trong lĩnh vực đới bờ.

d. Hơn nữa, để theo kịp những tiến bộ khoa học hiện đại, các nhà nghiên cứu và các kỹ

sư ven bờ phải có trách nhiệm lớn trong việc đưa ra những lý giải về lịch sử địa chất và cấu

trúc địa hình đới bờ. Điều có ý nghĩa nhất là việc xác định rõ các vấn đề và đối tượng nghiên

cứu quan trọng, những nghiên cứu về các biến đổi địa chất lớn và nhưng nhận thức về khả

năng và hạn chế trong qúa trình nghiên cứu, những sai số vốn có trong mỗi phương pháp

nghiên cứu, mỗi thiết bị công nghệ và kể cả những khó khăn, vướng mắc và giả định được

đưa vào khi thu thập và phân tích dữ liệu. Ở một chừng mực nào đó, nhà khoa học hoặc các

kỹ sư công trình biển có thể được phép điều chỉnh một số các sai sót có xuất xứ khác nhau.

Tuy nhiên, do tính biến đổi đa dạng về địa chất, địa mạo của bờ biển, nên mọi việc ngoại suy

các kết luận, lý giải liên quan đến phần địa chất, địa mạo cần phải cẩn thận, đặc biệt là khi

dựa trên các cơ sở dữ liệu được thu thập trong thời gian ngắn hoặc chỉ nằm trong một diện

tích hẹp. Vì những lí do trên, việc đánh giá lịch sử địa chất, địa mạo vùng đới bờ là một

thách thức đối với tham vọng của con người.

Phô lôc

Phô lôc A

S¸ch tham kh¶o

ER I 105-2-100

Guidance [or Conducting Civil Works Planning Studies

EM 1110-1-1003

NAVSTAR Global Positioning System Surveying

EM 1110-1-1906

Soil Sampling

EM 1110-2-1003

Hydrographic Surveying

EM 1110-2-1412

Storm Surge Analysis and Design Waler LevelDeterminations

EM 1110-2-1414

Water Levels and Wave I Leights for C’oastal Engineering Design

EM 1110-2-1502

Coastal Littoral iransport

EM 1110-2-1616

Sand Bypassing System Selection

EM 1110-2-1906

laboratory Soils Testing

EM 1110-2-2302

Construction with I arge Stone

EM 1110-2-2904

Design of Breakwaters and Jetties

Allen 1968

Allen. J. R. L. 1968. Current Ripples: Their Relation to Patterns of Water

and Sediment Movenent. North Holland, Amstei-dam, Netherlands.

Allen 1976

Allen, F. S. 1976. A Wind to Shake the IVorld, little Brown & Co.. New

York, NY.

Allen 1984

Allen, J. R. F. 1984, “Sedimentary Structures, Their Character and Phvsica

I Basis Deelopments in Sedimentology, Vol 30, Elsevier. New York, NY.

AlIen 1985

Allen, J. R.L. 1985. Principles of Physical Sediinen- tologv. George Allen and

Unwin. London. 11K.

American Society for Testing and Materials 1964

American Society for Testing and NIaterials. 1964. Procedures for Testing

Soils 4th ed., AST M Committee D-l8, Philadelphia. PA.

American Society for Testing and 1aterials 1993

American Society for Testing and Materials. 1993. 1993 Annual Book of

ASTM Standards, Section 4, Construction, Vol 4.08. Soil and Rock: Dimension

Stone: Geosvnthetics, American Society for Testing and Materials,

Philadelphia.PA.

Anders and Byrnes 1991

Anders. F. J., and Byrnes, NI. R. I 99 1. “Accuracy of Shoreline Change

Rates as Determined from Maps and Aerial Photographs,” Shore and Beach. Vol

59. No. 1, pp 17-26.

Anders, Reed, and Meisburger 1990

Anders, F. J., Reed, D. W., and Nleishurger, E. P. 1990. “Shoreline

Movements: Report 2: Tybee Island, Georgia to Cape Fear. North Carolina:

1851-1983,” Technical Report CLRC-83-l. U.S. Army Engineer Waterways

Experiment Station. Vicksburg, NIS.

Anderson, Lyons, and Cowie 1994

Anderson. R. F., Lyons. T . W., and Cowie, G. I., 1994. “Sedimentary Record

of a Shoaling of the Oxic/Anoxic Interface in the Black Sea,” Marine Geology,

Vol 116. No. 3/4, pp 373-384

Appell and Curtin 1990

Appell, G. F., and Curtin. T. B., eds. 1990. Proceedings of the IEEE Fourth

Working Conference on Current Measurement, Current Measurement

Technology Commitee of the Oceanic Engineering Society. Institute of Electrical

and Electronics Engineers. New York. NY.

Arlman, Santema, and Svasek 1958

Arlman, J. J., Santema, P., and Svaek, J. N. 1958. “Movement of Bottom

Sediment in Coastal Waters by Currents and Waves: Measurements with the

Aid of Radioactive Tracers in the Netherlands,” lechnical Memorandum No. 105.

Beach Erosion Board, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station,

Vicksburg. NLS.

Ashley 1990

Ashley, G.M. 1990. “Classification of Large—Scale Subaqueous Bedforms: A

New Iook at an Old Problem.” Journal of Sedimentary Petrology, Vol 60, pp

363—396.

Aubrey and Speer 1984

Aubrey, D. G., and Speer. P. E. 1984. “Updrift Migration of Tidal Inlets,”

Journal of Geology. Vol 92, pp 531-546.

Aubrev and Weishar 1988

Aubrey. D.G., and Weishar, L. eds. 1988. Hydrodynamics and Sediment

Dynamics of Tidal Inlets, Lecture Notes on Coastal and Estuarine Studies, Vol

29. Springer— Verlag. New York. NY.

Bagnold 1941

Bagnold. R. A. 1941. The Physics of Windblown Sand and Desert Dunes,

Methuen, London. UK.

Bagnold 1954

Bagnold. R. A. I 954. The Physics of Blown Sand and Desert Dunes. 2nd ed.,

Methuen, London, IK,

Bagold 1963

Bagnold. R. A. 1963. “Mechanics of Marine Sedimentation.” In: The Sea. M.

N. Hill. ed., lnterscience, New York. NY. pp 507-528.

Bahr aId Lanier 1981

Bahr, L. M., and Lanier. W. P. 1981. “The Ecology of Intertidal Oyster Reefs

of the South Atlantic Coast: A Community Profile.” Report FWS/OBS-81/115,

U.S. Fish and Wildlife Service, Office of Biological Services, Washington, DC.

Ballard 1983

Ballard. R. D. 1983. Exploring our Living Planet, National Geographic

Society, Washington, DC.

Barnett 1984

Barneit. T . P. 1984. The Estimation of ‘Global’ Sea Level:A Problem of

Uniqueness.” Journal of Geophyscal Research, Vol 89, No C5, pp 7980-7988.

Barrick, Evans, and Weber 1977

Barrick, D. E., Evans, M. W.. and Weber, B. L. 1977. “Ocean Surface

Currents Mapped by Radar,” Science, Vol 198. pp 138-144.

Barrick, Lipa. and Lilleboe 1990

Barrick, D. E., Lipa. B. J., and Lilleboe, P. M. 1990.

“HF Radar Surface-Current Mapping: Recent U.S./ Canadian Advances,”

Proceedings of the IEEE Fourth Working Conference on Current Measuremen,G.

F. Appell and T. B. Curtin, eds., Current Measurement Technology Committee

of the Oceanic Engineering Society, Institute of Electrical and Electronics

Engineers, New York. NY. pp 22-29.

Barwis 1976

Barwis, J.H. 1976. “Annotated Bibliography on the Geologic, Hydrolic, and

Engineering Aspects of Tidal Inlets.” General Investigation of Tidal Inlets

Report 4, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station,Vicksburg, MS.

Basan and Frey 1977

Basan, P. B.. and Frey, R. W. 1977. “Actual Paleontology and Neoichnology

of Salt Marshes Near Sapelo Island. Georgia,” Trace Fossils 2, Geology Journal,

Special Issue 9, T. P. Crimes and J. C. Harper, eds., Seel House Press,

Liverpool, U K. pp 41—70.

Bascom 1964

Bascom, W. 1964. Wave and Beaches, the Dynamics of the Ocean Surface.

Doubleday & Co., Garden Citi, NY.

Bass, Fulford, Underwood. and Parson, in preperation

Bass, G. P., Fulford, E. T ., Underwood. S. G., and Parson, L.E.

“Rehabilitation of the South Jetty, Ocean City, Maryland,” Technical Report

CERC—94—6, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station,Vicksburg.

MS.

Bates 1953

Bates, C. C. 1953. “National Theory of Delta Formation.” Bulletin of the

American Association of Petroleum Geologists. Vol 37, pp 2119—2l6l.

Bates and Jackson 1984

Bates, R. L., and Jackson, J. A. 1984. Dictionary of Geoloric Terms, 3rd ed.,

Anchor Press. Doubleday, Garden City. NY.

Battan 1984

Battan. L. J. 1984. Fundamentals of Meteorology, Prentice Hall, Englewood

Cliffs, NJ.

Bendat and Piersol 1986

Bendat, J. S.. and Piersol, A. G. 1956. Random Data Analysis and

Measurement Procedures, 2nd ed.. John Wiley & Sons. New York. NY.

Bird 1976

Bird. E. C. F. I 976 “Shoreline Changes During the Past Century,”

Proceedings of the 23rd International Geographic Congress, Moscow, Pergamon.

Elmsford, NY.

Birkemeier 1984

Birkemeier, W.A. I 984. “The Interactive Survey Reduction Program: User’s

Manual ol ISRP.” Instruction Report CERC-84-l, U.S. Army Engineer

Waterways Experiment Station. Vicksburg, NIS.

Birkemeier 1985

Birkemeier, V. A. 1985. “Field Data on Seaward Limit of Profile Change,”

Journal of Waterways,. Port, Coastal and Ocean Engineering. Vol 111, No. 3. pp

598—602.

Birkemeier, Kraus. Scheffner, and Knowles 1987

Birkemeier, W. A, Kraus, N. C. Scheffner, N W, and Knowles, S. C. 1987.

“Feasibility Study of Quantitative Erosion Models for Use by the Federal

Emergency Management Agency.” Technical Report CERC-87-8, U.S. Army

Engineer Waterways Experiment Station.Vicksburt. MS.

Birkemeier, Miller, Wihelm, DeWall, and Gorbics 1985

Birkemeier, W. A., Miller. H. C., Wilhelm, S. D., DeWall, A. E.. and Gorbics.

C. S. 1985. “A User’s Guide to the Coastal Engineering Research Center’s”

(CERC’s) Field Research Center.” Instruction Report CERC-85-I. U.S. Army

Engineer Waterways Experiment Station. Vicksbur. MS.

Boggs 1987

Boggs. S.. Jr. 1987. Principles of Sedimentology and Stratigraphy. Merrill

Publishing Company, Columbus, OH

Boothroyd 1985

Boothroyd. J. C. 1985. “Tidal Inlets and Tidal Deltas,” Coastal Sedimentary

Environments. 2nd ed.. R. A. Davis, ed.. Springer-Verlag. New York. NY. pp

445-532.

Bos 1990

Bos, W. G. 1990. “A Comparison of Two Doppler Current Profilers,”

Proceedings of the IEEE Fouth Working Conference on Current Measurement. G.

F. Appell and T. B. Curtin. eds.. Current Measurement Technology Commitee of

the Oceanic Engineering Society, Institute of Electrical and Electronics

Engineers. New York, NY, pp 207-214

Bouma 1969

Bouma, Arnold H. 1969. .Method for the Study of Sediment Structures, John

Wiley, New York.

Bowen 1969

Bowen, A. .J. 1969. “Rip Currents: I: Theoretical Investigations.” Journal of

Geophysical Research. Vol 74. pp 5467-5478.

Bowen 1980

Bowen, A. J. 1980. “Simple Models of Nearshore Sedimentation, Beach

Profiles and Longshore Bars.” The coast of Canada, S. B. McCann, ed.,

Geological Survey of Canada, Ottawa, pp 1-11

Bowen and Inman 1966

Bowen, A. J., and Inman. D. L. 1966. “Budget of Littoral Sands in the

Vicinity of Point Arguello, California,” Technical Memorandum, Coastal

Engineering Research Center, U.S. Army Engineer Waterways Experiment

Station. Vicksburg, MS.

Bowen and Inman 1969

Bowen. A. J.. and Inman. D. L. 1969. “Rip Currents:2: Laboratory and Field

Observations.” Journal of Geophysical Reseach, Vol 74, pp 5479—5490.

Bowes 1989

Bowes, M. A. 1989. “Review of the Geomorphic Driversity of the Great

Lakes Shore Zone in Canada,” Heritage Resources Centre, University of

Waterloo, Waterloo,Canada.

Bowles 1979

Bowles. .J. F. 1979. Physical and Geotechnical Properties of Soils,

McGraw - Hill. New York, NY.

Bowles 1986

Bowles. J. F. 1986. Engineering Property of Soils and Their Measurement,

3rd ed.. McGraw - Hill, New York,NY.

Boyd, Dalrymple, and Zaitlin 1992

Boyd. R., Dalrymple, R., and Zaitlin. B.A. 1992. “Classilication of Elastic

Coastal Depositional Environments,” Sedimentary Geology, Vol 80, pp 139—150.

Brenninkmyer 1978

Brenninkmeyer. B.M. 1978. “Heavy Minerals.” The Encyclopedea of

Sedimentology. R. W. Fairbridge and J. Bougeois, eds.. Dowden, Hutchinson and

Ross. Inc.. Stroudsburg, PA. pp 400-402.

Bretherton, Davis. and Fandry 1976

Bretherton. F. P., Davis, R. E and Fandry. C. B. 1976. “A Technique for

Objective Analysis and Design of Oceanographic Experiments Applied to

MODE-73,” Deep-Sea Research. Vol 23. PP 559-582.

Brinker and Wolf 1984

Brinker, R. C., and Wolf, P. R. 1984. Elementary Surveying, 7th ed., Harper

and Row Publishers, New York, NY.

British Standards Institution 1975

British Standards Institution. 1975. Methods of Testing Soils for Civil

Engineering Purposes, BSI377, London, U.K.

Bruun 1954

Bruun, P. 1954. “Coast Erosion and the Development of Beach Profiles,”

Technical Memorandum No. 44, Beach Erosion Board, U.S. Army Engineer

Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS.

Bruun 1962

Bruun, P. M. 1962. “Sea-level Rise as a Cause of Shore Erosion,”

Proceedings, Journal of the Waterways and Harbor Division, American Society

of Civil Engineers, Vol 88, No. WW1, pp 117-130.

Bruun 1963

Bruun, P., 1963. “Sea-level Rise as a Cause of Shore Erosion,” Journal of the

Waterways, Harbors and Coastal Engineering Division, ASCE, Vol 88, No. WWI,

pp 117-130.

Bruun 1966

Bruun, P. 1966. Tidal Inlets and Littoral Drift, Universitets- forlaget,

Norway (in English).

Bruun 1988

Bruun, P. 1988. “The Bruun Rule of Erosion by Sea-Level Rise: A Discussion

of Large-Scale Two- and Three-Dimensional Usages,” Journal of Coastal

Research, Vol 4, pp 627-648.

Bruun and Gerritsen 1959

Bruun, P., and Gerritsen, F. 1959. “Natural By-passing of Sand at Coastal

Inlets,” Journal of Waterways and Harbors Division, American Society of Civil

Engineers, New York, NY, pp 75-107.

Bruun and Gerritsen 1961

Bruun, P., and Gerritsen, F. 1961. “Stability of Coastal Inlets,” Proceedings

of the Seventh Conference on Coastal Engineering, August 1960, The Hague,

Netherlands, J. W. Johnson, ed., Council on Wave Research, University of

California, Berkeley, CA, pp 386-417.

Bullard 1962

Bullard, F. M. 1962. Volcanoes in History, in Theory, in Eruption,

University of Texas Press, Austin, TX.

Buller and McManus 1979

Buller, A. T., and McManus, J. 1979. “Sediment Sampling and Analysis,”

Estuarine Hydrography and Sedimentation, K. R. Dyer, ed., Cambridge

University Press, Cambridge, UK.

Byrnes and Hiland 1994

Byrnes, M. A., and Hiland, M. W. 1994. “Shoreline Position and Nearshore

Bathymetric Change,” Kings Bay Coastal and Estuarine Physical Monitoring

and Evaluation Program: Coastal Studies; Volume I, Main Text and Appendix A,

N. C. Kraus, L. T. Gorman, and J. Pope, eds., Technical Report CERC-94-9, U.S.

Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS, pp 61-144.

Carter 1988

Carter, R. W. G. 1988. Coastal Environments: An Introduction to the

Physical, Ecological, and Cultural Systems of Coastlines, Academic Press,

London, UK.

Carter, Curtis, and Sheehy-Skeffington 1992

Carter, R. W. G., Curtis, T. G. F., and Sheehy- Skeffington, M. J., 1992.

Coastal Dunes, Geomorphology, Ecology, and Management for Conservation, Al

A. Balkema, Rotterdam, The Netherlands.

Carter, Williams, Fuller, and Meisburger 1982

Carter, C. H., Williams, S. J., Fuller, J. A., and Meisburger, E. P. 1982.

“Regional Geology of the Southern Lake Erie (Ohio) Bottom: A Seismic

Reflection and Vibracore Study,” Miscellaneous Report No 82-15, Coastal

Engineering Research Center, U.S. Army Engineer Waterways Experiment

Station, Vicksburg, MS.

Casta˜ner 1971

Casta˜ner, P. F. 1971. “Selected Bibliography on the Engineering

Characteristics of Coastal Inlets,” Report HEL 24-7, Hydraulic Engineering

Laboratory, University of California, Berkeley, CA.

Chapman 1974

Chapman, V. J. 1974. “Salt Marshes and Salt Deserts of the World,” Ecology

of Halophytes, R. J. Reimold and W. H. Queen, eds., Academic Press, NY, pp 3-

19.

Chasten 1992

Chasten, M. A. 1992. “Coastal Response to a Dual Jetty System at Little

River Inlet, North and South Carolina,” Miscellaneous Paper CERC-92-2, U.S.

Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS

Chasten and Seabergh 1992

Chasten, M. A., and Seabergh, W. C. 1992. “Engineering Assessment of

Hydrodynamics and Jetty Scour at

Little River Inlet, North and South Carolina,” Miscellaneous Paper CERC-

92-10, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS.

Chave, Luther, and Filloux 1990

Chave, A. D., Luther, D. S., and Filloux, J. H. 1990. “Spatially-Averaged

Velocity from the Seafloor Horizontal Electrical Field,” Proceedings of the IEEE

Fourth Working Conference on Current Measurement, G. F. Appell and T. B.

Curtin, eds., Current Measurement Technology Committee of the Oceanic

Engineering Society, Institute of Electrical and Electronics Engineers, New

York, NY, pp 46-53.

Chiu 1977

Chiu, T.Y. 1977. “Beach and Dune Response to Hurricane Eloise of

September 1975,” Proceedings Coastal Sediments 77, American Society of Civil

Engineers, New York, NY, pp 116-134.

Clausner, Birkemeier, and Clark 1986

Clausner, J. E., Birkemeier, W. A., and Clark, G. R. 1986. “Field

Comparison of Four Nearshore Survey Systems,” Miscellaneous Paper CERC-

86-6, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS.

Clifton and Dingler 1984

Clifton, H. E., and Dingler, J. R. 1984. “Wave-formed Structures and

Paleoenvironmental Reconstruction,” Marine Geology, Vol 60, pp 165-198.

Coastal Engineering Research Center 1991

Coastal Engineering Research Center. 1991. “Recommended Physical Data

Collection Program for Beach Renourishment Projects,” Coastal Engineering

Technical Note CETN II-26, U.S. Army Engineer Waterways Experiment

Station, Vicksburg, MS.

Cole 1980

Cole, F. W. 1980. Introduction to Meteorology, John Wiley and Sons, Inc.,

New York, NY.

Coleman 1988

Coleman, J. M. 1988. “Dynamic Changes and Processes in the Mississippi

River Delta,” Bulletin of the Geological Society of America, Vol 100, pp 999-1015.

Coleman and Garrison 1977

Coleman, J. M., and Garrison, L. E. 1977. “Geological Aspects of Marine

Slope Instability, Northwestern Gulf of Mexico,” Marine Geotechnology, Vol 2,

pp 9-44.

Coleman and Wright 1971

Coleman, J. M., and Wright, L. D. 1971. “Analysis of Major River Systems

and Their Deltas: Procedures and Rationale, with Two Examples,” Technical

Report No. 95, Coastal Studies Institute, Louisiana State University, Baton

Rouge, LA.

Coleman and Wright 1975

Coleman, J. M., and Wright, L. D. 1975. “Modern River Deltas: Variability

of Process and Sand Bodies,” Deltas, Models for Exploration, M. L. Broussard,

ed., Houston Geological Society, Houston, TX, pp 99-149.

Colwell 1983

Colwell, R. N., Editor-in-chief. 1983. Manual of Remote Sensing, 2nd ed., (in

2 volumes), American Society of Photogrammetry, Falls Church, VA. C¸c th«ng

tin nghiªn cøu liªn quan ®Õn c«ng nghiÖp x©y dùng

Association (CIRIA) 1991

Construction Industry Research and Information Association (CIRIA). 1991.

Manual on the Use of Rock in Coastal and Shoreline Engineering, CIRIA Special

Publication 83, London, UK (also published as: Centre for Civil Engineering

Research and Codes (CUR) Report 154, Gouda, The Netherlands).

Cook and Gorsline 1972

Cook, D. O., and Gorsline, D. S. 1972. “Field Observations of Sand

Transport by Shoaling Waves,” Marine Geology, Vol 13, pp 31-55.

ñy ban hîp t¸c nghiªn cøu vÒ Great Lakes

Hydraulic and Hydrologic Data 1992

Coordinating Committee on Great Lakes Basic Hydraulic and Hydrologic

Data. 1992. “IGLD 1985,” Brochure describing the International Great Lakes

Datum 1985, U.S. Government Printing Office, Washington, DC.

EM 1110-2-1810 31 Jan 95

Cotton 1952

Cotton, C. A. 1952. “Criteria for the Classification of Coasts,” Abstract of

papers, 17th Congress of International Geographers, Washington, DC, p 15.

Cromwell 1971

Cromwell. 1971. Barrier Coast Distribution: A Worldwide Survey,“

Abstracts, Second Coastal and Shallow Water Research Conference, U.S. Office

of Naval Research Geography Program, University Press, University of

Southern California, Los Angeles, CA, p 50.

Cronin 1975

Cronin, L. E., ed. 1975. Estuarine Research, Academic Press, New York, NY

(2 volumes).

Crowell, Leatherman, and Buckley 1991

Crowell, M., Leatherman, S. P., and Buckley, M. K. 1991. “Historical

Shoreline Change: Error Analysis and Mapping Accuracy,” Journal of Coastal

Research, Vol 7, No. 3, pp 839-852.

Curray 1964

Curray, J. R. 1964. “Transgressions and Regressions,” Papers in Marine

Geology: Shepard Commemorative Volume, R. L. Mills, ed., MacMillan, New

York, NY.

Curray 1965

Curray, J. R. 1965. “Late Quaternary History, Continental Shelves of the

United States,” The Quaternary of the United States, H. E. Wright, Jr. and D.

G. Frey, eds., Princeton University Press, Princeton, NJ, pp 713-735.

Dally, Dean, and Dalrymple 1985

Dally, W. R., Dean, R. G., and Dalrymple, R. A. 1985. “Wave Height

Variation Across Beaches of Arbitrary Profile,” Journal of Geophysical Research,

Vol 90, No. C6, pp 11917-11927.

Dalrymple 1992

Dalrymple, R. A. 1992. “Prediction of Storm/Normal Beach Profiles,”

Journal of Waterway, Port, Coastal and Ocean Engineering, Vol 118, No. 2, pp

193-200.

Dalrymple, Silver, and Jackson 1973

Dalrymple, G. B., Silver, E. I., and Jackson, E. D. 1973. “Origin of the

Hawaiian Islands,” American Scientist, Vol 61, No. 3, pp 294-308.

Dalrymple, Zaitlin, and Boyd 1992

Dalrymple, R. W., Zaitlin, B. A., and Boyd, R. 1992. “Estuarine Facies

Models: Conceptual Basis and Stratigraphic Implications,” Journal of

Sedimentary Petrology, Vol 62, No. 6, pp 1130-1146.

Dana 1849

Dana, J. D. 1849. “Geology,” Report of the U.S. Exploring Expedition, 1838-

1842, C. Sherman, Philadelphia, PA. Davidson, Dean, and Edge 1990 Davidson,

M. A., Dean, R. G., and Edge, B. L. 1990. Shore and Beach, Vol 58, No. 4

(Special issue dedicated to Hurricane Hugo papers).

Davidson-Arnott and Greenwood 1976

Davidson-Arnott, R. G. D., and Greenwood, B. 1976. “Facies Relationships

on a Barred Coast, Kouchibouguac Bay, New Brunswick, Canada,” Beach and

Nearshore Sedimentation, R. A. Davis, Jr. and R. L. Ethington, eds., Society of

Economic Paleontologists and Mineralogists Special Publication 24, Tulsa, OK,

pp 149-168.

Davies 1964

Davies, J. L. 1964. “A Morphogenic Approach to World Shorelines,”

Zeitschrift für Geomorphology, Vol 8, pp 27-42.

Davies 1973

Davies, J. L. 1973. Geographical Variation in Coastal Development, Hafner

Publishing Company, New York, NY.

Davies 1980

Davies, J. L. 1980. Geographical Variation in Coastal Development, 2nd ed.,

Longman Group, London, UK.

Davis 1896a

Davis, W. M. 1896a. “Shoreline Topography,” reprinted in: Geographical

Essays, Dover Publications, New York, NY (1954 reprint).

Davis 1896b

Davis, W. M. 1896b. “The Outline of Cape Cod,” Proceedings, American

Academy of Arts and Science, Vol 31, pp 303-332.

Davis 1973

Davis, R. A. 1973. “Coastal Ice Formation and its Effect on Beach

Sedimentation,” Shore and Beach, Vol 41, pp 3-9.

Davis 1985

Davis, R. A., Jr., ed. 1985. Coastal Sedimentary Environments, 2nd ed.,

Springer-Verlag, New York, NY.

Davis and Ethington 1976

Davis, R. A., Jr., and Ethington, R. L. 1976. Beach and Nearshore

Sedimentation, Society of Economic Paleontologists and Mineralogists (SEPM)

Special Publication No. 24, Tulsa, OK.

Davis and Hayes 1984

Davis, R. A., Jr., and Hayes, M. O. 1984. “What is a Wave-Dominated

Coast?, Hydrodynamics and Sedimentation in Wave-Dominated Coastal

Environments,” B. Greenwood and R. A. Davis, Jr., eds., Marine Geology, Vol 60,

pp 313-329.

Davis and Schultz 1990

Davis, B. E., and Schultz, K. L. 1990. “Geographic Information Systems, a

Primer,” Contract Report ITL- 90-1, U.S. Army Engineer Waterways

Experiment Station, Vicksburg, MS.

Davis and Weller 1980

Davis, R. E., and Weller, R. A. 1980. “Propeller Current Sensors,” Air-Sea

Interaction-Instruments and Methods, F. Dobson, L. Hasse, and R. Davis, eds.,

Plenum Press, New York, NY, pp 141-153.

Dean 1973

Dean, R. G. 1973. “Heuristic Model of Sand Transport in the Surf Zone,”

Proceedings of Engineering Dynamics in the Surf Zone, Institute of Engineers,

Australia, pp 208-214.

Dean 1976

Dean, R. G. 1976. “Beach Erosion: Causes, Processes, and Remedial

Measures,” CRC Reviews in Environmental Control, CRC Press Inc., Boca

Raton, FL, Vol 6, Issue 3, pp 259-296.

Dean 1977

Dean, R. G. 1977. “Equilibrium Beach Profiles - U.S. Atlantic and Gulf

Coasts,” Ocean Engineering Report No. 12, University of Delaware, Newark,

DE, pp 1-45.

EM 1110-2-1810 31 Jan 95

Dean 1984

Dean, R. G. 1984. “Applications of Equilibrium Beach Profile Concepts,”

Coastal Engineering Abstracts, American Society of Civil Engineers, New York,

NY, pp 140-141.

Dean 1987

Dean, R. G. 1987. “Coastal Sediment Processes: Toward Engineering

Solutions,” Proceedings of Coastal Sediments 87, American Society of Civil

Engineers, New York, NY, pp 1-24.

Dean 1988

Dean, R. G. 1988. “Sediment Interaction at Modified Coastal Inlets:

Processes and Policies,” Hydrodynamics and Sediment Dynamics of Tidal Inlets,

Lecture Notes on Coastal and Estuarine Studies, D. G. Aubrey and L. Weishar,

eds., Vol 29, Springer-Verlag, New York, NY, pp 412-439.

Dean 1990

Dean, R. G. 1990. “Equilibrium Beach Profiles: Characteristics and

Applications,” Report UFL/COEL-90/001, Coastal & Oceanographic Engineering

Department, University of Florida, Gainesville, FL.

Dean 1991

Dean, R. G. 1991. “Equilibrium Beach Profiles: Characteristics and

Applications,” Journal of Coastal Research, Vol 7, No. 1, pp 53-84.

Dean and Maurmeyer 1983

Dean, R. G., and Maurmeyer, E. M. 1983. “Models for Beach Profile

Response,” CRC Handbook of Coastal Process and Erosion, P. D. Komar, ed.,

CRC Press, Boca Raton, FL, pp 151-166.

de Beaumont 1843

de Beaumont, L. E. 1845. SeptiÌme leon, in: Leons de GÐologie Practique,

P. Bertrand, Paris, France, pp 221-252.

de Blij and Muller 1993

de Blij, H. J., and Muller, P. O. 1993. Physical Geography of the Global

Environment, John Wiley & Sons, New York, NY.

Deery and Howard 1977

Deery, J. R., and Howard, J. D. 1977. “Origin and Character of Washover

Fans on the Georgia Coast, USA,” Gulf Coast Association Geologic Society

Transactions, Vol 27, pp 259-271.

EM 1110-2-1810 31 Jan 95

Dietrich, Dutro, and Foose 1982

Dietrich, R. V., Dutro, J. T., Jr., and Foose, R. M., Compilers. 1982. AGI

Data Sheets for Geology in the Field, Laboratory, and Office, American

Geological Institute, Alexandria, VA.

Dillon 1970

Dillon, W. P. 1970. “Submergence Effects on a Rhode Island Barrier and

Lagoon and Inferences on Migration of Barriers,” Journal of Geology, Vol 78, pp

94-106.

Dillon and Oldale 1978

Dillon, W. D., and Oldale, R. N. 1978. “Late Quaternary Sea Level Curve:

Reinterpretation Based on Glacio- Eustatic Influence,” Geology, Vol 6, pp 56-60.

Dingler, Reiss, and Plant 1993

Dingler, J. R., Reiss, T. E., and Plant, N. G. 1993. “Erosional Patterns of the

Isles Dernieres, Louisiana, in Relation to Meteorological Influences,” Journal of

Coastal Research, Vol 9, No. 1, pp 112-125.

Dionne and Laverdiere 1972

Dionne, J. C., and Laverdiere, C. 1972. “Ice-Formed Beach Features From

Lake St. Jean, Quebec,” Canadian Journal of Earth Science, Vol 9, pp 979-990.

Dolan and Davis 1992

Dolan, R., and Davis, R. E. 1992. “Rating Northeasters,” Mariners Weather

Log, Vol 36, No 1, pp 4-11.

Dolan and Hayden 1983

Dolan, R., and Hayden, B. 1983. “Patterns and Prediction of Shoreline

Change,” CRC Handbook of Coastal Processes, P. D. Komar, ed., CRC Press,

Boca Raton, FL, pp 123-165.

Dolan, Hayden, May, and May 1980

Dolan, R. B., Hayden, B., May, P., and May, S. 1980. “Reliability of

Shoreline Change Measurements from Aerial Photographs,” Shore and Beach,

Vol 48, No. 4, pp 22-29.

Dolan, Hayden, and May 1983

Dolan, R., Hayden, B., and May, S. 1983. “Erosion of the U.S. Shorelines,”

CRC Handbook of Coastal Processes and Erosion, P. D. Komar, ed., CRC Press,

Inc., Boca Raton, FL, pp 285-299.

Dorn 1983

Dorn, R. I. 1983. “Cation-Ratio Dating: A New Rock Varnish Age-

Determination Technique,” Quaternary Research, Vol 20, pp 49-73.

Douglass 1987

Douglass, S. L. 1987. “Coastal Response to Navigation Structures at

Murrells Inlet, South Carolina,” Technical Report CERC-87-2, U.S. Army

Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS.

Dronkers 1964

Dronkers, J. J. 1964. Tidal Computations in Rivers and Coastal Waters,

North-Holland Publishing Company, Amsterdam, the Netherlands.

Duane 1970

Duane, D. B. 1970. “Tracing Sand Movement in the Littoral Zone: Progress

in the Radioisotopic Sand Tracer (RIST) Study, July 1968-February 1969,”

Miscellaneous Paper No. 4-70, Coastal Engineering Research Center, U.S. Army

Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS.

Duane and Meisburger 1969

Duane, D. B., and Meisburger, E. P. 1969. “Geomorphology and Sediments

of the Nearshore Continental Shelf, Miami to Palm Beach, Florida,” Technical

Memorandum No. 29, Coastal Engineering Research Center, USAE Waterways

Experiment Station, Vicksburg, MS.

Duane, Field, Meisburger, Swift, and Williams 1972

Duane, D. B., Field, M. E., Meisburger, E. P., Swift, D. J. P., and Williams,

S. J. 1972. “Linear Shoals on the Atlantic Inner Continental Shelf, Florida to

Long Island,” Shelf Sediment Transport, D. J. P. Swift, D. B. Duane, and O. H.

Pilkey, eds., Dowd, Hutchinson, and Ross, Stroudsburg, PA.

Dugdale 1981

Dugdale, R. 1981. “Coastal Processes,” Geomorphological Techniques, A.

Goudie, ed., pp 247-265.

Dyer 1979

Dyer, K. R., ed. 1979. Estuarine Hydrography and Sedimentation, a

Handbook, Cambridge University Press, Cambridge, UK.

Eckert and Callender 1987

Eckert, J., and Callender, G. 1987. “Geotechnical Engineering in the Coastal

Zone,” Instruction Report CERC-87-1, U.S. Army Engineer Waterways

Experiment Station, Vicksburg, MS.

Edwards and Frey 1977

Edwards, J. M., and Frey, R. W. 1977. “Substrate Characteristics Within a

Holocene Salt Marsh, Sapelo Island, Georgia,” Senckenberg. Marit., Vol 9, pp

215-259.

Ellis 1978

Ellis, M. Y. 1978. Coastal Mapping Handbook, U.S. Geological Survey, U.S.

Department of the Interior, and National Ocean Survey, U.S. Department of

Commerce, U.S. Government Printing Office, Washington, DC.

Emery 1941

Emery, K. O. 1941. “Rate of Surface Retreat of Sea Cliffs Based on Dated

Inscriptions,” Science, Vol 93, pp 617-8.

Emery 1952

Emery, K. O. 1952. “Continental Shelf Sediments of Southern California,”

Geological Society of America Bulletin, Vol 63, pp 1105-1108.

Emery 1966

Emery, K. O. 1966. “Atlantic Continental Shelf and Slope of the United

States-Geologic Background,” Paper 529-A, U.S. Geological Survey, Washington,

DC.

Emery 1967

Emery, K. O. 1967. “Estuaries and Lagoons in Relation to Continental

Shelves,” Estuaries, Publication 83, G. H. Lauff, ed., American Association for

the Advancement of Science, Washington, DC, pp 9-11.

Emery 1968

Emery, K. O. 1968. “Relict Sediments on Continental Shelves of the World,”

American Association of Petroleum Geologists Bulletin, Vol 52, No. 3, pp 445-

464.

Emery 1969

Emery, K. O. 1969. “The Continental Shelves,” Scientific American, Vol 221,

pp 107-122.

Emery and Aubrey 1991

Emery, K. O., and Aubrey, D. G. 1991. Sea Levels, Land Levels, and Tide

Gauges, Springer-Verlag, New York, NY.

Environmental Systems Research Institute 1992

Environmental Systems Research Institute. 1992. “Understanding GIS - the

ARC/INFO® Method,” Rev. 6, Environmental Systems Research Institute, Inc.,

Redlands, CA.

EM 1110-2-1810 31 Jan 95

Escoffier 1940

Escoffier, F. F. 1940. “The Stability of Tidal Inlets,” Shore and Beach, Vol 8,

pp 114-115.

Escoffier 1977

Escoffier, F. F. 1977. “Hydraulics and Stability of Tidal Inlets,” General

Investigation of Tidal Inlets Report 13, U.S. Army Engineer Waterways

Experiment Station, Vicksburg, MS.

Everts, Battley, and Gibson 1983

Everts, C. H., Battley, J. P., and Gibson, P. N. 1983. “Shoreline Movements,

Report 1: Cape Henry, Virginia, to Cape Hatteras, North Carolina, 1849-1980,”

Technical Report CERC-83-1, U.S. Army Engineer Waterways Experiment

Station, Vicksburg, MS.

Faegri and Iverson 1975

Faegri, K., and Iverson, J. 1975. Textbook of Pollen Analysis, Blackwell,

Oxford, UK.

Faure 1977

Faure, G. 1977. Principles of Isotope Geology, John Wiley & Sons, New York,

NY.

Field 1979

Field, M. E. 1979. “Sediments, Shallow Subbottom Structure, and Sand

Resources of the Inner Continental Shelf, Central Delmarva Peninsula,”

Technical Paper No. 79-2, Coastal Engineering Research Center, U.S. Army

Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS.

Field and Duane 1974

Field, M. E., and Duane, D. B. 1974. “Geomorphology and Sediments of the

Inner Continental Shelf, Cape Canaveral, Florida,” Technical Memorandum No.

42, Coastal Engineering Research Center, USAE Waterways Experiment

Station, Vicksburg, MS.

Finkl and Pilkey 1991

Finkl, C. W., and Pilkey, O. H. 1991. “Impacts of Hurricane Hugo:

September 10-22, 1989,” Journal of Coastal Research, Special Issue No. 8.

Fisher and Dolan 1977

Fisher, J. S., and Dolan, R. 1977. “Beach Processes and Coastal

Hydrodynamics,” Benchmark Papers in Geology, Vol 39, Dowden, Hutchinson &

Ross, Stroudsburg, PA.

EM 1110-2-1810 31 Jan 95

FitzGerald 1988

FitzGerald, D. M. 1988. “Shoreline Erosional-Depositional Processes

Associated with Tidal Inlets,” Hydrodynamics and Sediment Dynamics of Tidal

Inlets, Lecture Notes on Coastal and Estuarine Studies, D. G. Aubrey and L.

Weishar, eds., Vol 29, Springer-Verlag, New York, NY, pp 186-225.

FitzGerald and Nummedal 1983

FitzGerald, D. M., and Nummedal, D. 1983. “Response Characteristics of an

Ebb-Dominated Tidal Inlet Channel,” Journal of Sedimentary Petrology, Vol 53,

No. 3, pp 833-845.

FitzGerald and Rosen 1987

FitzGerald, D. M., and Rosen, P. S., eds. 1987. Glaciated Coasts, Academic

Press, San Diego, CA.

FitzGerald, Baldwin, Ibrahim, and Humphries 1992

FitzGerald, D. M., Baldwin, C. T., Ibrahim, N., and Humphries, S. M. 1992.

“Sedimentologic and Morphologic Evolution of a Beach-Ridge Barrier along an

Indented Coast: Buzzards Bay, Massachusetts,” Quatennary Coasts of the

United States: Marine and Lacustrine Systems, SEPM Special Publication No.

48, Tulsa, OK.

FitzGerald, Hubbard, and Nummedal 1978

FitzGerald, D. M., Hubbard, D. K., and Nummedal, D. 1978. “Shoreline

Changes Associated with Tidal Inlets along the South Carolina Coast,”

Proceedings Coastal Zone 78, American Society of Civil Engineers, New York,

NY, pp 1973-1994.

FitzGerald, Penland, and Nummedal 1984

FitzGerald, D. M., Penland, S., and Nummedal, D. 1984. “Control of Barrier

Island Shape by Inlet Sediment Bypassing: Ease Friesian Islands, West

Germany,” Marine Geology, Vol 60, pp 355-376.

Flemming 1976

Flemming, B. W. 1976. “Side-scan Sonar: A Practical Guide,” International

Hydrographic Review, Vol 53, No. 1.

Flint 1971

Flint, R. F. 1971. Glacial and Quaternary Geology, John Wiley and Sons,

New York, NY.

Folk 1974

Folk, R. L. 1974. Petrology of Sedimentary Rock, Hemphill Publishing

Company, Austin, TX.

Folk 1980

Folk, R. L. 1980. Petrology of Sedimentary Rocks, Hemphill Publishing

Company, Austin, TX.

Fox and Davis 1976

Fox, W. T., and Davis, R. A., Jr. 1976. “Weather Patterns and Coastal

Processes,” Beach and Nearshore Sedimentation, R. A. Davis, Jr., and R. L.

Ethington, eds., Society of Economic Paleontologists and Mineralogists Special

Publication No. 24, Tulsa, OK.

Fredette, Nelson, Miller-Way, Adair, Sotler, Clausner, Hands, and

Anders 1990

Fredette, T. J., Nelson, D. A., Miller-Way, T., Adair, J. A., Sotler, V. A.,

Clausner, J. E., Hands, E. B., and Anders, F. J. 1990. “Selected Tools and

Techniques for Physical and Biological Monitoring of Aquatic Dredged Material

Disposal Sites,” Technical Report D-90-11, Dredging Operations Technical

Support Program, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station,

Vicksburg, MS.

Frey and Basan 1985

Frey, R. W. and Basan, P. B. 1985. “Coastal Salt Marshes,” Coastal

Sedimentary Environments, R. A. Davis, Jr., ed., pp 225-301.

Friedlander, Kennedy, and Miller 1955

Friedlander, G., Kennedy, J. W., and Miller, J. M. 1955. Nuclear and

Radiochemistry, John Wiley & Sons, New York, NY.

Friedman and Sanders 1978

Friedman, G. M., and Sanders, J. E. 1978. Principles of Sedimentology, John

Wiley and Sons, New York, N.Y.

Frihy 1992

Frihy, O. E. 1992. “Sea-Level Rise and Shoreline Retreat of the Nile Delta

Promontories, Egypt,” Natural Hazards, Vol 5, pp 65-81.

Fuller and Meisberger 1982

Fuller, J. A., and Meisberger, E. P. 1982. “A Lightweight Pneumatic Coring

Device: Design and Field Test,” Miscellaneous Report No. 82-8, Coastal

Engineering Research Center, U.S. Army Engineer Waterways Experiment

Station, Vicksburg, MS.

Galvin 1968

Galvin, C. J. 1968. “Breaker Type Classification on Three Laboratory

Beaches,” Journal of Geophysical Research, Vol 73, pp 3651-3659.

Garland 1979

Garland, G. D. 1979. Introduction to Geophysics, W. B. Saunders Company,

Philadelphia, PA.

Garrison and McMaster 1966

Garrison, L. E., and McMaster, R. L. 1966. “Sediments and Geomorphology

of the Continental Shelf Off Southern New England,” Marine Geology, Vol 4, pp

273-289.

Giese 1988

Giese, G. S. 1988. “Cyclical Behavior of the Tidal Inlet at Nauset Beach,

Chatham, Massachusetts,” Hydrodynamics and Sediment Dynamics of Tidal

Inlets, Lecture Notes on Coastal and Estuarine Studies, Vol 29, D. G. Aubrey

and L. Weishar, eds., Springer-Verlag, New York, NY, pp 269-283.

Gilbert 1885

Gilbert, G. K. 1885. 5th Annual Report, U.S. Geological Survey,

Washington, DC, pp 87-88 (reprinted in Schwartz (1973).

Glen 1979

Glen, N. C. 1979. “Tidal Measurement,” Estuarine Hydrography and

Sedimentation, K. R. Dyer, ed., Cambridge University Press, Cambridge, UK.

Godin 1972

Godin, G. 1972. The Analysis of Tides, University of Toronto Press, Toronto,

Canada.

Goldsmith 1985

Goldsmith, V. 1985. “Coastal Dunes,” Coastal Sedimentary Environments,

2nd ed., R. A. Davis, Jr., ed., Springer-Verlag, New York, NY, pp 303-378.

Gordon, Berezutskii, Kaneko, Stocchino, and Weisberg 1990

Gordon, R. L., Berezutskii, A. V., Kaneko, A., Stocchino, C., and Weisberg,

R. H. 1990. “A Review of

Interesting Results Obtained with Acoustic Doppler Current Profilers,”

Proceedings of the IEEE Fourth Working Conference on Current Measurement,

G. F. Appell and T. B. Curtin, eds. Current Measurement Technology

Committee of the Oceanic Engineering Society, Institute of Electrical and

Electronics Engineers, New York, NY, pp 180-191.

Gorman 1991

Gorman, L. T. 1991. “Annotated Bibliography of Relative Sea Level

Change,” Technical Report CERC-91-16, U.S. Army Engineer Waterways

Experiment Station, Vicksburg, MS.

EM 1110-2-1810 31 Jan 95

Gorman and Reed 1989

Gorman, L. T., and Reed, D. W. (1989). “Shoreline Response of the Northern

New Jersey Barrier System,” Proceedings Coastal Zone 89, Barrier islands:

process and management, American Society of Civil Engineers, New York, NY,

pp 122-137.

Gorman, Pitchford, Stauble, and Langston, in preparation.

Gorman, L. T., Pitchford, K. R., Stauble, D. K., and Langston, J. T.

“Appendix D, Survey and Sediment Grain-Size Data,” Kings Bay coastal and

estuarine physical monitoring and evaluation program: Coastal studies; Volume

II, Appendices B-G, N. C. Kraus, L. T. Gorman, and J. Pope, eds., Technical

Report CERC-94-9, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station,

Vicksburg, MS, pp D1-D163.

Gornitz and Lebedeff 1987

Gornitz, V., and Lebedeff, S. 1987. “Global Sea-Level Changes During the

Past Century,” Sea-Level Fluctuations and Coastal Evolution, D. Nummedal, O.

H. Pilkey, and J. D. Howard, eds., Special Publication No. 41, Society of

Economic Paleontologists and Mineralogists, Tulsa, OK, pp 3-16.

Goudie 1981

Goudie, A., ed. 1981. Geomorphological Techniques, George Allen and

Unwin, London, UK.

Gove 1986

Gove, P. B., ed. 1986. Webster s Third International Dictionary, Merriam-

Webster, Springfield, MA.

Grabau 1913

Grabau, A. W. 1913. Principles of Stratigraphy, Dover, New York, NY.

Graf 1984

Graf, W. H. 1984. Hydraulics of Sediment Transport, Water Resources

Publications, Littleton, CO.

Great Lakes Commission 1986

Great Lakes Commission. 1986. “Water Level Changes: Factors Influencing

the Great Lakes,” Great Lakes Commission, Ann Arbor, MI.

Greene 1970

Greene, H. G. 1970. “Microrelief of an Arctic Beach,” Journal of

Sedimentary Petrology, Vol 40, pp 419-427.

EM 1110-2-1810 31 Jan 95

Greenwood and Davis 1984

Greenwood, B., and Davis, R. A., Jr. 1984. Hydrodynamics and

Sedimentation in Wave-Dominated Coastal Environments, Developments in

Sedimentology 39, Elsevier, Amsterdam, the Netherlands (reprinted from

Marine Geology, Vol 60, Nos. 1-4).

Guilcher 1965

Guilcher, A. 1965. “Drumlin and Spit Structures in the Kenmare River,

South-west Ireland,” Irish Geography, Vol 5, No. 2, pp 7-19.

Gulliver 1899

Gulliver, F. P. 1899. “Shoreline Topography,” Proceedings of the American

Academy of Arts and Science, Vol 34, pp 149-258.

Guza and Inman 1975

Guza, R. T., and Inman, D. L. 1975. “Edge Waves and Beach Cusps,”

Journal of Geophysical Research, Vol 80, pp 2997-3012.

Hallermeier 1977

Hallermeier, R. J. 1977. “Calculating a Yearly Depth Limit to the Active

Beach Profile,” Technical Paper TP 77-9, Coastal Engineering Research Center,

U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS.

Hallermeier 1978

Hallermeier R. J. 1978. “Uses for a Calculated Limit Depth to Beach

Erosion,” Proceedings of the 16th Coastal Engineering Conference, American

Society of Civil Engineers, New York, NY, pp 1493-1512.

Hallermeier 1979

Hallermeier, R. J. 1979. “Uses for a Calculated Limit Depth to Beach

Erosion,” Proceedings of the Sixteenth Coastal Engineering Conference,

American Society of Civil Engineers, New York, NY, pp 1493-1512.

Hallermeier 1981a

Hallermeier, R. J. 1981a. “A Profile Zonation for Seasonal Sand Beaches

from Wave Climate,” Coastal Engineering, Vol 4, No. 3, pp 253-277.

Hallermeier 1981b

Hallermeier, R. J. 1981b. “Terminal Settling Velocity of Commonly

Occurring Sand Grains,” Sedimentology, Vol 28, No. 6, pp 859-865.

Hallermeier 1981c

Hallermeier, R. J. 1981c. “Seaward Limit of Significant Sand Transport by

Waves: An Annual Zonation for Seasonal Profiles,” Coastal Engineering

Technical Aide CETA 81-2, Coastal Engineering Research Center, U.S. Army

Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS.

Hallermeier 1983

Hallermeier, R. J. 1983. “Sand Transport Limits in Coastal Structure

Designs,” Proceedings of Coastal Structures ’83, American Society of Civil

Engineers,pp 703-716.

Halpern 1978

Halpern, D. 1978. “Mooring Motion Influences on Current Measurements,”

Proceedings of a Working Conference on Current Measurement, Technical

Report DEL-SG-3-78, College of Marine Studies, University of Delaware,

Newark, DE, pp 69-76.

Halpern 1980

Halpern, D. 1980. “Moored Current Measurements in the Upper Ocean,”

Air-Sea Interaction -- Instruments and Methods, F. Dobson, L. Hasse, and R.

Davis, eds., Plenum Press, New York, NY, pp 127-140.

Hands 1976

Hands, E. B. 1976. “Observations of Barred Coastal Profiles Under the

Influence of Rising Water Levels, Eastern Lake Michigan, 1967-71,” Technical

Report 76-1, Coastal Engineering Research Center, U.S. Army Engineer

Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS.

Hands 1979

Hands, E. B. 1979. “Changes in Rates of Shore Retreat, Lake Michigan

1967-76,” Technical Paper No. 79-4, U.S. Army Engineer Waterways

Experiment Station, Coastal Engineering Research Center, Vicksburg, MS.

Hands 1980

Hands, E. B. 1980. “Prediction of Shore Retreat and Nearshore Profile

Adjustments to Rising Water Levels on the Great Lakes,” Technical Paper No.

80-7, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Coastal Engineering

Research Center, Vicksburg, MS.

Hands 1983

Hands, E. B. 1983. “The Great Lakes as a Test Model for Profile Response to

Sea Level Changes,” Chapter 8 in Handbook of Coastal Processes and Erosion,

P. D. Komar, ed., CRC Press, Inc., Boca Raton, FL. (Reprinted in Miscellaneous

Paper CERC-84-14, Coastal Engineering Research Center, U.S. Army Engineer

Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS.)

Hansen and Knowles 1988

Hansen, M., and Knowles, S. C. 1988. “Ebb-tidal Response to Jetty

Construction at Three South Carolina Inlets,” Hydrodynamics and Sediment

Dynamics of Tidal Inlets, D. G. Aubrey and L. Weishar, eds., Lecture Notes on

Coastal and Estuarine Studies, Vol 29, Springer-Verlag, New York, NY, pp 364-

381.

Hanson and Kraus 1989

Hanson, H., and Kraus, N. C. 1989. “GENESIS: Generalized Model for

Simulating Shoreline Change; Report 1, Technical Reference, Technical Report

CERC-89-19, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg,

MS.

Harms 1969

Harms, J. C. 1969. “Hydraulic Significance of Some Sand Ripples,” Bulletin

of the Geological Society of America, Vol 80, pp 363-396.

Harris 1981

Harris, D. L. 1981. “Tides and Tidal Datums in the United States,” Special

Report No. 7, Coastal Engineering Research Center, U.S. Army Engineer

Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS.

Hathaway 1972

Hathaway, J. C. 1972. “Regional Clay Mineral Facies in Estuaries and

Continental Margin of the United States and East Coast,” Environmental

Framework of Coastal Plain Estuaries, B. W. Nelson, ed., Geologic Society of

America Memoir 133, Boulder, CO, pp 293-316.

Hayes 1979

Hayes, M. O. 1979. “Barrier Island Morphology as a Function of Tidal and

Wave Regime,” Barrier Islands from the Gulf of St. Lawrence to the Gulf of

Mexico,S. P. Leatherman, ed., Academic Press, New York, NY, pp 1-29.

Hayes 1980

Hayes, M. O. 1980. “General Morphology and Sediment Patterns in Tidal

Inlets,” Sedimentary Geology, Vol 26, pp 139-156.

EM 1110-2-1810 31 Jan 95

Hayes and Boothroyd 1969

Hayes, M. O., and Boothroyd, J. C. 1969. “Storms as Modifying Agents in

the Coastal Environment,” Coastal Environments, Northeast Massachusetts and

New Hampshire, Eastern Section, Society of Economic Paleontologists and

Mineralogists (SEPM), Field Guide. (Reprinted in: Beach and Nearshore

Sediments and Processes 1987. SEPM Reprint Series Number 12, R. A. Davis,

Jr., ed. SEPM, Tulsa, OK, pp 25-39.

Hayes and Kana 1976

Hayes, M. O., and Kana, T. W. 1976. “Terrigenous Clastic Depositional

Environments: Some Modern Examples,” AAPG Field Course Guidebook and

Lecture Notes, Technical Report No. 11-CRD, Coastal Research Division,

Department of Geology, University of South Carolina.

Hemsley 1981

Hemsley, J. M. 1981. “Guidelines for Establishing Coastal Survey Base

Lines,” Coastal Engineering Technical Aid No. 81-15, U.S. Army Engineer

Waterways Experiment Station Coastal Engineering Research Center,

Vicksburg, MS.

Henkel 1970

Henkel, D. J. 1970. “The Role of Waves in Causing Submarine Landslides,”

Geotechnique, Vol 20, pp 75-80.

Herdendorf 1988

Herdendorf, C. E. 1988. “Classification of Geologic Features in Great Lakes

Nearshore and Coastal Areas,” Committee report prepared for: Protecting Great

Lakes Nearshore and Coastal Diversity Project, International Joint

Commission, Windsor, Ontario.

Hicks 1972

Hicks, S. D. 1972. “Changes in Tidal Characteristics and Tidal Datum

Planes,” The Great Alaska Earthquake of 1964, Oceanography and Coastal

Engineering, National Academy of Sciences, Washington, DC, pp 310 314.

Hicks 1978

Hicks, S. D. 1978. “An Average Geopotential Sea Level Series for the United

States,” Journal of Geophysical Research, Vol 83, No. C3, pp 1377-1379.

Hicks, Debaugh, and Hickman 1983

Hicks, S. D., Debaugh, H. A., Jr., and Hickman, L. E., Jr. 1983. “Sea-level

Variations for the United States 1855-1980,” National Oceanic and Atmospheric

Administration, Rockville, MD.

EM 1110-2-1810 31 Jan 95

Hobson 1977

Hobson, R. D. 1977. “Review of Design Elements for Beach-Fill Evaluation,”

Technical Memorandum TM-77-6, Coastal Engineering Research Center, U.S.

Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS.

Hobson 1979

Hobson, R. D. 1979. “Definition and Use of the Phi Grade Scale,” Coastal

Engineering Technical Aid No. 79-7, U.S. Army Engineer Waterways

Experiment Station, Coastal Engineering Research Center, Vicksburg, MS.

Hoffman, Keyes, and Titus 1983

Hoffman, J. S., Keyes, D., and Titus, J. G. 1983. “Projecting Future Sea

Level Rise; Methodology, Estimates to the Year 2100, and Research Needs,”

Report 230-09-007, U.S. Environmental Protection Agency, Washington, DC.

Horikawa 1988

Horikawa, K., ed. 1988. Nearshore Dynamics and Coastal Processes: Theory,

Measurement and Predictive Models, University of Tokyo Press, Tokyo, Japan.

Horowitz and King 1990

Horowitz, R., and King, J. H. 1990. “NSSDC Data L i s t i n g , ” R e p o r t N

o . : NAS 1 . 1 5 : 1 0 2 9 8 9 ; NSSDC/WDC-A-R/S-90-06; NASA-TM-102989,

Goddard Space Flight Center, National Aeronautics and Space Administration,

Greenbelt, MD.

Hotta, Kraus, and Horikawa 1991

Hotta, S., Kraus, N. C., and Horikawa, K. 1991. “Functioning of Multi-row

Sand Fences in Forming Foredunes,” Proceedings of Coastal Sediments 91,

American Society of Civil Engineers, New York, pp 261-275.

Houston 1993

Houston, J. R. 1993. “Responding to Uncertainties in Sea Level Rise,” The

State of Art of Beach Nourishment, Proceedings of the 1993 National Conference

on Beach Preservation Technology, The Florida Shore & Beach Preservation

Association, Tallahassee, FL, pp 358-372.

Howard and Frey 1977

Howard, J. D., and Frey, R. W. 1977. “Characteristic Physical and Biogenic

Sedimentary Structures in Georgia Estuaries,” American Association of

Petroleum Geologist Bulletin, Vol 57, pp 1169-1184.

Howd and Birkemeier 1987

Howd, P. A., and Birkemeier, W. A. 1987. “Storm-Induced Morphology

Changes During DUCK85,” Coastal Sediments 87, American Society of Civil

Engineers, New York, NY, pp 834-847.

Howell and Rhee 1990

Howell, G. L., and Rhee, J. P. 1990. “Investigation of Seismic Wave

Techniques and Comparative Evaluation of the Seismic Wave Gage at Chetco

River, Oregon,” Miscellaneous Paper CERC-90-3, U.S. Army Engineer

Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS.

Hoyt 1967

Hoyt, J. H. 1967. “Barrier Island Formation,” Bulletin of the Geological

Society of America, Vol 78, pp 1125-1136.

Hsu 1988

Hsu, S. A. 1988. Coastal Meteorology, Academic Press, Inc., San Diego, CA.

Hubbard, Oertel, and Nummedal 1979

Hubbard, D. K., Oertel, G., and Nummedal, D. 1979. “The Role of Waves

and Tidal Currents in the Development of Tidal-Inlet Sedimentary Structures

and Sand Body Geometry: Examples from North Carolina, South Carolina, and

Georgia,” Journal of Sedimentary Petrology, Vol 49, No. 4, pp 1073-1092.

Hughes 1988

Hughes, S. A. 1988. “Laboratory Measurement of Spatial and Temporal

Suspended Sediment Concentration Under Waves,” Miscellaneous Paper CERC-

88-1, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS.

Hughes and Fowler 1990

Hughes, S. A., and Fowler, J. E. 1990. “Midscale Physical Model Validation

for Scour at Coastal Structures,” Technical Report CERC-90-8, U.S. Army

Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS.

Huh and Leibowitz 1986

Huh, O. K., and Leibowitz, S. G. 1986. “User’s Guide to Image Processing.

Applications of the NOAA Satellite HRPT/AVHRR Data,” Technical Report TR

301.86, Remote Sensing and Image Processing Laboratory, Louisiana State

University, Baton Rouge, LA.

Hume and Herdendorf 1988

Hume, T. M., and Herdendorf, C. E. 1988. “A Geomorphic Classification of

Estuaries and Its Application to Coastal Resource Management - a New Zealand

Example,” Journal of Ocean and Shoreline Management, Vol 11, pp 249-274.

Hume and Herdendorf 1992

Hume, T. M., and Herdendorf, C. E. 1992. “Factors Controlling Tidal Inlet

Characteristics on Low Drift Coasts,” Journal of Coastal Research, Vol 8, No. 2,

pp 255-375.

Hunt 1984

Hunt, R. E. 1984. Geotechnical Engineering Investigation Manual, McGraw-

Hill, New York.

Huschke 1959

Huschke, R. E., ed. 1959. Glossary of Meteorology, American Meteorology

Society, Boston, MA.

IAHR 1989

IAHR Working Group on Wave Generation and Analysis. 1989. List of Sea-

state Parameters, Journal of the Waterway, Port, and Ocean Engineering,

American Society of Civil Engineers, Vol 115, No. 6, pp 793-809.

Ingle 1966

Ingle, J. C. 1966. The Movement of Beach Sand, Elsevier, New York, NY.

Inman 1953

Inman, D. L. 1953. “Areal and Seasonal Variations in Beach and Nearshore

Sediments at La Jolla, California,” U.S. Army Engineer Waterways Experiment

Station, Coastal Engineering Research Center, Technical Memo 39, Vicksburg,

MS.

Inman and Chamberlain 1959

Inman, D. L., and Chamberlain, T. K. 1959. “Tracing Beach Sand Movement

with Irradiated Quartz,” Journal of Geophysical Research, Vol 64, No. 1, pp 41-

47.

Inman and Nordstrom 1971

Inman, D. L., and Nordstrom, C. E. 1971. “On the Tectonic and

Morphological Classification of Coasts,” Journal of Geology, Vol 79, pp 1-21.

Ismail and Wiegel 1983

Ismail, N. M., and Wiegel, R. L. 1983. “Opposing Wave Effect on Momentum

Jet Spreading,” Journal of Waterways, Ports, and Coastal Engineering,

American Society of Civil Engineers, Vol 109, pp 465-483.

Iwagaki and Noda 1963

Iwagaki, Y., and Noda, H. 1963. “Laboratory Studies of Scale Effects in Two

Dimensional Beach Processes,” Proceedings of the Eighth Coastal Engineering

Conference, American Society of Civil Engineers, New York, NY, pp 194-210.

EM 1110-2-1810 31 Jan 95

John and Sugden 1975

John, B. S., and Sugden, D.E. 1975. “Coastal Geomorphology of High

Latitudes,” Prog. Geog., Vol 7, pp 53-132.

Johnson 1919

Johnson, D. 1919. Shore Processes and Shoreline Development, John Wiley

& Sons, New York, NY.

Johnson 1949

Johnson, J. W. 1949. “Scale Effects in Hydraulic Models Involving Wave

Motion,” Transactions of the American Geophysical Union, Vol 30, No. 4, pp 517-

525.

Jopling 1966

Jopling, A. V. 1966. “Some Principles and Techniques Used in

Reconstructing the Hydraulic Parameters of a Paleoflow Regime,” Journal of

Sedimentary Petrology, Vol 36, pp 5-49.

Joshi and Taylor

Joshi, P. B., and Taylor, R. B. 1983. “Circulation Induced by Tidal Jets,”

Journal of Waterway, Port, Coastal and Ocean Engineering, American Society of

Civil Engineers, Vol 109, No. 4, pp 445-464.

Judge 1970

Judge, C. W. 1970. “Heavy Minerals in Beach and Stream Sediments as

Indicators of Shore Processes Between Monterey and Los Angeles, California,”

Technical Memorandum No. 33, U.S. Army Engineer Waterways Experiment

Station, Coastal Engineering Research Center, Vicksburg, MS.

Kajima, Shimizu, Maruyama, and Saito 1983

Kajima, R., Shimizu, T., Maruyama, K., and Saito, S. 1983. “Experiments of

Beach Profile Change with a Large Wave Flume,” Proceedings 18th Coastal

Engineering Conf., American Society of Civil Engineers, New York, NY, pp

1385-1404.

Kamphius 1987

Kamphius, J. W. 1987. “On the Recession of Glacial Till Bluffs,” Journal of

Waterway, Port, Coastal and Ocean Engineering, Vol 113, No. 2, pp 60-73.

Kamphius 1990

Kamphius, J. W. 1990. “Influence of Sand or Gravel on the Erosion of

Cohesive Sediment,” Journal of Hydraulic Research, Vol 28, No. 1, pp 43-53.

EM 1110-2-1810 31 Jan 95

Kapp 1969

Kapp, R. O. 1969. How to Know Pollen and Spores, Brown, Dubuque, IA.

Kay 1990

Kay, R. W. 1990. “Bogoslof, Eastern Aleutian Islands,” Volcanoes of North

America: United States and Canada, C. A. Wood and J. Kienle, eds., Cambridge

University Press, Cambridge, UK, p 41.

Kerwin and Pedigo 1971

Kerwin, J. A., and Pedigo, R. A. 1971. “Synecology of a Virginia Salt Marsh,”

Chesapeake Science, Vol 12, pp 125-130.

Keulegan 1945

Keulegan, G. H. 1945. “Depths of Offshore Bars,” Engineering Notes No. 8,

Beach Erosion Board, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station,

Vicksburg, MS.

Keulegan 1948

Keulegan, G. H. 1948. “An Experimental Study of Submarine Sand Bars,”

Technical Report No. 3, Beach Erosion Board, U.S. Army Engineer Waterways

Experiment Station, Vicksburg, MS.

Keulegan 1967

Keulegan, G. H. 1967. “Tidal Flow in Entrances: Water-level Fluctuations of

Basins in Communication with Seas,” Technical Bulletin 14, Committee on

Tidal Hydraulics, U.S. Army Corps of Engineers, Washington, DC.

Kieslich 1977

Kieslich, J. M. 1977. “A Case History of Port Mansfield Channel, Texas,”

General Investigation of Tidal Inlets Report 12, U.S. Army Engineer Waterways

Experiment Station, Vicksburg, MS.

King 1972a

King, C. A. M. 1972a. Beaches and Coasts, 2nd ed., Edward Arnold, London,

UK.

King 1972b

King, C.A.M. 1972b. “The Relationship Between Wave Incidence, Wind

Direction, and Beach Changes at Marsden Bay, Co. Durham,” Transactions of

the Institute British Geography, Vol 19, pp 13-23.

Kinsman 1965

Kinsman, B. 1965. Wind Waves, Prentice-Hall, Englewood Cliffs, NJ.

Knauss 1978

Knauss, J. A. 1978. Introduction to Physical Oceanography, Prentice-Hall,

Englewood Cliffs, NJ.

Knowles and Gorman 1991

Knowles, S. C., and Gorman, L. T. 1991. “Historical Coastal

Morphodynamics at St. Marys Entrance and Vicinity, Florida, U.S.A.,”

Proceedings Coastal Sediments 91. American Society of Civil Engineers, New

York, NY, pp 1447-61.

Knutson 1976

Knutson, P. L. 1976. “Summary of CERC Research on Uses of Vegetation for

Erosion Control,” Proceedings of Great Lakes Vegetation Workshop, Great Lakes

Basin Commission and USDA Soil Conservation Service, pp 31-36.

Knutson 1978

Knutson, P. L. 1978. “Planting Guidelines for Dune Creation and

Stabilization,” Proceedings of Symposium on Technical, Environmental,

Socioeconomic and Regulatory Aspects of Coastal Zone Planning and

Management, American Society of Civil Engineers, Vol 2, pp 762-779.

Kolb and van Lopik 1966

Kolb, C. R., and van Lopik, J. R. 1966. “Depositional Environments of the

Mississippi River Deltaic Plain-Southeastern Louisiana,” In: Deltas in Their

Geologic Framework, Houston Geological Society, Houston, TX, pp 17-61.

Komar 1976

Komar, P. D. 1976. Beach Processes and Sedimentation, Prentice-Hall,

Englewood Cliffs, NJ.

Komar 1983

Komar, P. D. 1983. “Computer Models of Shoreline Changes,” CRC

Handbook of Coastal Processes and Erosion, P. D. Komar, ed., CRC Press, Inc.,

Boca Raton, FL, pp 205-216.

Komar 1992

Komar, P. D. 1992. “Ocean Processes and Hazards Along the Oregon Coast,”

Oregon Geology, Vol 54, No. 1, pp 3-19.

Komar and Enfield 1987

Komar, P. D., and Enfield, D. B. 1987. “Short-Term Sea-Level Changes on

Coastal Erosion,” Sea-Level

Fluctuations and Coastal Evolution, Special Publication No. 41, D.

Nummedal, O. H. Pilkey, and J. D. Howard, eds., Society of Economics

Paleontologists and Mineralogists, Tulsa, OK, pp 17-28.

Komar, Clemens, Li, and Shih 1987

Komar, P. D., Clemens, K. E., Li, Z., and Shih, S. M. 1989. “The Effects of

Selective Sorting on Factor Analyses of Heavy Mineral Assemblages,” Journal of

Sedimentary Petrology, Vol 59, pp 590-596.

Komar et al. 1991

Komar, P. D., et al. (Scientific Committee on Ocean Research (SCOR)

Working Group 89.) 1991. “The Response of Beaches to Sea-Level Changes: A

Review of Predictive Models,” Journal of Coastal Research, Vol 7, No. 3, pp 895-

921.

Kraft and Chrzastowski 1985

Kraft, J. C., and Chrzastowski, M. J. 1985. “Coastal Stratigraphic

Sequences,” Coastal Sedimentary Environments, Davis, R. A., Jr., ed., Springer-

Verlag, New York, NY, pp 625-663.

Kraus 1987

Kraus, N. C. 1987. “Application of Portable Traps for Obtaining Point

Measurements of Sediment Transport Rates In the Surf Zone,” Journal of

Coastal Research, Vol 3, No. 2, pp 139-152.

Kraus 1989

Kraus, N. C. 1989. “Beach Change Modeling and the Coastal Planning

Process,” Coastal Zone 89: Proceedings of the Sixth Symposium on Coastal and

Ocean Management, Charleston, SC, American Society of Civil Engineers, New

York, NY, pp 553-567.

Kraus 1990

Kraus, N. C., ed. 1990. “Shoreline Change and Storm- Induced Beach

Erosion Modeling: A Collection of Seven Papers,” Miscellaneous Paper CERC-

90-2, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS.

Kraus 1992

Kraus, N. C. 1992. “Engineering Approaches to Coastal Sediment Transport

Processes,” Proceedings of the Short Course on Design and Reliability of Coastal

Structures, 23rd International Conference on Coastal Engineering, 1-3 October,

Venice, Italy, pp 175-209.

Kraus and Dean 1987

Kraus, N. C., and Dean, J. L. 1987. “Longshore Sand Transport Rate

Distribution Measured By Sediment Trap,” Coastal Sediments 87, New

Orleans, LA, American Society of Civil Engineers, New York, NY, pp 891-896.

EM 1110-2-1810 31 Jan 95

Kraus and Harikai 1983

Kraus, N. C., and Harikai, S. 1983. “Numerical Model of the Shoreline

Change at Oarai Beach,” Coastal Engineering, Vol 7, No. 1, pp 1-28.

Kraus and Larson 1988

Kraus, N. C., and Larson, M. 1988. “Prediction of Initial Profile Adjustment

of Nourished Beaches to Wave Action,” Proceedings of Beach Preservation

Technology 88, Florida Shore and Beach Preservation Association, Inc., pp

125-137.

Kraus and Mason 1993

Kraus, N. C., and Mason, J. M. 1993. “Discussion of Prediction of

Storm/Normal Beach Profiles,” Journal of Waterway, Port, Coastal and Ocean

Engineering.

Kraus, Gorman, and Pope, in preparation

Kraus, N. C., Gorman, L. T., and Pope, J. “Kings Bay Coastal and Estuarine

Physical Monitoring and Evaluation Program: Coastal Studies,” in preparation,

U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS (in 2

volumes).

Kraus, Larson, and Kriebel 1991

Kraus, N. C., Larson, M., and Kriebel, D. L. 1991. “Evaluation of Beach

Erosion and Accretion Predictors,” Proceedings of Coastal Sediments 91,

American Society of Civil Engineers, New York, NY, pp 572-587.

Kraus, Smith, and Sollitt 1992

Kraus, N. C., Smith, J. M., and Sollitt, C. K. 1992. “SUPERTANK

Laboratory Data Collection Project,” Proceedings of the 23rd Coastal

Engineering Conference, American Society of Civil Engineers, New York, NY, pp

2191-2204.

Krauss 1978

Krauss, J. A. 1978. Introduction to Physical Oceanography, Prentice-Hall,

Inc., Englewood Cliffs, NJ.

Kriebel 1987

Kriebel, D. L. 1987. “Beach Recovery Following Hurricane Elena,”

Proceedings of Coastal Sediments 87,

American Society of Civil Engineers, New York, NY, pp 990-1005.

Kriebel and Dean 1985

Kriebel, D. L., and Dean, R. G. 1985. “Numerical Simulation of Time-

Dependent Beach and Dune Erosion,”

Coastal Engineering, Vol 9, pp 221-245.

EM 1110-2-1810 31 Jan 95

Kriebel, Kraus, and Larson 1991

Kriebel, D. L., Kraus, N. C., and Larson, M. 1991. “Engineering Methods for

Predicting Beach Profile Response,” Proceedings of Coastal Sediments 91,

American Society of Civil Engineers, New York, NY, pp 557-571.

Krumbein 1957

Krumbein, W. C. 1957. “A Method for Specification of Sand for Beach Fills,”

Technical Memorandum No. 102, Beach Erosion Board, U.S. Army Engineer

Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS.

Krumbein and Sloss 1963

Krumbein, W. C., and Sloss, L. L. 1963. Statigraphy and Sedimentation,

2nd ed., W. H. Freeman and Company, San Francisco, CA.

Kuhn and Shepard 1984

Kuhn, G. G., and Shepard, F. P. 1984. Sea Cliffs, Beaches, and Coastal

Valleys of San Diego County; Some Amazing Histories and Some Horrifying

Implications, University of California Press, Berkeley, CA.

Lampman 1993

Lampman, J. L. 1993. “Bibliography of Remote Sensing Techniques Used in

Wetland Research,” Technical Report WRP-SM-2, U.S. Army Engineer

Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS.

Larson 1991

Larson, M. 1991. “Equilibrium Profile of a Beach with Varying Grain Size,”

Coastal Sediments 91, American Society of Civil Engineers, New York, NY, pp

905-919.

Larson and Kraus 1989a

Larson, M., and Kraus, N. C. 1989a. “SBEACH: Numerical Model for

Simulating Storm-Induced Beach Change; Report 1, Empirical Foundation and

Model Development.” Technical Report CERC-89-9, U.S. Army Engineer

Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS.

Larson and Kraus 1989b

Larson, M., and Kraus, N. C. 1989b. “Prediction of Beach Fill Response to

Varying Waves and Water Level,” Proceedings of Coastal Zone 89, American

Society of Civil Engineers, New York, NY, pp 607-621.

Lauff 1967

Lauff, G. H., ed. 1967. Estuaries, American Association for the Advancement

of Science, Pub. No. 83, Washington, DC.

Leatherman 1979

Leatherman, S. P., ed. 1979. Barrier Islands from the Gulf of St. Lawrence

to the Gulf of Mexico, Academic Press, New York, NY.

Leatherman 1984

Leatherman, S. P. 1984. “Shoreline Evolution of North Assateague Island,

Maryland,” Shore and Beach, Vol 52, pp 3-10.

Leeder 1982

Leeder, M. R. 1982. Sedimentology: Process and Product, George Allen and

Unwin, London, UK.

Leenknecht, Szuwalski, and Sherlock 1992

Leenknecht, D. A., Szuwalski, A., and Sherlock, A. R. 1992. “Automated

Coastal Engineering System, User’s Guide,” Coastal Engineering Research

Center, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS.

Leick 1990

Leick, A. 1990. GPS Satellite Surveying, John Wiley and Sons, New York,

NY.

Le MÐhautÐ 1976

Le MÐhautÐ, B. 1976. An Introduction to Hydrodynamics and Water Waves,

Springer-Verlag, New York, NY.

Leveson 1980

Leveson, D. 1980. Geology and the Urban Environment, Oxford University

Press, New York, NY.

Lewis 1984

Lewis, D. W. 1984. Practical Sedimentology, Hutchinson Ross, Stroudsburg,

PA.

Lillesand and Kiefer 1987

Lillesand, T. M., and Kiefer, R. W. 1987. Remote Sensing and Image

Interpretation, 2nd ed., John Wiley and Sons, New York, NY.

Lillycrop and Banic 1992

Lillycrop, W. J., and Banic, J. R. 1992. “Advancements in the U.S. Army

Corps of Engineers Hydrographic Survey Capabilities: The SHOALS System,”

Marine Geodesy, Vol 15, pp 177-185.

Linsley and Kohler 1982

Linsley, R. K., Jr., and Kohler, M. A. 1982. Hydrologyfor Engineers, 3rd ed.,

McGraw Hill Book Company, New York, NY.

Lisitzin 1974

Lisitzin, E. 1974. Sea-Level Changes, Elsevier Oceanography Series, 8,

Elsevier Scientific Publishing Company, Amsterdam, The Netherlands.

Longuet-Higgins, Cartwright, and Smith 1963

Longuet-Higgins, M. S., Cartwright, D. E., and Smith, N. D. 1963.

“Observations of the Directional Spectrum of Sea Waves Using the Motions of a

Floating Buoy,” Ocean Wave Spectra, Prentice-Hall, Englewood Cliffs, NJ, pp

111-136.

Lutgens and Tarbuck 1982

Lutgens, F. K., and Tarbuck, E. J. 1982. The Atmosphere: An Introduction to

Meteorology, Prentice Hall, Englewood Cliffs, NJ.

Lyles, Hickman, and Debaugh 1988

Lyles, S. D., Hickman, L. E., Jr., and Debaugh, H. A., Jr. 1988. “Sea Level

Variations for the United States, 1855- 1986,” U.S. Department of Commerce,

National Oceanic and Atmospheric Administration, National Ocean Service,

Rockville, MD.

Macdonald 1972

Macdonald, G. A. 1972. Volcanoes, Prentice-Hall, Inc., Englewood Cliffs, NJ.

Mariolakos 1990

Mariolakos, I. 1990. “The Impact of Neotectonics with Regard to Canals,

Pipelines, Dams, Open Reservoirs, etc. in Active Areas: The Case of the Hellenic

Arc,” Greenhouse Effect, Sea Level and Drought, Proceedings of the NATO

Advanced Research Workshop on Geohydrological Management of Sea Level

and Mitigation of Drought (1989), R. Paepe, R. W. Fairbridge, and S. Jelgersma,

eds., Kluwer Academic Publishers, Dordrecht, The Netherlands, pp 427-438.

Mason and Folk 1958

Mason, C. C., and Folk, R. L. 1958. “Differentiation of Beach, Dune, and

Aeolian Flat Environments by Size Analysis, Mustang Island, Texas,” Journal

of Sedimentary Petrology, Vol 28, pp 211-226.

May and Britsch 1987

May, J. R., and Britsch, L. D. 1987. “Geological Investigation of the

Mississippi River Delta Plain: Land Loss and Land Accretion,” Technical Report

GL-87-13, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS.

EM 1110-2-1810 31 Jan 95

McBride and Moslow 1991

McBride, R. A., and Moslow, T. F. 1991. “Origin, Evolution, and Distribution

of Shoreface Sand Ridges, Atlantic Inner Shelf, U.S.A.,” Marine Geology, Vol 97,

pp 57-85.

McBride, Hiland, Penland, Williams, Byrnes, Westphal, Jaffe, and

Sallenger 1991

McBride, R. A., Hiland, M. W., Penland, S., Williams, S. J., Byrnes, M. R.,

Westphal, K. A., Jaffe, B., and Sallenger, A. H., Jr. 1991. “Mapping Barrier

Island Changes in Louisiana: Techniques, Accuracy, and Results,” Proceedings

Coastal Sediments 91. American Society of Civil Engineers, New York, NY, pp

1011-26.

McCullough 1980

McCullough, J. R. 1980. “Survey of Techniques for Measuring Currents

Near The Ocean Surface,” Air-Sea Interaction-Instruments and Methods, F.

Dobson, L. Hasse, and R. Davis, eds., Plenum Press, New York, NY, pp 105-126.

McIntire 1958

McIntire, W. G. 1958. “Correlation of Prehistoric Settlements and Delta

Development,” Louisiana State University Coastal Studies Series No. 1,

University Press, Baton Rouge, LA.

McKinney 1974

McKinney, T. F. 1974. “Large-scale Current Lineations on the Great Egg

Shoal Massif, New Jersey Shelf: Investigation by Side-Scan Sonar,” Journal of

Sedimentary Petrology, Vol 17, pp 79-102.

McKinney, Stubblefield, and Swift 1974

McKinney, T. F., Stubblefield, W. L., and Swift, D. J. P. 1974. “Large-scale

Current Lineations on the Central New Jersey Shelf: Investigation by Side-Scan

Sonar,” Marine Geology, Vol 17, pp 79-102.

McMaster 1960

McMaster, R. L. 1960. “Mineralogy as an Indicator of Beach and Sand

Movement along the Rhode Island Shore,” Journal of Sedimentary Petrology,

Vol 30, No. 3, pp 404-413.

EM 1110-2-1810 31 Jan 95

Meade 1969

Meade, R. H. 1969. “Landward Transport of Bottom Sediments in the

Estuaries of the Atlantic Coastal Plain,” Journal of Sedimentary Petrology, Vol

39, pp 229-234.

Meade and Emery 1971

Meade, R. H., and Emery, K. O. 1971. “Sea-Level as Affected by River

Runoff, Eastern United States,” Science, Vol 173, pp 425-428.

Meisburger 1972

Meisburger, E. P. 1972. “Geomorphology and Sediments of the Chesapeake

Bay Entrance,” Technical Memorandum No. 38, Coastal Engineering Research

Center, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS.

Meisburger 1976

Meisburger, E. P. 1976. “Geomorphology and Sediments of Western

Massachusetts Bay,” Technical Paper No. 76-3, Coastal Engineering Research

Center, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS.

Meisburger 1977

Meisburger, E. P. 1977. “Sand Resources on the Inner Continental Shelf of

the Cape Fear Region,” Miscellaneous Report No. 77-11, Coastal Engineering

Research Center, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station,

Vicksburg, MS.

Meisburger 1979

Meisburger, E. P. 1979. “Reconnaissance Geology of the Inner Continental

Shelf, Cape Fear Region, North Carolina,” Technical Report No. 79-3, Coastal

Engineering Research Center, U.S. Army Engineer Waterways Experiment

Station, Vicksburg, MS.

Meisburger 1990

Meisburger, E. P. 1990. “Exploration and Sampling Methods for Borrow

Areas,” Technical Report CERC-90- 18, U.S. Army Engineer Waterways

Experiment Station, Vicksburg, MS.

Meisburger 1993

Meisburger, E. P. 1993. “Review of Geologic Data Sources for Coastal

Sediment Budgets,” Instruction

Report CERC-93-1, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station,

Vicksburg, MS.

Meisburger and Duane 1971

Meisburger, E. P., and Duane, D. B. 1971. “Geomorphology and Sediments

of the Inner Continental Shelf,

Palm Beach to Cape Kennedy, Florida,” Technical Memorandum No. 34,

Coastal Engineering Research Center, U.S. Army Engineer Waterways

Experiment Station, Vicksburg, MS.

Meisburger and Field 1975

Meisburger, E. P., and Field, M. E. 1975. “Geomorphology, Shallow

Structure, and Sediments of the Florida

Inner Continental Shelf, Cape Canaveral to Georgia,” Technical

Memorandum No. 54, Coastal Engineering

Research Center, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station,

Vicksburg, MS.

Meisburger and Williams 1980

Meisburger, E. P., and Williams, S. J. 1980. “Sand Resources on the Inner

Continental Shelf of the Cape

May Region, New Jersey,” Miscellaneous Report 80-4, Coastal Engineering

Research Center, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station,

Vicksburg, MS.

Meisberger and Williams 1981

Meisberger, E. P., and Williams, S. J. 1981. “Use of Vibratory Coring

Samplers for Sediment Surveys,”

Coastal Engineering Technical Aid No. 81-9, Coastal Engineering Research

Center, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS.

Meisburger and Williams 1982

Meisburger, E. P., and Williams, S. J. 1982. “Sand Resources on the Inner

Continental Shelf Off the Central

New Jersey Coast,” Miscellaneous Report No. 82-10, Coastal Engineering

Research Center, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station,

Vicksburg, MS.

Meisburger, Williams, and Prins 1979

Meisburger, E. P., Williams, S. J., and Prins, D. A. 1979. “Sand Resources of

Southeastern Lake Michigan,” Miscellaneous Report No. 79-3, Coastal

Engineering Research Center, U.S. Army Engineer Waterways Experiment

Station, Vicksburg, MS.

Metha 1986

Metha, A. J., ed. 1986. Estuarine Cohesive Sediment Dynamics, Lecture

Notes on Coastal and Estuarine Studies, Vol 14, Springer-Verlag, New York,

NY.

Middleton 1965

Middleton, G. V., Compiler. 1965. Primary Sedimentary Structures and

Their Hydrodynamic Interpretation, Society of Economic Paleontologists and

Mineralogists Special Publication No. 12, Tulsa, OK.

Middleton 1977

Middleton, G. V., Compiler. 1977. Sedimentary Processes: Hydraulic

Interpretation of Primary Sedimentary Structures, Reprint Series Number 3,

Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, Tulsa, OK.

Middleton and Southard 1984

Middleton, G. V., and Southard, J. B. 1984. “Mechanics of Sediment

Transport,” Society for Sedimentary Geology (SEPM), Short Course No. 3,

Tulsa, OK.

Milliman and Emery 1968

Milliman, J. D., and Emery, K. O. 1968. “Sea Levels During the Past 35,000

Years,” Science, Vol 162, pp 1121-1123.

Minsinger 1988

Minsinger, W. E., ed. 1988. The 1938 Hurricane, an Historical and Pictorial

Summary, Blue Hill Observatory, East Milton, MA.

Moore 1982

Moore, B. D. 1982. “Beach Profile Evolution in Response to Changes in

Water Level and Wave Height,” M. S. thesis, University of Delaware, Newark,

DE.

Moore and Clague 1992

Moore, J. G., and Clague, D. A. 1992. “Volcano Growth and Evolution of the

Island of Hawaii,” Geological Society of America Bulletin, Vol 104, No. 11, pp

1471-1484.

Morang 1990

Morang, A. 1990. “Quality Control and Management of Oceanographic Wave

Gage Data,” Instruction Report CERC-90-1, U.S. Army Engineer Waterways

Experiment Station, Vicksburg, MS.

Morang 1992a

Morang, A. 1992a. “A Study of Geologic and Hydraulic Processes at East

Pass, Destin, Florida,” (in 2 volumes), Technical Report CERC-92-5, U.S. Army

Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS.

Morang 1992b

Morang, A. 1992b. “Inlet Migration and Geologic Processes at East Pass,

Florida,” Journal of Coastal

Research, Vol 8, No. 2, pp 457-481.

Morang 1993

Morang, A. 1993. “Geologic and Physical Processes at a Gulf of Mexico Tidal

Inlet, East Pass, Florida,” Ph.D. diss., Louisiana State University, Baton Rouge,

LA.

EM 1110-2-1810 31 Jan 95 Morang and McMaster 1980 Morang, A., and McMaster, R. L. 1980. “Nearshore Bedform Patterns Along Rhode Island from Side-Scan Sonar Surveys,” Journal of Sedimentary Petrology, Vol 50, No. 3, pp 831-840. Morang, Mossa, and Larson 1993 Morang, A., Mossa, J., and Larson, R. J. 1993. “Technologies for Assessing the Geologic and Geomorphic History of Coasts,” Technical Report CERC-93-5, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS. Morrison 1974 Morrison, S. E. 1974. The European Discovery of America; The Southern Voyages, Vol 2, Little Brown & Company, Boston, MA. Morton 1979 Morton, R. A. 1979. “Temporal and Spatial Variations in Shoreline Changes and Their Implications, Examples from the Texas Gulf Coast,” Journal of Sedimentary Petrology, Vol 99, No. 3, pp 1101-1112. Mossa, Meisburger, and Morang 1992 Mossa, J., Meisburger, E. P., and Morang, A. 1992. “Geomorphic Variability in the Coastal Zone,” Technical Report CERC-92-4, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS. Nairn 1992 Nairn, R. B. 1992. “Designing for Cohesive Shores,” Coastal Engineering in Canada, Queens University, Kingston, Ontario. National Research Council, Board on Atmospheric Sciences and Climate 1983 National Research Council, Board on Atmospheric Sciences and Climate. 1983. Changing Climate, Report of the Carbon Dioxide Assessment Committee, National Academy Press, Washington, DC. National Research Council, Committee on Engineering Implications of Changes in Relative Mean Sea Level 1987 National Research Council, Committee on Engineering Implications of Changes in Relative Mean Sea Level. 1987. Responding to Changes in Sea Level, National Academy Press, Washington, DC. EM 1110-2-1810 31 Jan 95 Neiheisel 1962 Neiheisel, J. 1962. “Heavy-Mineral Investigation of Recent and Pleistocene Sands of Lower Coastal Plain of

Georgia,” Geological Society of America Bulletin, Vol 73, pp 365-374. Nelson 1972 Nelson, B. W., ed. 1972. Environmental Framework of Coastal Plain Estuaries, Geological Society of America Memoir 133, Boulder, CO. Nelson and Coakley 1974 Nelson, D. E., and Coakley, J. P. 1974. “Techniques for Tracing Sediment Movement,” Scientific Series No. 32, Inland Waters Directorate, Canada Centre for Inland Waters, Burlington, Ontario. Neumann, Jarvinen, Pike, and Elms 1987 Neumann, C. J., Jarvinen, B. R., Pike, A. C., and Elms, J. D. 1987. Tropical Cyclones of the North Atlantic Ocean, 1871-1986, Third rev., Historical Climatology Series 6-2, National Climatic Data Center, Asheville, NC. Nichols 1968 Nichols, R. L. 1968. “Coastal Geomorphology, McMurdo Sound, Antarctica,” Journal of Glaciology, Vol 51, pp 694-708. Nichols and Biggs 1985 Nichols, M. M., and Biggs, R. B. 1985. “Estuaries,” Coastal Sedimentary Environments, R. A. Davis, Jr., ed., 2nd ed., Springer-Verlag, New York, NY, pp 77-186. Nicholls and Webber 1987 Nicholls, R. J., and Webber, N. B. 1987. “Aluminum Pebble Tracer Studies on Hurst Castle Spit,” Coastal Sediments ’87, American Society of Civil Engineers, New York, NY, pp 1563-1577. Niedoroda, Swift, and Hopkins 1985 Niedoroda, A. W., Swift, D. J. P., and Hopkins, T. S. 1985. “The Shoreface,” Coastal Sedimentary Environments, R. A. Davis, Jr., ed., 2nd ed., Springer-Verlag, New York, NY. NOAA 1976 National Oceanic and Atmospheric Administration. 1976. Hydrographic Manual, 4th ed., U.S. Department of Commerce, Rockville, MD. NOAA 1977 National Oceanic and Atmospheric Administration. 1977. “Some Devastating North Atlantic Hurricanes of the 20th Century,” Booklet NOAA/PA 77019, U.S. Government Printing Office, Washington, DC. Nordstrom and Inman 1975 Nordstrom, C. E., and Inman, D. L. 1975. “Sand Level Changes on Torrey Pines Beach, California,” U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Coastal Engineering Research Center, Vicksburg, MS. Nummedal 1983 Nummedal, D. 1983. “Barrier Islands,” CRC Handbook of Coastal Processes and Erosion, P. D. Komar, ed., CRC Press, Inc., Boca Raton, FL, pp 77-121. Nummedal and Fischer 1978 Nummedal, D., and Fischer, I. A. 1978. “Process- Response Models for Depositional Shorelines: The German and the Georgia Bights,” Proceedings of the

Sixteenth Conference on Coastal Engineering, American Society of Civil Engineers, New York, NY, pp 1215-1231. Nummedal and Humphries 1978 Nummedal, D., and Humphries, S. M. 1978. “Hydraulics and Dynamics of North Inlet, South Carolina, 1975-76,” General Investigation of Tidal Inlets Report 16, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS. Nummedal and Penland 1981 Nummedal, D., and Penland, S. 1981. “Sediment Dispersal in Norderneyer Seegat, West Germany,” Holocene Marine Sedimentation in the North Sea Basin, S. D. Nio, R. T. E. Schuttenhelm, and C. E. van Weering, eds., International Association of Sedimentologists Special Publication No. 5, pp 187-210. Nummedal, Pilkey, and Howard, eds. 1987 Nummedal, D., Pilkey, O. H., and Howard, J. D., eds. 1987. Sea-Level Fluctuations and Coastal Evolution, Special Publication No. 41, Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, Tulsa, OK. O’Brien 1931 O’Brien, M. P. 1931. “Estuary Tidal Prisms Related to Entrance Areas,” Civil Engineering, Vol 1, pp 738-739. O’Brien 1972 O’Brien, M. P. 1972. “Equilibrium Flow Areas of Inlets on Sandy Coasts,” Proceedings of the Thirteenth Coastal Engineering Conference, July 10-14, Vancouver, BC, Canada, American Society of Civil Engineers, New York, NY, Vol II, pp 761-780. O’Brien 1976 O’Brien, M. P. 1976. “Notes on Tidal Inlets on Sandy Shores,” General Investigation of Tidal Inlets Report 5, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS. Oertel 1982 Oertel, G. F. 1982. “Inlets, Marine-Lagoonal and Marine Fluvial,” The Encyclopedia of Beaches and Coastal Environments, M. L. Schwartz, ed., Hutchinson Ross Publishing Company, Straudsburg, PA, p 489. Oertel 1988 Oertel, G. F. 1988. “Processes of Sediment Exchange Between Tidal Inlets, Ebb Deltas, and Barrier Islands,” Hydrodynamics and Sediment Dynamics of Tidal Inlets, Lecture Notes on Coastal and Estuarine Studies, Vol 29, D. G. Aubrey and L. Weishar, eds., Springer-Verlag, New York, NY, pp 297-318. Oldfield 1981 Oldfield, F. 1981. “Peats and Lake Sediments: Formation, Stratigraphy, Description, and Nomenclature,” Geomorphological Techniques, A. Goudie, ed., George Allen and Unwin, London, UK, pp 306-326. Oldfield and Appleby 1984 Oldfield, F., and Appleby, P. G. 1984. “Empirical Testing of 210Pb-Dating Models For Lake Sediments,” Lake Sediments and Environmental History, E. Y. Haworth and

J. W. G. Lund, eds., Leicester University Press, Leicester, UK, pp 3-124. Oregon 1973 Oregon. 1973. “Oregon Estuaries,” State of Oregon Division of State Lands, Salem, OR. Orme 1985 Orme, A. R. 1985. “California,” The World’s Coastline, E. C. Bird, and M. L. Schwartz, eds., Van Nostrand Reinhold, New York, NY, pp 27-36. Otvos 1970 Otvos, E. G., Jr. 1970. “Development and Migration of Barrier Islands, Northern Gulf of Mexico,” Bulletin of the Geological Society of America, Vol 81, pp 241-246. Otvos 1981 Otvos, E. G., Jr. 1981. “Barrier Island Formation Through Nearshore Aggravation - Stratigraphic and Field Evidence,” Marine Geology, Vol 43, pp 195-243. Owen 1977 Owen, M. W. 1977. “Problems in Modeling of Transport, Erosion, and Deposition of Cohesive Sediments,” The Sea, E. D. Goldberg, I. N. McCave, J. J. O’Brien, and J. H. Steele, eds., Vol 6, pp 515-537. EM 1110-2-1810 31 Jan 95 Pattullo 1966 Pattullo, J. G. 1966. “Seasonal Changes in Sea Level,” The Sea, M. N. Hill, ed., International Publishing, New York, NY, pp 485-496. Payton 1977 Payton, C. E., ed. 1977. Seismic Stratigraphy - Applications to Hydrocarbon Exploration, Memoir 26, American Association of Petroleum Geologists, Tulsa, OK. Penland and Boyd 1981 Penland, S., and Boyd, R. 1981. “Shoreline Changes on the Louisiana Barrier Coast,” Proceedings of the Oceans ’81 Conference, Boston, Massachusetts, September 16-18, pp 209-219. Pennant-Rea 1994 Pennant-Rea, R., ed. 1994. “Chainsaw Massacres,” The Economist, Vol 331, No. 7869, p 39. Peterson, Scheidegger, Komar, and Niem 1984 Peterson, C., Scheidegger, K., Komar, P. D., and Niem, W. 1984. “Sediment Composition and Hydrography in Six High-Gradient Estuaries of the Northwestern United States,” Journal of Sedimentary Petrology, Vol 54, No. 1, pp 86-97. Pethick 1984 Pethick, J. 1984. An Introduction to Coastal Geomorphology, Edward Arnold Publishers, London, UK. Pettijohn 1975 Pettijohn, F. J. 1975. Sedimentary Rocks, Harper and Row, New York, NY. Pierce, Obradovich, and Friedman 1976 Pierce, K.L., Obradovich, J. D., and Friedman, I. 1976. “Obsidian Hydration Dating and Correlation of Bull Lake

and Pinedale Glaciations Near West Yellowstone, Montana,” Geological Society of America Bulletin, Vol 87, pp 703-710. Pilkey 1993 Pilkey, O. H. 1993. “Can We Predict the Behavior of Sand: In a Time and Volume Framework of Use to Humankind?” Journal of Coastal Research, Vol 9, No. 1, pp iii-iv. EM 1110-2-1810 31 Jan 95 Pilkey and Field 1972 Pilkey, O. H., and Field, M. E. 1972. “Onshore Transportation of Continental Shelf Sediment: Atlantic Southeastern United States,” Shelf Sediment Transport, D. J. Swift, D. B. Duane, and O. H. Pilkey, eds., Dowden, Hitchinson, & Ross, Stroudsburg, PA. Pilkey, Young, Riggs, Smith, Wu, and Pilkey 1993 Pilkey, O. H., Young, R. S., Riggs, S. R., Smith, A. W. S., Wu, H., and Pilkey, W. D. 1993. “The Concept of Shoreface Profile of Equilibrium: A Critical Review,” Journal of Coastal Research, Vol 9, No. 1, pp 225-278. Pinkel 1980 Pinkel, R. 1980. “Acoustic Doppler Techniques,” Air- Sea Interaction-Instruments and Methods, F. Dobson, L. Hasse, and R. Davis, eds., Plenum Press, New York, NY, pp 171-199. Pirazzoli 1986 Pirazzoli, P. A. 1986. “Secular Trends of Relative Sea Level (RSL) Changes Indicated by Tide-gage Records,” Journal of Coastal Research, Special Issue, No. 1, pp 1-26. Pirazzoli 1991 Pirazzoli, P. A. 1991. World Atlas of Sea-Level Changes, Elsevier Scientific Publishers, Amsterdam, The Netherlands. Plafker and Kachadoorian 1966 Plafker, G., and Kachadoorian, R. 1966. “Geologic Effects of the March 1964 Earthquake and Associated Seismic Sea Waves on Kodiak and Nearby Islands, Alaska,” Geological Survey Professional Paper 543-D, U.S. Government Printing Office, Washington, DC. Pollock 1995 Pollock, C. E. 1995. “Helicopter-Borne Nearshore Survey System, A Valuable Tool in Difficult Survey Areas,” Journal of Coastal Research, Vol 11, No. 2. Pond and Pickard 1983 Pond, S., and Pickard, G. L. 1983. Introductory Dynamical Oceanography, 2nd ed., Pergamon Press, Oxford, England, UK. Press and Siever 1986 Press, F., and Siever, R. 1986. Earth, 4th. ed., W. H. Freeman and Company, New York, NY. Price 1968 Price, W. A. 1968. “Tidal Inlets,” The Encyclopedia of Geomorphology, Encyclopedia of Earth Sciences Series,

Vol III, R. W. Fairbridge, ed., Reinhold Book Corp., NY, pp 1152-1155. Price and Parker Price, W. A., and Parker, R. H. 1979. “Origins of Permanent Inlets Separating Barrier Islands and Influence of Drowned Valleys on Tidal Records Along the Gulf Coast of Texas,” Transactions Gulf Coast Association of Geological Societies, Vol 29, pp 371-385. Prins 1980 Prins, D. A. 1980. “Data Collection Methods for Sand Inventory-Type Surveys,” Coastal Engineering Technical Aid No. 80-4, Coastal Engineering Research Center, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS. Prior and Coleman 1979 Prior, D. B., and Coleman, J. M. 1979. “Submarine Landslides - Geometry and Nomenclature,” Zeitschrift fur Geomorphology, Vol 23, No. 4, pp 415-426. Prior and Coleman 1980 Prior, D. B., and Coleman, J. M. 1980. “Sonograph Mosaics of Submarine Slope Instabilities, Mississippi River Delta,” Marine Geology, Vol 36, pp 227-239. Pritchard 1967 Pritchard, D. W. 1967. “What is an Estuary? Physical Viewpoint,” Estuaries, Publication 83, G. H. Lauff, ed., American Association for the Advancement of Science, Washington, DC, pp 3-5. Reading 1986 Reading, H. G., ed. 1986. Sedimentary Environments and Facies, 2nd ed., Blackwell Scientific Publications, Oxford, UK. Reineck and Singh 1980 Reineck, H. E., and Singh, I. B. 1980. Depositional Sedimentary Environments, 2nd ed., Springer-Verlag, Berlin, Germany. Resio and Hands 1994 Resio, D. T., and Hands, E. B. 1994. “Understanding and Interpreting Seabed Drifter (SBD) Data,” Technical Report DRP-94-1, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS. Richards 1986 Richards, V. A. 1986. Remote Sensing Digital Image Analysis, An Introduction, Springer Verlag, Berlin, Germany. Roberts 1981 Roberts, H. H. 1981. “X-ray Radiography,” Geomorphological Techniques, A. Goudie, ed., George Allen and Unwin, London, UK, pp 101-102. Rosen, Brenninkmeyer, and Maybury 1993 Rosen, P. S., Brenninkmeyer, B. M., and Maybury, L. M. 1993. “Holocene Evolution of Boston Inner Harbor, Massachusetts,” Journal of Coastal Research, Vol 9, No. 2, pp 363-377. Sabins 1987 Sabins, F. F., Jr. 1987. Remote Sensing, Principles and Interpretation, 2nd ed., W. H. Freeman and Company,

New York, NY. Sahagian and Holland 1991 Sahagian, D. L., and Holland, S. M. 1991. Eustatic Sea-Level Curve Based on a Stable Frame of Reference: Preliminary Results, Geology, Vol 19, pp 1208-1212. Sallenger, Holman, and Birkemeier 1985 Sallenger, A. H., Jr., Holman, R. A., and Birkemeier, W. A. 1985. “Storm-Induced Response of a Nearshore Bar System,” Marine Geology, Vol 64, pp 237-257. Sarna-Wojcicki, Champion, and Davis 1983 Sarna-Wojcicki, A. M., Champion, D. E., and Davis, J. O. 1983. “Holocene Volcanism in the Coterminous United States and the Role of Silicic Volcanic Ash Layers in Correlation of the Latest Pleistocene and Holocene Deposits,” Late Quaternary Environments of the United States: The Holocene, H. E. Wright, ed., Vol 2, University of Minnesota Press, Minneapolis, MN, pp 52-77. Savage and Birkemeier 1987 Savage, R. J., and Birkemeier, W. A. 1987. “Storm Erosion Data from the United States Atlantic Coast,” Coastal Sediments ’87, American Society of Civil Engineers, New York, NY, pp 1445-1459. Saville 1957 Saville, T., Jr. 1957. “Scale Effects in Two-Dimensional Beach Studies,” Proceedings of the Seventh General Meeting of the International Association of Hydraulic Research, pp A3.1-A3.8. EM 1110-2-1810 31 Jan 95 Saville and Caldwell 1953 Saville, T., Jr., and Caldwell, J. M. 1953. “Accuracy of Hydrographic Surveying in and Near the Surf Zone,” Technical Memorandum No. 32, Beach and Erosion Board, Corps of Engineers, Department of the Army, Washington, DC. Schneider 1981 Schneider, C. 1981. “The Littoral Environment Observation (LEO) Data Collection Program,” Coastal Engineering Research Center Technical Aid 81-5, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS. Schwartz 1971 Schwartz, M. L. 1971. “The Multiple Casualty of Barrier Islands,” Journal of Geology, Vol 79, pp 91-94. Schwartz 1973 Schwartz, M. L., ed. 1973. Barrier Islands, Dowden, Hutchinson & Ross, Stroudsburg, PA. Schwartz 1982 Schwartz, M. L., ed. 1982. The Encyclopedia of Beaches and Coastal Environments, Encyclopedia of Earth Sciences, Volume XV, Hutchinson Ross Publishing Company, Stroudsburg, PA. Seabergh and McCoy 1982 Seabergh, W. C., and McCoy, J. W. 1982. “Prevention of Shoaling at Little Lake Harbor, Michigan,” Technical Report HL-82-16, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS.

Seelig, Harris, and Herchenroder 1977 Seelig, W. N., Harris, D. L., and Herchenroder, B. E. 1977. “A Spatially Integrated Numerical Model of Inlet Hydraulics,” General Investigation of Tidal Inlets Report 14, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS. Seymour 1989 Seymour, R. J., ed. 1989. Nearshore Sediment Transport. Plenum Press, New York, NY. Sha 1990 Sha, L. P. 1990. Sedimentological Studies of the Ebbtidal Deltas Along the West Frisian Islands, the Netherlands, Geologica Ultraiectina No. 64, Instituut voor Aardwetenschappen der Rijks-universiteit te Utrecht, Ultrecht, The Netherlands (in English). EM 1110-2-1810 31 Jan 95 Shalowitz 1962 Shalowitz, A. L. 1962. Shore and Sea Boundaries, Vol 1, Pub 10-1, U.S. Department of Commerce, Coast and Geodetic Survey, U.S. Government Printing Office, Washington, DC. Shalowitz 1964 Shalowitz, A. L. 1964. Shore and Sea Boundaries, Vol 2, Pub 10-1, U.S. Department of Commerce, Coast and Geodetic Survey, U.S. Government Printing Office, Washington, DC. Shepard 1932 Shepard, F. P. 1932. “Sediments on Continental Shelves,” Geological Society of America Bulletin, Vol 43, pp 1017-1034. Shepard 1937 Shepard, F. P. 1937. “Revised Classification of Marine Shorelines,” Journal of Geology, Vol 45, pp 602-624. Shepard 1948 Shepard, F. P. 1948. Submarine Geology, Harper & Row, New York, NY. Shepard 1950 Shepard, F. P. 1950. “Longshore Bars and Longshore Troughs,” Technical Memorandum 41, Beach Erosion Board, U.S. Army Corps of Engineers, Washington, DC. Shepard 1963 Shepard, F. P. 1963. Submarine Geology, 2nd ed., Harper & Row, New York, NY. Shepard 1973 Shepard, F. P. 1973. Submarine Geology, 3rd ed., Harper & Row, New York, NY. Shepard 1976 Shepard, F. P. 1976. “Coastal Classification and Changing Coastlines,” Geoscience and Man, Vol 13, pp 53-64. Shepard 1977 Shepard, F. P. 1977. Geological Oceanography, Crane, Russak & Co., New York, NY. Shepard and Inman 1950 Shepard, F. P., and Inman, D. L. 1950. “Nearshore Circulation Related to Bottom Topography and Wave

Refraction,” Transactions of the American Geophysical Union, Vol 31, No. 4, pp 555-556. Shepard and LaFond 1940 Shepard, F. P., and LaFond, E. C. 1940. “Sand Movements at the Beach in Relation to Tides and Waves,” American Journal of Science, Vol 238, pp 272-285. Shepard and Wanless 1971 Shepard, F. P., and Wanless, H. R. 1971. Our Changing Coastlines, McGraw-Hill Book Company, New York, NY. Sheriff 1980 Sheriff, R. E. 1980. Seismic Stratigraphy, International Human Resources Development Corporation, Boston, MA. Sheriff and Geldart 1982 Sheriff, R. E., and Geldart, L. P. 1982. Exploration Seismology, Vol 1: History, Theory, and Data Acquisition, Cambridge University Press, Cambridge, UK. Sherlock and Szuwalski 1987 Sherlock, A. R., and Szuwalski, A. 1987. “A Users Guide to the Littoral Environment Observation Retrieval System,” Instruction Report CERC-87-3, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS. Shore Protection Manual 1984 Shore Protection Manual. 1984. 4th ed., 2 Vol, Coastal Engineering Research Center, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, U.S. Government Printing Office, Washington, DC. Short 1991 Short, A. D. 1991. “Macro-meso Tidal Beach Morphodynamics - An Overview,” Journal of Coastal Research, Vol 7, No. 2, pp 417-436. Sieck and Self 1977 Sieck, H. C., and Self, G. W. 1977. “Analysis of High Resolution Seismic Data,” Seismic Stratigraphy - Applications to Hydrocarbon Exploration, C. E. Payton, ed., American Association of Petroleum Geologists, Tulsa, OK, pp 353-385. Siegal and Gillespie 1980 Siegal, B. S., and Gillespie, A. R., eds. 1980. Remote Sensing in Geology, John Wiley & Sons, New York, NY. Simpson and Riehl 1981 Simpson, R. H., and Riehl, H. 1981. The Hurricane and its Impact, Louisiana State University Press, Baton Rouge, LA. Smith 1954 Smith, H. T. U. 1954. “Coastal Dunes,” Proceedings of the Coastal Geography Conference, Office of Naval Research, Department of the Navy, Washington, DC, pp 51-56. Sommerfeld, Mason, Kraus, and Larson 1994 Sommerfeld, B. G., Mason, J. M., Kraus, N. C., and Larson, M. 1994. “BFM: Beach Fill Module; Report 1, Beach Morphology Analysis Package (BMAP) - User’s Guide,” Instruction Report CERC-94-1, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS. Sonu 1970 Sonu, C. J. 1970. “Beach Changes by Extraordinary

Waves Caused by Hurricane Camille,” Coastal Studies Institute, Technical Report 77, Louisiana State University, Baton Rouge, LA, pp 33-45. Sonu and Wright 1975 Sonu, C. J., and Wright, L. D. 1975. “Mass Transport and Dispersion Off a Tidal Inlet,” Seventh Annual Offshore Technology Conference, Houston, TX, Paper OTC 2383, pp 489-498. Spain 1990 Spain, P. 1990. “Observing Depth-Averaged and Superficial Currents Across the North Pacific,” Proceedings of the IEEE Fourth Working Conference on Current Measurement, G. F. Appell and T. B. Curtin, eds., Current Measurement Technology Committee of the Oceanic Engineering Society, Institute of Electrical and Electronics Engineers, New York, NY, pp 54-64. Spangler and Hardy 1982 Spangler, M. G., and Hardy, R. L. 1982. Soil Engineering, 4th ed., Harper & Row, New York, NY. Spurgeon 1992 Spurgeon, J. P. G. 1992. “The Economic Valuation of Coral Reefs,” Marine Pollution Bulletin, Vol 24, No. II, pp 529-536. Stahl, Koczan, and Swift 1974 Stahl, L., Koczan, J., and Swift, D. J. P. 1974. “Anatomy of a Shoreface-Connected Ridge System on the New Jersey Shelf: Implications for Genesis of the Shelf Surficial Sand Sheet,” Geology, Vol 2, pp 117-120. Stanley 1986 Stanley, S. M. 1986. Earth and Life Through Time, W. H. Freeman, New York, NY. EM 1110-2-1810 31 Jan 95 Stauble 1992 Stauble, D. K. 1992. “Long-term Profile and Sediment Morphodynamics: Field Research Facility Case History,” Technical Report CERC-92-7, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS. Stauble 1994 Stauble, D. K. 1994. “A Physical Monitoring Plan for Northern Assateague Island, Maryland,” U.S. Department of Interior, National Park Service, Philadelphia, PA. Stauble and Hoel 1986 Stauble, D. K. and Hoel, J. 1986. “Guidelines for Beach Restoration Projects, Part II-Engineering.” Report SGR- 77, Florida Sea Grant, University of Florida, Gainesville, FL. Stauble and Kraus 1993 Stauble, D. K., and Kraus, N. C. 1993. Beach Nourishment Engineering and Management Considerations, Coastlines of the World series, American Society of Civil Engineers, New York, NY. Stauble, Da Costa, Monroe, and Bhogal 1988 Stauble, D. K., Da Costa, S. L., Monroe, K. L., and Bhogal, V. K. 1988. “Inlet Flood Tidal Delta Development Through Sediment Transport Processes,” Hydrodynamics

and Sediment Dynamics of Tidal Inlets, Lecture Notes on Coastal and Estuarine Studies, D. G. Aubry and L. Weishar, eds., Vol 29, Springer-Verlag, New York, NY, pp 319-347. Stauble, Garcia, Kraus, Grosskopf, and Bass 1993 Stauble, D. K., Garcia, A. W., Kraus, N. C., Grosskopf, W. G., and Bass, G. P. 1993. “Beach Nourishment Project Response and Design Evaluation, Ocean City, Maryland,” Technical Report CERC-93-13, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS. Sternberg 1989 Sternberg, R. W. 1989. “Instrumentation for Estuarine Research,” Journal of Geophysical Research, Vol 94, No. C10, pp 14,289-14,301. Stewart 1985 Stewart, R. H. 1985. Methods of Satellite Oceanography, University of California Press, Berkeley, CA. Stewart and Pope 1992 Stewart, C. J., and Pope, J. 1992. “Erosion Processes Task Group Report,” Open file report prepared for the International Joint Commission Water Level Reference Study, International Joint Commission, Canada and U.S.A. EM 1110-2-1810 31 Jan 95 Stoddard 1969 Stoddard, D. R. 1969. “Ecology and Morphology of Recent Coral Reefs,” Biological Reviews, Vol 44, pp 433-498. Stone and Morgan 1993 Stone, G. W., and Morgan, J. P. 1993. “Implications for a Constant Rate of Relative Sea-Level Rise During the Last Millennium Along the Northern Gulf of Mexico: Santa Rosa Island, Florida,” Shore and Beach, Vol 61, No. 4, pp 24-27. Strahler 1971 Strahler, A. N. 1971. The Earth Sciences, 2nd ed., Harper & Row Publishers, New York, NY. Strahler 1981 Strahler, A. N. 1981. Physical Geology, Harper & Row, New York, NY. Stubblefield, Lavelle, McKinney, and Swift 1974 Stubblefield, W. L., Lavelle, J. W., McKinney, T. F., and Swift, D. J. P. 1974. “Sediment Response to the Present Hydraulic Regime on the Central New Jersey Shelf,” Journal of Sedimentary Petrology, Vol 45, pp 337-358. Suess 1888 Suess, E. 1888. The Faces of the Earth, Vol 2 (English translation by H. B. Sollas in 1906), Oxford University Press, London, UK (in 5 vols). Suhayda 1984 Suhayda, J. N. 1984. “Interaction Between Surface Waves and Muddy Bottom Sediments,” Estuarine Cohesive Sediment Dynamics, Lecture Notes on Coastal and Estuarine Studies, A. J. Mehta, ed., Springer-Verlag, Berlin, pp 401-428.

Sunamura 1976 Sunamura, T. 1976. “Feedback Relationship in Wave Erosion of Laboratory Rocky Coast,” Journal of Geology, Vol 84, pp 427-437. Sunamura 1983 Sunamura, T. 1983. “Processes of Sea Cliff and Platform Erosion,” CRC Handbook of Coastal Processes and Erosion, P. D. Komar, ed., CRC Press, Boca Raton, FL, pp 233-266. Sunamura 1989 Sunamura, T. 1989. “Sandy Beach Morphology Elucidated by Laboratory Modeling,” Applications in Coastal Modeling, V. C. Lakhan and A. S. Trenhale, eds., Elsevier, New York, pp 159-213. Sunamura and Maruyama 1987 Sunamura, T., and Maruyama,K. 1987. “Wave-Induced Geomorphic Response of Eroding Beaches - With Special Reference to Seaward Migrating Bars,” Proceedings of Coastal Sediments ’87, American Society of Civil Engineers, New York, NY, pp 788-801. Suter and Berryhill 1985 Suter, J. R., and Berryhill, H. L., Jr. 1985. “Late Quaternary Shelf-Margin Deltas, Northwest Gulf of Mexico,” Bulletin of the American Association of Petroleum Geologists, Vol 69, No. 1, pp 77-91. Swift 1975 Swift, D. J. P. 1975. “Tidal Sand Ridges and Shoal Retreat Massifs,” Marine Geology, Vol 18, pp 105-134. Swift 1976 Swift, D. J. P. 1976. “Coastal Sedimentation,” Marine Sediment Transport and Environmental Management, D. J. Stanley and D. J. P. Swift, eds., John Wiley and Sons, New York, NY, pp 255-310. Swift, Kofoed, Saulsbury, and Sears 1972 Swift, D. J. P., Kofoed, J. W., Saulsbury, F. P., and Sears, P. 1972. “Holocene Evolution of the Shelf Surface, Central and Southern Atlantic Coast of North America,” Shelf Sediment Transport, D. J. P. Swift, D. B. Duane, and O. H. Pilkey, eds., Dowd, Hutchinson, and Ross, Stroudsburg, PA, pp 499-574. Tait 1993 Tait, L. S., Compiler. 1993. The State of the Art of Beach Renourishment, Proceedings of the 6th Annual National Conference on Beach Preservation Technology, Florida Shore & Beach Preservation Association, Tallahassee, FL. Tang and Dalrymple 1989 Tang, E. C. S., and Dalrymple, R. A. 1989. “Nearshore Circulation by Rip Currents and Wave Groups,” Near-shore Sediment Transport, R. J. Seymour, ed., Plenum Press, New York, NY, pp 205-230. Tannehill 1956 Tannehill, I. R. 1956. Hurricanes, Their Nature and History, 9th Revised ed., Princeton University Press, Princeton, NJ. Tanner 1967

Tanner, W. F. 1967. “Ripple Mark Indices and Their Uses,” Sedimentology, Vol 9, pp 89-104. Tanner 1978 Tanner, W. F., ed. 1978. “Standards for Measuring Shoreline Change,” Coastal Research, Tallahassee, FL. Tanner 1989 Tanner, W. F. 1989. “New Light on Mean Sea Level Change,” Coastal Research, Vol 8, No. 4, pp 12-16. Tchernia 1980 Tchernia, P. 1980. Descriptive Regional Oceanography, Pergamon Press, Oxford, UK. Teleki 1966 Teleki, P. G. 1966. “Fluorescent Sand Tracers,” Journal of Sedimentary Petrology, Vol 36, pp 376-468. Teleki, Musialowski, and Prins 1976 Teleki, P. G., Musialowski, F. R. and Prins, D. A. 1976. “Measurement Techniques for Coastal Waves and Currents,” Information Report 76-11, Coastal Engineering Research Center, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS. The Times Atlas of the World 1980 The Times Atlas of the World. 1980. Comprehensive Edition, Times Books, NY. Thompson, Howell, and Smith 1985 Thompson, E. F., Howell, G. L., and Smith, J. M. 1985. “Evaluation of Seismometer Wave Gage and Comparative Analysis of Wave Data at Yaquina and Coquille Bays, Oregon,” Miscellaneous Paper CERC-85-12, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS. Tilling, Heliker, and Wright 1987 Tilling, R. I., Heliker, C., and Wright, T. L. 1987. “Eruptions of Hawaiian Volcanoes: Past, Present, and Future,” U.S. Geological Survey, Denver, CO. Trenhaile 1987 Trenhaile, A. S. 1987. The Geomorphology of Rock Coasts, Clarendon Press, Oxford, UK. EM 1110-2-1810 31 Jan 95 Trewartha 1954 Trewartha, G. T. 1954. An Introduction to Climate, McGraw-Hill Book Co., New York, NY. Trimble and Cooke 1991 Trimble, S. W., and Cooke, R. U. 1991. “Historical Sources for Geomorphology Research in the United States,” The Professional Geographer, Vol 43, pp 212-227. Trudgill 1976 Trudgill, S. T. 1976. “The Marine Erosion of Limestone on Aldabra Atoll, Indian Ocean,” Zeitschrift fur geomorphology, Vol 26, pp 164-200. Trump 1990 Trump, C. L. 1990. “Single Ping ADCP Data,” Proceedings of the IEEE Fourth Working Conference on Current Measurement, Current Measurement Technology Committee of the Oceanic Engineering Society, G. F. Appell and T. B. Curtin, eds., Institute of Electrical and Electronics

Engineers, New York, NY, pp 215-224. Uchupi 1968 Uchupi, E. 1968. “Atlantic Continental Shelf and Slope of the United States-Physiography,” Professional paper 529-C, United States Geological Survey, Washington, DC. Uchupi 1970 Uchupi, E. 1970. “Atlantic Continental Shelf and Slope of the United States: Shallow Structure,” Professional paper 524-1, United States Geological Survey, Washington, DC, pp 1-44. Unluata and Ozsoy 1977 Unluata, U. A., and Ozsoy, E. 1977. “Tidal Jet Flows Near Inlets,” Hydraulics in the Coastal Zone, American Society of Civil Engineers, New York, NY, pp 90-98. U.S. Army Engineer District, Jacksonville 1993 U.S. Army Engineer District, Jacksonville. 1993. “Nassau County, Florida, Fernandina Harbor, Section 933 Study,” Jacksonville, FL. U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station 1992 U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station. 1992. “The Wetlands Research Program Notebook,” Technical Notes, USAE Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS. EM 1110-2-1810 31 Jan 95 U.S. Coast and Geodetic Survey 1985 U.S. Coast and Geodetic Survey. 1985. “Datum Differences - Atlantic, Gulf, and Pacific Coasts, United States,” Washington, DC. Vachon 1980 Vachon, W. A. 1980. “Drifters,” Air-Sea Interaction- Instruments and Methods, Plenum Press, New York, NY, pp 201-218. Valentin 1952 Valentin, H. 1952. Die Kusten der Erde, Petermanns Geog. Mitt. Erg. 246, Justus Perthes Gotha, Berlin, Germany. Van de Kreeke 1986 Van de Kreeke, J., ed. 1986. Physics of Shallow Estuaries and Bays, Lecture Notes on Coastal and Estuarine Studies, Vol 16, Springer-Verlag, New York, NY. Vanoni 1975 Vanoni, V. A., ed. 1975. Sedimentation Engineering, Manuals and Reports on Engineering Practice No. 54, American Society of Civil Engineers, New York, NY. van Straaten 1961 van Straaten, L. M. J. U. 1961. “Directional Effects of Winds, Waves, and Currents Along the Dutch Coast North Sea Coast,” Geologie en Mijnbouw, Vol 40, pp 333-346 and 363-391. Veatch and Smith 1939 Veatch, A. C., and Smith, P. A. 1939. “Atlantic Submarine Valleys of the United States and the Congo Submarine Valley,” Special Paper 7, The Geological Society

of America, New York, NY. von Arx 1962 von Arx, W. S. 1962. An Introduction to Physical Oceanography, Addison-Wesley Publishing Company, Reading, MA. Waisel 1972 Waisel, Y. 1972. Biology of Halophytes, Academic Press, NY. Walton 1990 Walton, T. L., Jr. 1990. “Simulating Great Lakes Water Levels for Erosion Prediction,” Miscellaneous Paper CERC-90-6, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS. Walton and Adams 1976 Walton, T. L., Jr., and Adams, W. D. 1976. “Capacity of Inlet Outer Bars to Store Sand,” Proceedings of the Fifteenth Coastal Engineering Conference, July 11-17, Honolulu, HI, American Society of Civil Engineers, New York, NY, pp 1919-1937. Weaver 1983 Weaver, H. J. 1983. Applications of Discrete and Continuous Fourier Analysis. John Wiley & Sons, New York, NY. Wells and Coleman 1981 Wells, J. T., and Coleman, J. M. 1981. “Periodic Mudflat Progradation, Northeastern Coast of South America: A Hypothesis,” Journal of Sedimentary Petrology, Vol 51, No. 4, pp 1069-1075. Wilde and Case 1977 Wilde, P., and Case, C. W. 1977. “Technique for Predicting Sediment Transport in the Marine Environment Using Natural Heavy Mineral Tracers,” Shore and Beach, Vol 45, No. 2, pp 25-29. Williams 1976 Williams, S. J. 1976. “Geomorphology, Shallow Subbottom Structure, and Sediments of the Atlantic Inner Continental Shelf Off Long Island, New York,” Technical Paper No. 76-2, Coastal Engineering Research Center, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS. Williams 1981 Williams, S. J. 1981. “Sand Resources and Geological Character of Long Island Sound,” Technical Paper No. 81-3, Coastal Engineering Research Center, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS. Williams and Duane 1974 Williams, S. J., and Duane, D. B. 1974. “Geomorphology and Sediments of the Inner New York Bight Continental Shelf,” Technical Memorandum No. 45, Coastal Engineering Research Center, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS. Williams and Meisburger 1982 Williams, S. J., and Meisburger, E. P. 1982. “Geological Character and Mineral Resources of South Central Lake Erie,” Miscellaneous Report No. 82-9, Coastal Engineering

Research Center, USAE Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS. Williams, Carter, Meisburger, and Fuller 1980 Williams, S. J., Carter, C. H., Meisburger, E. P., and Fuller, J. A. 1980. “Sand Resources of Southern Lake Erie, Conneaut to Toledo, Ohio - a Seismic Reflection and Vibracore Study,” Miscellaneous Report No. 80-10, Coastal Engineering Research Center, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS. Williams, Prins, and Meisburger 1979 Williams, S. J., Prins, D. A., and Meisburger, E. P. 1979. “Sediment Distribution Sand Resources, and Geologic Character of the Inner Continental Shelf Off Galveston County Texas,” Miscellaneous Report No. 79-4, Coastal Engineering Research Center, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS. Winkler 1977 Winkler, C. D. 1977. “Plio-Pleistocene Paleogeography of the Florida Gulf Coast Interpreted from Relic Shorelines,” Transactions Gulf Coast Association of Geological Societies, Vol 27, pp 409-420. Winkler and Howard 1977 Winkler, C. D., and Howard, J. D. 1977. “Correlation of Tectonically-Deformed Shorelines on the Southern Atlantic Coastal Plain,” Geology, Vol 5, pp 123-127. Wise 1980 Wise, S. M. 1980. “Caesium-137 and Lead-210: A Review of the Techniques and Some Applications in Geomorphology,” Timescales in Geomorphology, R. A. Cullingford, D. A. Davidson, and J. Lewin, eds., John Wiley, Chichester, UK, pp 107-127. Wood and Kienle 1990 Wood, C. A., and Kienle, J., eds. 1990. Volcanoes of North America: United States and Canada, Cambridge University Press, Cambridge, UK. Woodhouse 1978 Woodhouse, W. W., Jr. 1978. “Dune Building and Stabilization with Vegetation,” SR-3, Coastal Engineering Research Center, U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS. Woodsworth and Wigglesworth 1934 Woodsworth, J. B., and Wigglesworth, E. 1934. Geography and Geology of the Region Including Cape Cod, Elizabeth Is., Nantucket, Martha’s Vinyard, No Mans Land, and Block Is., Memoir 52, Museum of Comparative Zoology, Harvard University, Cambridge, MA. EM 1110-2-1810 31 Jan 95 Worsley 1981 Worsley, P. 1981. “Lichenometry,” Geomorphological Techniques, A. Goudie, ed., George Allen and Unwin, London, UK, pp 302-305. Wright 1981 Wright, L. D. 1981. “Nearshore Tidal Currents and Sand Transport in a Macrotidal Environment,” Geomarine Letters, Vol 1, pp 173-179.

Wright 1985 Wright, L. D. 1985. “River Deltas,” Coastal Sedimentary Environments, 2nd ed., R. A. Davis, ed., Springer-Verlag, New York, NY, pp 1-76. Wright 1991 Wright, L. D., Boon, J. D., Kim, S. C., and List, J. H. 1991. “Modes of Cross-Shore Sediment Transport on the Shoreface of the Middle Atlantic Bight,” Marine Geology, Vol 96, pp 19-51. Wright and Coleman 1972 Wright, L. D., and Coleman, J. M. 1972. “River Delta Morphology: Wave Climate and the Role of the Subaqueous Profile,” Science, Vol 176, pp 282-284. Wright and Coleman 1973 Wright, L. D., and Coleman, J. M. 1973. “Variations in Morphology of Major River Deltas as Functions of Ocean Wave and River Discharge Regimes,” American Association of Petroleum Geologists Bulletin, Vol 57, No. 2, pp 370-398. Wright and Coleman 1975 Wright, L. D., and Colman, J. M. 1975. “Mississippi River Mouth Processes: Effluent Dynamics and Morphologic Development,” Journal of Geology, Vol 82, pp 751-778. Wright and Short 1983 Wright, L. D., and Short, A. D. 1983. “Morphodynamics of Beaches and Surf Zones in Australia,” Handbook of Coastal Processes and Erosion, P. D. Komar, ed., CRC Press, Boca Raton, FL, pp 35-64. Wright and Short 1984 Wright, L. D., and Short, A. D. 1984. “Morphodynamic Variability of Surf Zones and Beaches: A Synthesis,” Marine Geology, Vol 56, pp 93-118. EM 1110-2-1810 31 Jan 95 Wright and Sonu 1975 Wright, L. D., and Sonu, C. J. 1975. “Processes of Sediment Transport and Tidal Delta Development in a Stratified Tidal Inlet,” Estuarine Research, Vol 2, L. E. Cronin, ed., Academic Press, New York, NY, pp 63-76. Wright, Boon, Kim, and List 1991 Wright, L. D., Boon, J. D., Kim, S. C., and List, J. H. 1991. “Modes of Cross-Shore Sediment Transport on the Shoreface of the Middle Atlantic Bight,” Marine Geology, Vol 96, pp 19-51. Wright, Sonu, and Kielhorn 1972 Wright, L. D., Sonu, C. J., and Kielhorn, W. V. 1972. “Water-Mass Stratification and Bed Form Characteristics in East Pass, Destin, Florida,” Marine Geology, Vol 12, pp 43-58. Wright, Xu, and Madsen 1994 Wright, L. D., Xu, J. P., and Madsen, O. S. 1994. “Across-shelf Benthic Transports on the Inner Shelf of the Middle Atlantic Bight During the ’Halloween Storm’ of 1991,” Marine Geology, Vol 118, No. 1/2, pp 61-77.

Wunsch 1978 Wunsch, C. 1978. “The North Atlantic General Circulation West of 50 deg W Determined by Inverse Methods,” Reviews of Geophysics and Space Physics, Vol 16, No. 4, pp 583-620. Wunsch and Minster 1982 Wunsch, C., and Minster, J. F. 1982. “Methods for Box Models and Ocean Circulation Tracers: Mathematical Programming and Nonlinear Inverse Theory,” Journal of Geophysical Research, Vol 87, pp 5647-5662. Young 1975 Young, K. 1975. Geology: The Paradox of Earth and Man, Houghton Mifflin Co., Boston, MA. Zenkovich 1967 Zenkovich, V. P. 1967. “Submarine Sandbars and Related Formations,” Processes of Coastal Development, J. A. Steers, ed., Oliver and Boyd, Ltd., New York, NY, pp 219-236.

Phô lôc b

Gi¶i nghÜa vµ ®Þnh nghÜa mét sè tõ ng÷ vµ thuËt ng÷ khoa häc liªn

quan ®Õn c¸c néi dung cña cuèn s¸ch (nh÷ng thuËt ng÷ liªn quan ®Õn viÖc

thµnh lËp vµ ®o vÏ b¶n ®å ®­îc gi¶i thÝch trong phô lôc A cña Shalowitz, 1964)

Anoxic lµ tõ ®Ó chØ c¸c khu vùc ®¸y ®¹i d­¬ng kh«ng cã hoÆc cã rÊt Ýt l­îng

oxy hßa tan, do dã ho¹t ®éng sèng cña hÖ sinh vËt ®¸y gÇn nh­ kh«ng cã hoÆc

nÕu cã th× rÊt h÷u h¹n. HiÖn t­îng nµy th­êng x¶y ra ë nh÷ng khu vùc biÓn vµ

vÞnh biÓn cã chÕ ®é hoµn l­u cña n­íc biÓn bÞ giíi h¹n.

§èi cån lµ mét d¹ng ®Þa h×nh ®¸y h×nh thµnh ®ång pha víi c¸c sãng träng

lùc trªn mÆt biÓn. §é cao vµ chiÒu dµi sãng (b­íc sãng) phô thuéc vµo quy m«

cña hÖ thèng vµ ®Æc ®iÓm cña khèi chÊt láng vµ vËt liÖu ®¸y.

Barie sau lµ mét d¹ng ®Þa h×nh thuéc hÖ thèng cÊu tróc l¹ch triÒu- ®Çm

lÇy- vòng vÞnh n»m phÝa bê khuÊt giã cña c¸c ®¶o ch¾n ven bê, doi ch¾n vµ barie

cöa vÞnh (h×nh 3-15 vµ 3-16).

Bê sau lµ mét phÇn cña b·i biÓn tr¶i réng tõ giíi h¹n trªn cña ®íi sãng vç

khi n­íc triÒu c­êng tíi vÞ trÝ ®Çu tiªn trong lôc ®Þa cã nh÷ng thay ®æi râ rÖt vÒ

mÆt ®Þa h×nh (ch¼ng h¹n nh­ ch©n cña c¸c v¸ch ®øng hoÆc cån c¸t).

C¸c barie ven bê lµ mét d¹ng ®Þa h×nh tÝch tô c¸t kÐo dµi, song song víi

®­êng bê hoÆc song song víi bê biÓn ë nhiÒu khu vùc. Chóng th­êng bÞ ng¨n

c¸ch víi lôc ®Þa bëi nh÷ng thñy vùc cã kÝch th­íc kh¸c nhau hoÆc c¸c vïng ®µm

lµy, vòng vÞnh, b·i bïn, b·i triÒu c¸t vµ c¸c l¹ch triÒu (h×nh 3-15 vµ 3-16).

C¸c d¹ng ®Þa h×nh ®¸y kh¸c víi ®Þa h×nh ®¸y ph¼ng ®­îc h×nh thµnh do

ho¹t ®éng cña c¸c dßng ch¶y trªn ®¸y cña mét kªnh dÉn trÇm tÝch s«ng.

NÒn ®¸ gèc lµ mét cÊu tróc nÒn ®¸y r¾n ch¾c n»m d­íi c¸c líp ®Êt ®¸ vµ

vËt liÖu trÇm tÝch bÒ mÆt kh¸c. §«i khi chóng cã thÓ n»m lé trªn bÒ mÆt (khi

xuÊt hiÖn c¸c r·nh c¾t) hoÆc cã thÓ bÞ ch«n vïi s©u tíi hµng tr¨m ®Õn hµng

ngh×n mÐt d­íi c¸c tÇng trÇm tÝch bë rêi (vÝ dô nh­ ven bê vÞnh Mexico).

Sù x¸o trén sinh häc lµ qóa tr×nh x¸o trén c¸c trÇm tÝch ®¸y do ho¹t ®éng

cña c¸c loµi sinh vËt ®µo khoÐt ®¸y.

CÊu tróc ®¸y lµ tËp hîp c¸c líp tÇng trÇm tÝch tho¶i n»m ngang ®­îc l¾ng

®äng trªn bÒ mÆt ®¸y cña mét delta.

Phong hãa hãa häc lµ sù ph©n hñy cña ®¸ vµ trÇm tÝch do nh÷ng biÕn ®æi

hãa häc cña thµnh phÇn kho¸ng vËt vµ xi m¨ng g¾n kÕt bëi qóa tr×nh oxy hãa,

ph¬i lé vµ c¸c qóa tr×nh sinh häc hoÆc do nh÷ng thay ®æi vÒ nhiÖt ®é.

KhÝ hËu lµ c¸c ®Æc ®iÓm ®iÒu kiÖn khÝ t­îng thÞnh hµnh trong mét thêi

gian dµi t¹i mét khu vùc nµo ®ã dùa trªn c¸c nguån sè liÖu thèng kª trung b×nh.

§é s©u tíi h¹n lµ giíi h¹n ®é s©u mµ t¹i ®ã c¸c h¹t trÇm tÝch kh«ng chÞu

t¸c ®éng cña sãng.

Bê biÓn lµ mét d¶i lôc ®Þa cã chiÒu réng kh«ng giíi h¹n kÐo tõ d­êng bê vµo

s©u trong ®Êt liÒn tíi vÞ trÝ ®Çu tiªn cã nh÷ng biÕn ®æi ®ét ngét vÒ ®Þa h×nh

(ch¼ng h¹n nh­ ch©n cña c¸c v¸ch ®øng vµ cån c¸t).

§ång b»ng ven biÓn lµ mét vïng ®Êt thÊp vµ b»ng ph¼ng vÒ mÆt ®Þa h×nh,

cã cÊu tróc bëi c¸c tÇng trÇm tÝch tho¶i n»m ngang kÐo dµi tõ ®­êng bê vµo s©u

trong lôc ®Þa (h×nh 2-2).

§íi ven bê lµ ®íi chuyÓn tiÕp gi÷a lôc ®Þa vµ biÓn, lu«n chÞu ¶nh h­ëng trùc

tiÕp cña c¸c qóa tr×nh ®éng lùc s«ng biÓn víi giíi h¹n ngoµi (vÒ phÝa biÓn) lµ

ranh giíi kÕt thóc cña thÒm lôc ®Þa vµ giíi h¹n trong (vÒ phÝa lôc ®Þa) lµ vÞ trÝ cã

sù thay ®æi ®ét ngét vÒ ®Þa h×nh b¾t ®Çu tho¸t khái sù ¶nh h­ëng cña sãng b·o.

Qóa tr×nh g¾n kÕt lµ ph¶n øng nÐn Ðp vµ kÕt dÝnh cña c¸c h¹t trÇm tÝch

tr­íc t¶i träng cña qóa tr×nh l¾ng ®äng (do qóa tr×nh khai th¸c n­íc trong c¸c

líp trÇm tÝch).

ThÒm lôc ®Þa lµ ®íi r×a bao quanh mét bê biÓn tÝnh tõ ch©n cña s­ên bê

ngÇm tíi vÞ trÝ ®é s©u cã sù biÕn ®æi ®ét ngét ®é dèc.

R¹n san h« lµ mét cÊu tróc d¹ng khèi bao gåm c¸c ®¸ canxit ®­îc thµnh

t¹o dÇn dÇn tõ ho¹t ®éng sèng cña c¸c ®éng vËt ®¬n bµo sèng b¸m vµo nÒn ®¸ vµ

h×nh thµnh mét líp phñ máng trªn bÒ mÆt khèi ®¸. Do vËy, trªn bÒ mÆt cña cÊu

tróc cò liªn tôc ®­îc h×nh thµnh nh÷ng líp cÊu tróc míi do ho¹t ®éng cña nh÷ng

tæ chøc sinh vËt nµy vµ dÇn dÇn nh÷ng r¹n san h« ®­îc h×nh thµnh sÏ kÐo dµi ra

biÓn tíi nh÷ng vïng n­íc s©u h¬n, sau ®ã l¹i tiÕp tôc ph¸t triÓn lªn s¸t mÆt

n­íc (h×nh 3-23).

D÷ liÖu chuÈn lµ sè liÖu c¸c vÞ trÝ ®­êng, ®iÓm cè ®Þnh hay gi¶ ®Þnh hoÆc

mét bÒ mÆt so víi c¸c vÞ trÝ mèc ®· d­îc x¸c ®Þnh (vÝ dô sè liÖu mÆt b»ng cña

mùc n­íc trung b×nh) (h×nh 2-2 vµ 2-3).

D¹ng delta tøc lµ cã quan hÖ víi vïng delta cöa s«ng (h×nh 4-9).

Di chuyÓn xu«i dßng lµ sù di chuyÓn theo h­íng cña c¸c dßng ch¶y tr«i

ven bê.

Cån c¸t 1. cån c¸t ngÇm lµ mét d¹ng ®Þa h×nh ®¸y n»m ch¾n ngang dßng

ch¶y víi b­íc gi·n c¸ch d­íi 1m ®Õn trªn 1000m h×nh thµnh trªn nÒn ®¸y trÇm

tÝch d­íi t¸c ®éng cña c¸c dßng ch¶y cïng h­íng (h×nh 4-3). 2. cån c¸t trªn lôc

®Þa lµ nh÷ng d¶i ®åi c¸t bao quanh hoÆc ch¶y dµi ®­îc vun cao do ho¹t ®éng cña

giã (h×n 3-7).

Phô lôc C

Tªn c¸c t¸c gi¶ tham gia biªn so¹n cuèn s¸ch

B¶ng C-1 : Tªn c¸c t¸c gi¶ vµ phÇn tæng hîp cña EM 1110-2-1810, “§Þa chÊt ®íi bê”

*C¸c c«ng tr×nh ®· xuÊt b¶n

Phô lôc D

Danh môc c¸c b¸o c¸o nghiªn cøu vÒ sãng

C¸c b¸o c¸o nghiªn cøu ë c¸c vïng biÓn §¹i T©y D-­ng, Th¸i B¬nh D-­ ng v× vµnh

Mexico

Corson, W. D., Resio. D. T., and Vincent, C. L. 1980 (July). “Wave

Infomiation Study of U.S. Coastlines; Surface Pressure Field Reconstruction for

Wave Hindcasting Purposes, TR HL-80-11, Report 1.

Corson, W. D., Resio, D. T., Brooks, R. M., Ebersole, B. A., Jensen, R. E.,

Ragsdale, D. S., and Tracy, B. A. 1981 (January). “Atlantic Coast Hindcast,

Deepwater Significant Wave Information,” WIS Report 2.

Corson, W. D., and Resio, D. T. 1981 (May). “Comparisons of Hindcast and

Measured Deepwater

Significant Wave Heights,” WIS Report 3.

Resio, D. T., Vincent, C. L., and Corson, W. D. 1982 (May). “Objective

Specification of Atlantic Ocean Windfields from Historical Data,” WIS Report 4.

Resio, D. T. 1982 (March). “The Estimation of Wind- Wave Generation in a

Discrete Spectral Model,” WIS Report 5.

Corson, W. D., Resio, D. T., Brooks, R. M., Ebersole, B. A., Jensen, R. E.,

Ragsdale, D. S., and Tracy, B. A. 1982 (March). “Atlantic Coast Hindcast Phase

II, Significant Wave Information,” WIS Report 6.

Ebersole, B. A. 1982 (April). “Atlantic Coast Water-Level Climate,” WIS

Report 7. Jensen, R. E. 1983 (September). “Methodology for the Calculation of a

Shallow Water Wave Climate,” WIS Report 8.

Jensen, R. E. 1983 (January). “Atlantic Coast Hindcast, Shallow-Water

Significant Wave Information,” WIS Report 9.

Ragsdale, D. S. 1983 (August). “Sea-State Engineering Analysis System:

Users Manual,” WIS Report 10.

Tracy, B. A. 1982 (May). “Theory and Calculation of the Nonlinear Energy

Transfer Between Sea Waves in Deep Water,” WIS Report 11.

Resio, D. T., and Tracy, B. A. 1983 (January). “A Numerical Model for Wind-

Wave Prediction in Deep Water,” WIS Report 12.

Brooks, R. M., and Corson, W. D. 1984 (September). “Summary of Archived

Atlantic Coast Wave Information Study: Pressure, Wind, Wave, and Water

Level Data,” WIS Report 13.

Corson, W. D., Abel, C. E., Brooks, R. M., Farrar, P. D., Groves, B. J.,

Jensen, R. E., Payne, J. B., Ragsdale, D. S., and Tracy, B. A. 1986 (March).

“Pacific Coast Hindcast, Deepwater Wave Information,” WIS Report 14.

Corson, W. D., and Tracy, B. A. 1985 (May). “Atlantic Coast Hindcast, Phase

II Wave Information: Additional Extremal Estimates,” WIS Report 15.

Corson, W. D., Abel, C. E., Brooks, R. M., Farrar, P. D., Groves, B. J., Payne,

J. B., McAneny, D. S., and Tracy, B. A. 1987 (May). “Pacific Coast Hindcast

Phase II Wave Information,” WIS Report 16.

Jensen, R. E., Hubertz, J. M., and Payne, J. B. 1989 (March). “Pacific Coast

Hindcast, Phase III North Wave Information,” WIS Report 17.

Hubertz, J. M., and Brooks, R. M. 1989 (March). “Gulf of Mexico Hindcast

Wave Information,” WIS Report 18.

Able, C. E., Tracy, B. A., Vincent, C. L., and Jensen, R. E. 1989 (April).

“Hurricane Hindcast Methodology and Wave Statistics for Atlantic and Gulf

Hurricanes from 1956-1975,” WIS Report 19.

Jensen, R. E., Hubertz, J. M., Thompson, E. F., Reinhard, R. D., Borup, B.

J., Brandon, W. A., Payne, J. B., Brooks, R. M., and McAneny, D. S. 1992

(December). “Southern California Hindcast Wave Information,” WIS Report 20.

Tracy, B. A., and Hubertz, J. M. 1990 (November). “Hindcast Hurricane

Swell for the Coast of Southern California,” WIS Report 21.

Hubertz, J. M., and Brooks, R. M. 1992 (September). “Verification of the

Gulf of Mexico Hindcast Wave Information, WIS Report 28.

EM 1110-2-1810 31 Jan 95

C¸c b¸o c¸o nghiªn cøu vÒ c¸c vïng hÞ lín (Great Lakes)

Resio, D. T., and Vincent, C. L. 1976 (January). “Design Wave Information

for the Great Lakes; Report 1: Lake Erie,” TR H-76-1.

Resio, D. T., and Vincent, C. L. 1976 (March). “Design Wave Information for

the Great Lakes; Report 2: Lake Ontario,” TR H-76-1.

Resio, D. T., and Vincent, C. L. 1976 (June). “Estimation of Winds Over

Great Lakes,” MP H-76-12. Resio, D. T., and Vincent, C. L. 1976 (November).

“Design Wave Information for the Great Lakes; Report 3: Lake Michigan,” TR

H-76-1.

Resio, D. T., and Vincent, C. L. 1977 (March). “Seasonal Variations in Great

Lakes Design Wave Heights: Lake Erie,” MP H-76-21. Resio, D. T., and Vincent,

C. L. 1977 (August). “A Numerical Hindcast Model for Wave Spectra on Water

Bodies with Irregular Shoreline Geometry; Report 1, Test of Nondimensional

Growth Rates,” MP H-77-9.

Resio, D. T., and Vincent, C. L. 1977 (September). “Design Wave

Information for the Great Lakes; Report 4, Lake Huron,” TR H-76-1.

Resio, D. T., and Vincent, C. L. 1978 (June). “Design Wave Information for

the Great Lakes; Report 5, Lake Superior,” TR H-76-1.

Resio, D. T., and Vincent, C. L. 1978 (December). “A Numerical Hindcast

Model for Wave Spectra on Water Bodies with Irregular Shoreline Geometry,

Model Verification with Observed Wave Data,” Report 2, MP H-77-9.

Driver, D. B., Reinhard, R. D., and Hubertz, J. M. 1991 (October). “Hindcast

Wave Information for the Great Lakes: Lake Erie,” WIS Report 22.

Hubertz, J. M., Driver, D. B., and Reinhard, R. D. 1991 (October). “Hindcast

Wave Information for the Great Lakes: Lake Michigan,” WIS Report 24.

Reinhard, R. D., Driver, D. B., and Hubertz, J. M. 1991 (December).

“Hindcast Wave Information for the Great Lakes: Lake Ontario,” WIS Report

25.

Reinhard, R. D., Driver, D. B., and Hubertz, J. M. 1991 (December).

“Hindcast Wave Information for the Great Lakes: Lake Huron,” WIS Report 26.

Driver, D. B., Reinhard, R. D., and Hubertz, J. M. 1992 (January).

“Hindcast Wave Information for the Great Lakes: Lake Superior,” WIS Report

23.

C¸c thång tin h-íng d«n cÉn thiÇt cho nhÕng ng-êi quan t©m

Hubertz, J. M. 1992 (June). “User’s Guide to the Wave Information Studies

(WIS) Wave Model, Version 2.0,” WIS Report 27.

Chó ý: TÊt c¶ c¸c danh môc b¸o c¸o trªn ®©y ®Òu ®· ®­îc xuÊt b¶n vµ l­u

tr÷ t¹i tr¹m nghiªn cøu ®­êng thñy cña côc kü thuËt quèc phßng Mü, thuéc

Trung t©m nghiªn cøu c«ng nghÖ ®íi bê.

§Þa chØ : 3909 Halls Ferry Road, Vicksburg, MS 39180-6199.

Phô lôc E

Danh môc mét sè nguån ¶nh hµng kh«ng vµ viÔn th¸m kh¸c

Agricultural Stabilization and Conservation

(A SCS)

Aerial Photograph Field Office

2222 Vest 2300 South

P.O. Box 30010

Salt Lake City, UT 84130

(80l)524-5856

Soil Conservation Service (SCS)

Cartographic Division

P.O. Box 269

101 Catalpa Drive

Lapalta. MD) 20646

(301)870-3555

Bonneville Power Administration (BPA)

Photogrammetry Unit

905 NE 11th Ave

Rt. EFBK

Portland. OR 97208

(503 )230-4643

Bureau of Land Management (BLM)

Service Center

Denver Federal Center, Building 50

P.O. Box 25047

Denver, CO 80225-0047

(303)236-6452

Defense Intelligence Agency (DIA)

Clarenton Square Building

3033 Wilson Blvd

Arlington, VA 22201

(703 )284-1124

Susquehanna River Basin Commission (SRBC)

1721 N. Front Street

Harrisburg, PA 17102

(717)638-0422

National Ocean Survey (NOS)

Coastal Mapping Division. C-3415

Rockville, MD 20852

(301)713-0610

U.S. Forest Service (USFS)

Division of Engineering

Washington, DC 20250

(202)205-1400

C¸c v¨n phßng khu vùc USFS :

Regional Forester

U.S. Forest Service

Federal Building

P.O. Box 7669

Missoula. MT 59807

(406)326-3511

Regional Forester

U.S. Forest Service

11177 W 8th Ave

Box 25127

Lakewood, CO 80225

(303)236-9427

Regional Forester

U.S. Forest Service

324 25th St.

Ogden, UT 84401

(801)625-5605

Regional Forester

U.S. Forest Service

Printing and Reproduction Section, Room 548

630 Sansome Street

San Franciso, CA 94111

(415)705-2870

Regional Forester

U.S. Forest Service

333 SW First

Portland, OR 97204-3304

Regional Forester

U.S. Forest Service

1720 Peachtree Road, NW

Atlanta, GA 30367

(404)347-4177

Regional Forester

U.S. Forest Service

310 W. Wisconsin Avenue

Milwaukee, WI 53203

(414)297-3693

Regional Forester

U.S. Forest Service

P.O. Box 21628

Juneau, AK 99802-1628

(907)586-8863

U.S. Bureau of Reclamation ( USBR)

Engineering and Research Center

P.O. Box 25007

Denver, CO 80225

(303)236-8098

C¸c v¨n phßng khu vùc USBR :

Pacific Northwest Reion

Federal Building

550.W. Fort Street, Box 043

Boise, ID 83724-0043

(208)334-1938

Mid-Pacific Region

Federal Office Building

2800 Cottage Way

Sacramento, CA 95825

(916)978-5135

Lower Colorado Region

P.O. Box 61470

Boulder City, NE 89006- 1470

(702)293-8411

Upper Colorado Region

P.O. Box 11568

Salt Lake City, UT 84147

(801 )542-5592

Great Plains

P.O. Box 36900

Billings, NT 59107-6900

(406)657-6214

U.S. Geological Survey (USGS)

Mid-Continent Mapping Center

Map and Field Data Section

1400 Independence Rd

Rolla, MO 65401

(314)341-0800

U.S. Geological Survey (USGS)

Rocky Mountain Mapping Center

Map and Field Data Section

Federal Center, Building 25

Denver, CO 80225

(303)236-5825

U.S. Geological Survey (USGS)

Western Mapping Center

Map and Field Data Section

345 Middlefield Road

Menlo Park. CA 94025

(415)329-4254

U.S. Geological Survey (USGS)

Eastern Mapping Center

Mapping and Field Data Section

536 National Center

Reston, VA 22092

(703)648-6002

U.S. Geological Survey (USGS)

Earth Resources Observation Systems

(EROS) Data Center

10th and Dakota Avenue

Sioux Fills, SD 57198

(605)594-7123

U.S. Geological Survey (USGS)

EROS Applications Assistance Facility

Stennis Space Center, Bldg 101

Bay St. Louis, MS 39529

(601)688-3541

EOSAT Corporation ( LANDSAT images and digital products)

430() Forbes Boulevard

Lanham, ND 20706

(301)552-0537 FAX: (301)552-0507

Hughes STX Satellite Mapping Technologies

(Almaz-1 Synthetic Aperture Radar Satellite Data

4400 Forbes Boulevard

Lamtham, MD 20706-4392

(301)794-5330 FAX: (301)306-0963

SPOT Image Corporation (SPOT images and digital products)

1897 Preswn While Drive

Reston, VA 22091-4368

(703)620-2200 FAX: (703) 648-1813

NOAA/National Environmental Satellite, Data & Information Service

(NOAA meteorological satellite images and digital products

World Weather Building, Room 100

Washington, DC 20233

(202)377-2985

EM 1110-2-1810 31 Jan 95

Phô lôc F

§Þa chØ mét sè tæ chøc chÝnh phñ ®o vÏ vµ xuÊt b¶n c¸c lo¹i b¶n ®å

liªn quan

C¸c c­ quan nghiªn cøu thuéc liªn bang

Defense Mapping Topographic Center

4600 Sangamore Rd

Bethesda, MD 20816-5003

(301)227-2050

Federal Communications Commission

Office of Public Information

1919 M Street NW

Washington, DC 20554

(202)632-7106

Federal Railroad Administration

Office of Public Affairs, ROA-30

400 Seventh Street NW

Washington, DC 20590

(202)366-0881

International Boundary Commission

United States and Canada

1250 23rd St. NW, Suite 3405

Washington, DC 20037

(202)736-9100

International Boundary and Water Commission

United States and Mexico, United States Section

Commons Bldg. C, Suite 310

4171 North Mesa

El Paso, TX 79902-1422

(915)534-6700

Interstate Commerce Commission

Office of Public Information

12th St. & Constitution Ave. NW

Washington, DC 20423

(202)927-7119

Library of Congress

Geography and Map Division

James Madison Memorial

101 Independence Ave, SE

Washington, DC 20540

(202)707-8530

Tennessee Valley Authority

Mapping Services Branch

111 Haney Building

Chattanooga, TN 37402-2801

(615)751-6277

U.S. Army Engineer District

Corps of Engineers, Chicago

111 N. Canal Street, Suite 600

Chicago, IL 60606-7206

(312)353-6400

U.S. Army Engineer District

Corps of Engineers, Louisville

Post Office Box 59

Louisville, KY 40201-0059

(502)582-5639

U.S. Army Engineer District

Corps of Engineers, Nashville

Post Office Box 1070

Nashville, TN 37202-1070

(615)736-7161

U.S. Army Engineer District

Corps of Engineers, Omaha

215 North 17th Street

Omaha, NE 68102

(402)221-3917

U.S. Army Engineer District

Corps of Engineers, Vicksburg

2101 N. Frontage Road

Post Office Box 60

Vicksburg, MS 39181-0060

(601)634-5000

U.S. Bureau of the Census

Subscriber Service Section (Pubs)

Administrative Service Division

Washington, DC 20233

(301)763-4051

U.S. Bureau of Indian Affairs

Office of Public Information

1849 Sea Street, NW

Washington, DC 20240-2620

(202)208-3711

EM 1110-2-1810 31 Jan 95

U.S. Bureau of Land Management

Office of Public Affairs

1849 Sea Street, NW, RM 5600 MIB

Washington, DC 20240-9998

(202)208-3435

U.S. Geological Survey

Branch of Distribution

Box 25286, Federal Center

Denver, CO 80225

(303)236-7477

U.S. National Archives and Records Service

Cartographic Archives Division (NNSC)

Washington, DC 20408

(703)756-6700

U.S. National Climatic Center

Federal Building

Asheville, NC 28801

(704)259-0682

U.S. National Ocean Survey

Coastal Ocean Program

1100 Wayne Ave.

Silverspring, MD 20910

(301)427-2089

U.S. National Park Service

Office of Public Inquiries, Room 3045

P.O. Box 37127

Washington, DC 20013-7127

(202)208-4621

U.S. National Weather Service

1325 EW Highway

Silver Spring, MD 20910

(301)713-0689

U.S. Soil Conservation Service

Information Division

Post Office Box 2890

Washington, DC 20013

Phô lôc G

Danh môc c¸c b¸o c¸o vÒ quan tr¾c vµ ®Þa chÊt ®íi bê cña Trung

t©m nghiªn cøu C«ng nghÖ ®íi bê theo ®Þa danh ®Þa lý

A. Vïng bê §¹i T©y D­¬ng

1. Chung tÊt c¶ c¸c khu vùc

Birkemeier, W. A., Savage, R. J., and Leffler, M. W. 1988. “A Collection of

Storm Erosion Field Data,” Misscellaneous Paper CERC-88-9.

A198 433

Everts, C. H. I 978. “Geometry of Profiles Across Inner Continental Shelves

of the Atlantic and Gulf Coasts of the United States,” Technical Paper 78-4.

A055 876

Lillycrop, J. W., and Hughes, S. A. 1993. “Scour Hole Problems Experienced

by the Corps of Engineers; Data Presentation and Summary,” Miscellaneous

Paper CERC-93-2.

Meisburger, E. P. 1989. “Shore Normal Distribution of Heavy Minerals on

Ocean Beaches: Southeast Atlantic Coast,” Miscellaneous Paper CERC-89-8.

A2l0 258

2. Vïng Main

3. Mew Hampshire

4. Massachusetts

Boothroyd, J. C., and Hubbard, D. K. 1974. “Bed Form Development and

Distribution Pattern, Parker and Essex Estuaries, Massachusetts,”

Miscellaneous Paper 1-74.

777911

Dewall. A. E., Tarnowski, J. A., Danielson, B., and Veishar, L. L. 1984.

“Inlet Processes at Eel Pond, Falmouth, Massachusetts,” Massachusetts,”

Miscellaneous Paper CERC-84-9.

A147 54

Knutson, P. L. 1980. “Experimental Dune Restoration and Stabilization,

Nauset Beach, Cape Cod, Massachusetts,” Technical Paper 80-5.

A092 110

Meisburger, F. P. 1976. “Geomorphology and Sediments of Western

Massachusetts Bay,” Technical Paper 76-3.

A025 444

Rhodes. E. G. 1973. “Pleistocene-Holocene Sediments Interpreted by

Seismic Refraction and Wash-Bore Sampling. Plum Island-Castle Neck,

Massachusetts,” Technical Memorandum TM 40.

768 791

Smith, J. B. I 991. “Morphodynamics and Stratigraphy of Essex River Ebb-

Tidal Delta: Massachusetts,” Technical Report CERC-91-11.

A24l 424

Veishar, L. L., and Auhrey. D. G. 1988. “Inlet Hydraulics at Green Harbor,

Marshfileld, Massachusetts,” Miscellaneous Paper CERC-88-10.

A198 196

5. Rhode Island

LeBlanc, C., and Bottin. R. R., Jr. 1992. “Monitoring of the Beach Erosion

Control Project at Oakland Beach, Rhode Island,” Miscellaneous Paper CERC-

92-7.

A255 83l

Miller, M. C., and Aubrev, D. C. 1985. “Beach Changes on Eastern Cape

Cod, Massachusetts, from Newcomb Hollow to Nauset Inlet. 1970-1974,”

Miscellaneous Paper CERC-85-10.

A163 155

Morton, R. W., Bohlen, W. F., Aubrey, D. G., and Miller, M. C. 1984. “Beach

Changes at Misquamicut Beach, Rhode Island, 1962-1973,” Miscellaneous Paper

CERC-84-12.

A150 233

6. Connecticut

Morton, R. W., Bohlen, W. F., and Aubrey, D. G. 1983. “Beach Changes at

Milford and Fairfield Beaches, Connecticut,” Miscellaneous Paper CERC-83-5.

A137 253

Vesper, W. H. 1961. “Behavior of Beach Fill and Borrow Area at Prospect

Beach, West Hlaven, Connecticut,” BEB Technical Memorandum TM 127.

266 262

Vesper, W. H. 1967. “Behavior of Beach Fill and Borrow Area at Sherwood

Island State Park, Westport, Connecticut,” Technical Memorandum TM 20.

655 260

Vesper, W. H. 1965, “Behavior of Beach Fill and Borrow Area at Seaside

Park, Bridgeport, Connecticut,” Technical Memorandum TM 11.

615 791

7. NewYork

DeWall, A. F. 1979. “Beach Changes at Westhampton Beach, New York,

1962-73,” Miscellaneous Report 79-5.

A073 605

Morton, R. W., Bohlen, W. F., and Aubrey, D. G. 1986. “Beach Changes at

Jones Beach, Long Island, New York, 1962-74,” Miscellaneous Paper CE’RC-86-

1.

A167 664

Pararas-Carayannis, G. 1973. “Ocean Dumping in the New York Bight: An

Assessment of Environmental Studies,” Technical Memorandum TM 39.

766 721

Parker, J. H., and Valente, R. M. 1988. “Long-term Sand Cap Stability: New

York Dredged Material Disposal Sites,” Contract Report CERC-88-2.

A198 651

Taney, N. E. 1961. “Littoral Materials of the South Shore of Long Island,

New York,” BEB Technical Memorandum TM 129.

271 022

Taney, N. E. 1961. “Geomorphology of the South Shore of Long Island, New

York,” BEB Technical Memorandum TM 128.

266 264

Williams, S. J. 1976. “Geomorphology, Shallow Subbottom Structure, and

Sediments of the Atlantic Inner Continental Shell Off Long Island, New York,”

Technical Paper 76-2.

A025 467

Williams, S. J., and Duane, D. B. 1974 “Geoniorphology and Sediments of

the Inner New York Bight Continental Shelf,” Technical Memorandum TM 45.

785 577

Williams, S. J. 1981. “Sand Resources and Geological Character of Long

Island Sound,” Technical Paper 81-3.

Al04 082

Fairchild, J. C. 1966. “Correlation of Littoral Transport with Wave Energy

Along Shores of New York and New Jersey,” Technical Memorandum TM 20.

647 213

8. New Jersey

Brown, W. A., Abel, C. E., Chen, H. S., Corson, W. D. and Thompson, E. W.

1988. “Wave Conditions at Barnegat Inlet, New Jersey, 10 November 1984,”

Miscellaneous Paper CFRC-88-5.

A194 335

Everts. C. H., DeWall. A. F., and Czerniak, M. T. I 980. “Beach and Inlet

Changes at Ludlam Beach, New Jersey Beaches,” Miscellaneous Report 80-3.

A087 796

Fairchild J. C. 1977. “Suspended Sediment in the Littoral Zone at Ventnor,

New Jersey and Nags Head, North Carolina,” Technical Report 77-5.

A042 061

Ferland, M. A. 1990. “Holocene Depositional History of the Southern New

Jersey Barrier and Backbarrier Regions.” Technical Report CERC-90-2.

A220 085

Gebert, J. A., and Hemsley, J. M. 1991. “Monitoring of Jetty Rehabilitation

at Manasquan inlet, New Jersey,” Miscellaneous Paper CERC-91-8.

A241 585

Graven, M. B. Scheffner, N. W., and Hubertz, J. M. 1989. “Coastal Processes

from Asbury Park to Manasquan, New Jersey,” Miscellaneous Paper CERC-89-

11.

A213 533

Harris. R. L., 1954. “Restudy of Test-Shore Nourishment by Offshore

Deposition of Sand, Long Branch, New Jersey,” BEB Technical Memorandum

TM 62.

55 554

Kraus. N. C., Scheffner. N. W., Hanson. H., Chou. L., Cialone, M. A., Kraus.

N. C., Gravens, M. B., and Mark, D. J. 1988. “Coastal Processes at Sea Bright to

Ocean Township, New Jersey; Volume I: Main text and Appendix A; Volume II;

Appendixes B through G,” Miscellaneous Paper CFRC-88-l2.

Al98 896

McCann. D. P. 1981. “Beach Changes at Atlantic City, New Jersey (1962-

73).” Miscellaneous Report 81-3.

A101 902

Meisburger. E. P., and Williams, S.J. 1980. “Sand Resources on the Inner

Continental Shelf of the Cape May Region, New Jersey.” Miscellaneous Report

80-4.

A088 636

Meisburger. E. P., and Williams, S. J. I 982. “Sand Resources on the Inner

Continental Shelf Off the Central New Jersey Coast, “Miscellaneous Report 52-

10.

A123 087

DeWall. A. F., Pritchett, P. C., and Galvin. C. J., Jr. 1977. “Beach Changes

Caused by the Atlantic Coast Storm of 17Decemher I 970,” Technical Report 77-

1.

A037 378

Miller, M. C., Aubrey. D. G., and Karpen, J. 1980. “Beach Changes at Long

Beach Island, New Jersey, 1962-73,” Miscellaneous Report 80-9.

A101 844

Ramsey, M. D., and Galvin, C. J., Jr. 1977. “Size Analysis of Sand Samples

from Southern New Jersey Beaches,” Miscellaneous Report 77-3.

A040 082

Vesper, W. H., and Essick, M. G. 1964. “A Pictorial History of Selected

Structures Along the New Jersey Coasts,” Miscellaneous Paper 5-64.

612 764

Watts, G. M. 1956. “Behavior of Beach Fill at Ocean City, New Jersey.” BEB

Technical Memorandums

115 380

9. Delaware

Field, M. E. 1979. “Sediments, Shallow Subbottom Structure, and Sand

Resources of the Innner Continental Shelf, Cantral Delmarva Peninsula,”

Technical Paper 79-2.

A074 022

10. Maryland

Anders, F. J., and Hansen. M. 1990. “Beach and Borrow Site Sediment

Investigation for a Beach Nourishment at Ocean City, Maryland,” Technical

Report CERC-9-5.

A222 251

Leffler, M. W., Smith, E. R., and Mason, C. 1986. “1984 Nearshore Surveys

and Sediment Sampling. Assateague Island, Maryland,” Miscellaneous Paper

CERC-86-5.

A168 726

11. Virginia

Chao. Y. V. 1974. “Wave Refraction Phenomena Over the Continental Shelf

Near the Chesapeake Bay Entrance,” Technical Memorandum TM 47.

002 056

Goldsmith, V., Strum, S. C., and Thomas, G. R. 1977. “Beach Erosion and

Accretion at Virginia Beach, Virfinia, and Vicinity,” Miscellaneous Report 77-12.

A049 563

Harrison, W., and Wagner, K. A. 1974. “ Beach Changes at Virginia Beach,

Virginia,” Miscellaneous Paper 6-64.

612 765

Harrison, W., and Alamo, R. M. 1964, “Dynamic Properties of Immersed

Sand at Virginia Beach, Virginia,” Technical Memorandum TM 9.

459 520

Harrison, W., Brehmer, M. L., and Stone, R. B. 1964. “Nearshore Tidal and

Nontidal Currents, Virginia Beach, Virginia,” Technical Memorandum TM 5.

440 881

Harrison. W., Krumbein, W. C. and Wilson, W. 1964. “Sedimentation at an

Inlet Entrance-Rudee Inlet-Virginia Beach, Virginia.” Technical Memorandum

TM 8.

459 085

Meisburger, E. P. 1972. “Geomorphology and Sediments of the Chesapeake

Bay Entrance,” Technical Memorandum TM 38.

749 545

Rosati. J.D. and Pope, J. 1989. “The Colonial Beach, Virginia, Detached

Breakwater Project,’’ Miscellaneous Paper CERC’-89-2.

Thevenot, M. M., Prickett, T. L., and Kraus, N. C. (Eds.) 1992. “Tyler’s

Beach. Virginia, Dredged Material Plume Monitoring Project, 27 September to 4

Octoher 1991,” Technical Report DRP-92-7.

Watts, G. M. 1959. “Behavior of Beach Fill at Virginia Beach,Virginia,” BEB

Technical Memorandum 113.

227 462

12. North Carolina

Sè liÖu hµng n¨m phôc vô cho c¸c nghiªn cøu chuyªn ngµnh, Duck, North

Carolina:

1977-79: Miscellaneous Report CERC-82-16

1980: Technical Report CERC-84-1

I 981: Technical Report CERC-85-3

1982: Technical Report CERC-86-5

1983: Technical Report CERC-86-9

1984: Technical Report CERC-86-11 A175 773

1985: Technical Report CERC-87-13 A186 442

1986: Technical Report CERC-88-8 A197 853

1987: Vol 1: Technical Report CERC-89-10 A212 803

Vol 2: Technical Report CERC-89-10 A212 823

1988: Vol 1: Technical Report CERC-90-13 A225 687

Vol 2: Technical Report CERC-90-13 A226 429

1989: Vol 1: Technical Report CERC-91-9/1 A241 586

Vol 2: Technical Report CERC-91-9/2 A241 155

1990: Technical Report CERC-92-3 (Vols 1 and 2) A250 563

1991: Technical Report CERC-93-9 (Vols 1 and 2) A250 563

Birkemeler, W. A., Miller. H. C., Wihelm, S. D., and Dewall, A. E. 1985. “A

User’s Guide to the Coastal Engineering Research Center’s (CERC’S) Field

Research Facility,” Instruction Report CE RC-85-1

A157 966

Diaz, R. J., and DeAlteris, J. T. 1982. “Long-term Changes in Beach Fauna

at Duck, North Carolina. “Miscellaneous Report 82-12.

A125 142

Escoffier, F. F. 1977. “Hydraulics and Stability of Tidal Inlets,” General

Investigations of Tidal Inlets GITI 13.

A045 523

Forman. J. W. 1986. “Generalized Monitoring of Seascape Installation at

Cape Hatteras Lighthouse, North Carolina,” Miscellaneous Paper CERC-86-2.

A 167 341

Harris. D. L., and Bodine, B. R. 1977. “Comparison of Numerical and

Physical Hydraulic Models, Masonboro Inlet, North Carolina,” Main text and

Appendices 1-4. General Investigations of Tidal Inlets GITI 6.

A052 795

Harris. R. L., Levy, G. F., and Perry, J. E. 1983. “Reevaluation of

Vegetational Characteristics at the CERC Field Research Facility, Duck, North

Carolina.” Miscellaneous Report 83-4.

A127 137

Howd, P. A., and Birkemeier, W. A. 1987. “Reach and Nearshore Survey

Data: 1981-1984, CERC Field Research Facility,” Technical Report CFRC-87-9.

Hubertz. J. M., Long. C. E., Rivers, P., and Brown, W. A. 1987. “DUCK ‘85,

Nearshore Waves and Currents Experiment, Data Summary Report,”

Miscellaneous Paper CERC-87-3.

A177 419

Lee, G. H., and Birkemeier, W. A. 1993 “Beach and Nearshore Survey Data:

1985-1991 CERC Field Research Fcility,” Technical Report CERC-93-3.

Hubertz, J. M., Long, C. E., Rivers, P., and Brown, W. A. 1987. “Duck ’85,

Nearshore Waves and Currents Experiment, Data Summary Report,”

Miscellaneous Paper CERC-87-3.

A177 419

Long, C. E. 1991. “Index and Bulk Parameters for Frequency-Direction

Spectra Measured at CERC Field Research Facility, September 1986 to August

1987,” Miscellaneous Paper CERC-91-6.

A241 239

Long, C. E. and Smith, W. L. 1993. “Index and Bulk Parameters for

Frequency-Direction Spectra Measured at CERC Field Research Facility,

September 1988 to August 1989,” Miscellaneous Paper CERC-99-1.

Jarret, T. J., and Hemsley, M. J. 1988. “Beach Fill anf Sediment Trap at

Carolina Beach, north Carolinia,” Technical Report CERC-88-7

A197 835

Matta, J. F. 1977. “ Beach Fauna Study of the CERC Field Research

Facility, Duck, North Carolinia,” Miscellaneous Report 77-6.

A040 593

Meisburger, E. P. 1977. “Sand Resources on the Inner Contimental Shelf of

the Cape Fear Region,” Miscellaneous Report 77-11.

A049 132

Meisburger, E. P. 1979. “Reconnaissance Geology of the Inner Contimental

Shelf, cape Fear Region, North Carolinia” Technical Report 79-3

A 076 974

Meisburger, E. P., Williams, S. J., Judge, C. 1989. “Physiographic and

Geological Setting of the Coastal Engineering Research Center’s Field Research

Facility,” Miscellaneous Paper CERC-89-9.

A210 772

Miller, M. C. 1983. “Beach Changes at Holden Beach North Carolina, 1970-

74,” Miscellaneous Reprt 83-5

A127 986

Miller, G. H. 1976. “An ERTS-1 Study of Coastal Feature on the North

Carolina Coast,” Miscellaneous Report 76-2.

A022 336

Reilly, F. J., and Bellis, V. J. 1983. “The Ecological Impact of Beach

Nourishment with Dredged Materials on the Intertidal Zone at Bogue Bank,

North Corolina,” Miscellaneous Report 83-3.

A128 925

Sager, R. A., and Seabergh, W. C. 1977. “Physical Model Simulation of the

Hydraulics of Masonboro Inlet, North Carolina,” General Investigations of Tidal

Inlets GITI 16.

A045 523

Schwartz, R. K., and Musialowski, F. R. 1980. “Transport of Dredged

Sediment Placed in the Nearshore Zone Crrituck Sand-Bypass Study (Phase I),”

Technical Report 80-1

A084 186

Stafford, D. B. 1971. “An Aerial Photographic Technique for Beach Erosion

Surveys in North Carolina,” Technical Memorandum TM 36.

732 833

Stauble, D. K. 1992. “Long-term Profile and Sediment Morphodynamics:

Field Research Facility Case History,” Technical Report CERC-92-7.

Stauble, D. K., Holem, G. W., Byrnes, M. A., Anders, F. J., and Meisburger,

E. P. 1993. “SUPERDUCK Beach Sediment Sample Experiment: Beach Profile

Change and Foreshore Sediment Dynamics,” Technical Report CERC-93-4.

Winton, T. C., et al. 1981. “Analysis of Coastal Sediment Transport

Processes from Wrightsville Beach to Fort Fisher, North Carolina,”

Miscellaneous Report 81-6

A103 168

Woodhouse, W. W., and Hanes, . E. 1967. “Dune Stabilization with

Vegetation on the Outer Banks of North Carolina,” Technical Memorandum TM

22

659 341

13. South Carolina

Chasten, M. A. 1992. “Coastal Response to a Dual Jetty System at little

River Inlat, North and South Carolina,” Miscellaneous Paper CERC-92-2.

Chasten, M. A., and Seabergh, W. C. 1992. “Engineering Assessment of

Hydrodynamics and Jetty Scour at Little River Inlet, North and South

Carolina,” Miscellaneous Paper CERC-92-10

Douglass, S. L. 1987. “Coastal Responses to Navigation Structures at

Murrells Inlet, South Carolina: Main Text and appendices A and B,” Technical

Report CERC-87-2

A179 044

“Appendices C through H,” Technical Report CERC-87-2

A179 045

Finley, R. J. 1976. “Hydraulics and Dynamics of North Inlet, South

Carolina, 1974-75, General Investigations of Tidal Inlets GITI 10.

A033 419

Nummedal, D., and Humphries, S. M. 1978. “Hydraulics and Dynamics of

North Inlet, South Carolina, 1975-76,” General Investigations of Tidal Inlets

GITI.

A063 986

14. Georgia

Neiheisel, J. 1965. “Source and Distribution of Sediments at Brunswick

Harbor and Vicinity, Georgia,” Technical Memorandum TM 12.

620 873

Oertel, G. F., Fowler, J. E, and Pope, J. 1985. “History of Erosion and

Erosion Control Efforts at Tybee Island Georgia,” Miscellaneous Paper CERC-

85-1.

A156 971

15. Florida

Courtenay, W. R., Hartig, B. C., and Loisel, G. R. 1980. “Evaluation of Fish

Populations Adjacent to Borrow Areas of Beach Nourishment Project,

Hallandale (broward County), Floride,” Miscellaneous Report 80-1 (I).

A083 595

Courtenay, W. R., et al. 1974. “Ecological Monitoring of Beach Erosion

Control Project, Broward County, Florida, and Adjecent Areas,” Technical

Memorandum TM 41.

778 733

DeWall, A. E. 1977. ”Littoral Environment Observations and Beach

Changes Along the Southeast Florida Coast,“ Technical Report 77-10.

A047 608

Duane, D. B., and Meisburger, E. P. 1969. ”Geomorphology and Sediments

of the Nearshore Continental Shelf, Miami to Palm Beach, Florida,” Technical

Memorandum TM 29.

699 339

Ferland, M. A., and Weishar, L. L. 1984. “Interpretative Analysis of

Surficial Sediments as an Aid in Transport Studies of Dredged Materials, Cape

Canaveral, Florida,” Miscellaneous Paper CERC-84-3

A140 759

Field, M. E., and Dane, D. B. 1974. “Geomorphology and Sediemnts of the

Inner Contimental Shelf, Cape Canaveral, Florida,” Technical Memorandum

TM 42.

779 513

Hemsley, M. J., and Briggs, M. J. 1988. “Tidal Elevation and Currents at

Ponce de Leon Inlet, Florida,” Miscellaneous Paper CERC-88-8

A195 872

Marsh, G. A., et al. 1980. “Evaluation of Benthic Communities Adjacent to a

Restored Beach, Hallandale (Broward County), Florida,” Miscellaneous Paper

80-1 (II).

A085 802

Meisburger, E. P. 1989. “Oolites as a Natural Tracer in Beaches of

Southeastern Florida,” Miscellaneous Paper CERC-89-10.

A211 323

Meisburger, E. P. 1989. “Possible Interchange of Sediments Between a

Beach and Offlying Linear Shoal,” Technical Report CERC-89-6.

A210 256

Meisburger, E. P., and Duane, D. B. 1971. “Geomorphology and Sediments

of the Inner Continental Shelf, Palm Beach to Cape Kennedy, Florida,”

Technical Memorandum TM 34.

724 135

Meisburger, E. P., and Field, M. E. 1975. “Geomorphology, Shallow

Structure, and Sediments of the Florida Inner Continental Shell, Cape

Canaveral to Georgia.” Technical Memorandum TM 54.

A015 022

Turbeville, D. B., and Marsh, G. A. 1982. “Benthic Fauna of an Offshore

Borrow Area in Broward County, Florida,” Miscellaneous Report 82-1

A110 666

Watts, G.M. 1953. “A Study of Sand Movement at South Lake Worth Inlet,

Florida,” BEB Technical Menorandum TM 42.

24 439

B. §­êng bê biÓn vÞnh Mexico

1. Chung cho tÊt c¶ c¸c khu vùc

Garcia. A. W. 1990. “Hurricane Gilbert Storm Surge Data,” Miscellaneous

Paper CERC-90-1.

A218 752

2. Florida

Balsillie, J. H. 1975. “Analysis and Interpretation of Littoral Environment

Observati on (LEO) and Profile Data Along the Western Panhandle Coast of

Florida.” Technical Memorandum TM 49

A009 755

Chu, Y. H., and Martin, T. 1992. “Beach Response to the Redington Shores,

Florida Breakwater,” Miscellaneous Paper CERC-92-8.

A256 157

Culter, J. K., and Mahadevan, S. 1982. “Long-term Effects of Beach

Nourishment on the Benthic Fauna of Panama City Beach, Florida,”

Miscellaneous Report 82-2.

A115 212

Garcia, A. W., and Hegge, W. S. 1987. “Hurricane Kate Storm Surge Data

Report.” Technical Report CERC-87-12

A186 374

Lillycrop. J. W., Rosati, J. D., and McGehee, D. D. 1 989. “A Study of Sand

Waves in the Panama City, Florida Entrance Channel,” Technical Report

CERC-89-7

A211 123

Morang, A. 1992. “A Study of Geologic and Hydraulic Processes at East

Pass, Destin, Florida; Volume 1: Main Text and Appendices A and 13.”

Technical Report CERC-92-5/1

A253 890

Volume 2: Appendices C through K. Technical Report CERC-92-5/2.

A254 877

Rosati, J. D., Gingerich, K. J., and Kraus, N. C. 1991. “East Pass and

Ludington Sand Transport Data Collection Projects; Data Report,”

Miscellaneous Paper CERC-91-3.

A239 304

Saloman, C. H., Naughton, S. P., and Taylor, J. L. 1982. “Benthic

Community Response to Dredging Borrow Pits, Panama City Beach, Florida,”

Miscellaneous Report 82-3.

A116 340

3. Alabama

Garcia. A. W., and Hegge, W. S. 1987 “ Hurricane Elena Storm Surge Data

Report 3,” CFRC-87-10.

A184 573

4. Mississippi

Outlaw, D. G. 1985. “Prototype Tidal Data Analysis for Mississippi Sound

and Adjacent Areas,” Miscellaneous Paper CERC-83-1.

A134 071

Watts, G. M. 1958. “Behavior of Beach Fill and Borrow Area at Harrison

County, Mississippi,” BEB Technical Memorandum TM 107.

216 605

5. Louisiana

Britsch, L. D. 1986. “Migration of Isles Dernieres: Past and Future,”

Technical Report CFRC-86-6.

A172 504

Garcia. A. W., and Hegge, W. S. I 987. “Hurricane Danny Storm Surge

Data,” Technical Report CERC-87-11.

6. Texas

Behrens, E. W., Watson, R. L., Mason, C. 1977. “Hydraulics and Dynamics

of New Corpus Christi Pass, Texas: A Case History, 1972-73,” General

Investigation of Tidal Inlets GITI 8.

A038 472

Dahl, B.E., Cotter, P.C., Webster, D. B., and Drbal, D. D. 1983.

“Posthurricane Survey of Experimental Dunes on Padre Island, Texas,”

Miscellaneous Report -82-1.

A828 051

Dahl, B. E., and Goen, J. P. I 977. “Monitoring of Foredunes on Padre

Island, Texas,” Miscellaneous Report 77-8.

A043 875

Dahl, B. E., et al. 1975. “Construction and Stabilization of Coastal

Foredunes with Vegetation: Padre Island, Texas,” Miscellaneous Paper 9-75.

A0l8 065

Fields, I. M., Weishar, L. L., and Clausner, J. F. 1988. “Analysis of Sediment

Transport in the Brazos River Diversion Channel Entrance Region,”

Miscellaneous Paper CERC-88-7.

A193 979

Gage, B. O. 1970. “Experimental Dunes of the Texas Coast,” Miscellaneous

Paper 1-70.

702 902

Garcia, A. W., and Flor, T. H. 1984. “Hurricane Alicia Storm Surge and

Wave Data,” Technical Report C‘ERC-84-6.

A149 668

Kieslich, J. M. 1977. “A Case history of Port Mansfield Channel, Texas,”

General Investigations of Tidal Inlets GITI 12.

A033 607

Mason, C., Grogg, W. F., Jr., and Wheeler, S. C. 1983. “Shoreline Erosion

Study, Pleasure Island, Texas,” Miscellaneous Paper CERC-83-8.

A138 653

Mason, C. I 981 , “Hydraulics and Stability of Five Texas Inlets,”

Miscellaneous Report 81-1.

A101 843

Price, WA. 1956. “Hurricanes Affecting the Coast of Texas from Galsveston

to Rio Grande,” BFB Technical Memorandum TM 7.

115 551

Watson, R. I., and Behrens, E. W. l976. “Hydraulics and Dynamics of New

Corpus Christi Pass, Texas: A Case History, 1973-75,” General Investigations of

Tidal Inlets GITI 9.

A033 607

Webb, J. W., and Dodd, J.D. 1976. “Vegetation Establishment and Shoreline

Stabilization: Galveston Bay, Texas,” Technical Paper 76-13.

A030 169

Williams, S. J., Prins, D. A., and Meishurer, F. P. 1979. “Sediment

Distribution and Resources, and Geologic Character of the Inner Continental

Shelf’ off Galveston County Texas,” Miscellaneous Report 79-4.

A074 393

C. Alaska vµ c¸c ®¶o ë Th¸i B×nh D­¬ng

1. Alaska

Chu, Yen-Hsi. Gravens, M. B., Smith, J. M., Gorman, L. T., and Chen, H. S.

1987. “Beach Erosion Control Study, Homer Spit, Alaska,” Miscellaneous Paper

CERC-87-15.

A187 016

Chu, Y., and Chen, H. S. 1985 “Bechevin Bay, Alaska, Inlet Stabilily Study,”

Miscellaneous Paper CERC-85-5.

A157 494

Evert, C. H., and Moore, H. E. 1976. “Shoaling Rates and Related Data from

Knil Arm Near Anchorage, Alaska,” Technical Paper 76-1.

A 027 095

Smith, O. P., Smith, J. M., Cialone, M. A., Pope, J., and Walton, T. L. 1985.

“Engineering : Analysis of Beach Erosion at Homer Spit, Alaska.” Miscellaneous

Paper CERC-85-13.

A162 940

Wilson, B. W., and Torum, A. 1968. “The Tsunami of the Alaskan

Erthquake, 1964; Enginerring Evaluation,” Technical Memorandum TM 25.

684 491

2. Hawaii

3. C¸c ®¶o Th¸i B×nh D-­ng kh¸c

D. Bê Th¸i B×nh D­¬ng cña Mainland

1. ¬ashington

2. Wregon

Herndon, H. D., Andrew, M. E., Hemsley, J. M., and Bottin, R. R., Jr. 1992.

“Monitoring of Jetty Improvements at Umpqua River, Oregon,” Miscellaneous

Report CERC-92-1.

A247 764

Higley, D. L., and Holton, R. L. 1981. “A Study of the Invertebrates and

Fishes of Salt Marshes in Two Oregon Estuaries,” Miscellaneous Report 81-5.

A106 973

Howell, G. L., and Rhee, J. P. 1990. “Investigation of Seismic Wave Gage

Analysis Techniques and Comparative Evaluation of the Seismic Wave Gage at

Chetco River, Oregon,” Miscellaneous Paper CERC-90-3.

A221 548

Thompson, E. F., Howell, G. L., and Smith, J. M. 1985. “Evaluation of

Seismometer Wave Gage and Comparative Analysis of Wave Data at Yaquina

and Coquille Bays, Oregon,” Miscellaneous Report CERC-85-12.

A162 940

3. California

Bowen, A. J., and Inman, D. L. 1966. “Budget of Littoral Sands in the

Vicinity of Point Arguello, California,” Technical Memorandum TM 20.

647 214

Bruno, R. O., et al. 1981. “Longshore Sand Transport Study at Channel

Islands Harbor, California,” Technical Paper 81-2.

A101 856

Caldwell, J. M. 1956. “Wave Action and Sand Movement Near Anaheim

Bay, California,” BEB Technical Memorandum TM 68.

115 104

Cherry, J. S. 1965. “Sand Movement Along a Portion of the Northern

California Coast,” Technical Memorandum TM 14.

628 866

Duane, D. B., and Judge, C. W. 1969. “Radioisotopic Sand Tracer Study,

Point Conception, California,” Miscellaneous Paper 2-69.

690 804

Hobson, R. D. 1982. “Performance of a Sand Trap Structure and Effects of

Impounded Sediments, Channel Islands Harbor, California,” Technical Report

82-4.

A123 972

Hurd, J. 1974. “Hydraulic Method Used for Moving Sand at Hyperion Beach

Erosion Project, El Segundo, California,” Miscellaneous Paper 4-74.

785 552

Inman, D. L., and Rusnak, G. S. 1956. “Changes in Sand Level on the Beach

and Shelf at La Jolla, California,” BEB Technical Memorandum TM 82.

114 828

Johnson, G. F. 1978. “Ecological Effects of an Artificial Island, Rincon

Island, Punta Gorda, California,” Miscellaneous Report 78-3.

A062 065

Johnson, J. W. 1974. “Bolinas Lagoon Inlet, California,” Miscellaneous

Paper 3-74.

785 747

Judge, C. W. 1970. “Heavy Minerals in Beach and Stream Sediments as

Indicators of Shore Processes Between Monterey and Los Angeles, California,”

Technical Memorandum TM 33.

717 034

Kamel, A. M. 1962. “Littoral Studies Near San Francisco Using Tracer

Techniques,” BEB Technical Memorandum TM 131.

297 385

Keith, J. M., and Skjei, R. E. 1974. “Engineering and Ecological Evaluation

of Artificial-Island Design, Rincon Island, Punta Gorda, California,” Technical

Memorandum TM 43.

778 740

Krumbein, W. C., and James, W. R. 1974. “Spatial and Temporal Variations

in Geometric and Material Properties of a Natural Beach,” Technical

Memorandum TM 44.

785 572

Lott, J. W. 1991. “Spud Point Marina Breakwater, Bodega Bay, Sonoma

County, California,” Miscellaneous Paper CERC-91-5.

A240 319

Morrison, J. R. 1953. “Areal and Seasonal Variations in Beach and

Nearshore Sediments at La Jolla, California,” BEB Technical Memorandum TM

39.

20 041

Nordstrom, C. E., and Inman, D. L. 1975. “Sand Level Changes on Torrey

Pines Beach, California,” Miscellaneous Paper 11-75.

A019 833

Oliver, J. S., and Slattery, P. N. 1976. “Effects of Dredging and Disposal on

Some Benthos at Monterey Bay, California,” Technical Paper 76-15.

A032 684

Resio, D. T. 1987. “Extreme Runnup Statistics on Natural Beaches,”

Miscellaneous Paper CERC-87-11.

A182 709

Savage, R. P. 1957. “Sand Bypassing at Port Hueneme, California,” BEB

Technical Memorandum TM 92.

132 765

Schneider, C., and Weggel, J. R. 1982. “Littoral Environment Observation

(LEO) Data Summaries, Northern California, 1968-78,” Miscellaneous Report

82-6.

A128 551

Smith, O. P. 1983. “Reconnaissance Report on Coastal Erosion at Fort Ord,

California,” Miscellaneous Paper CERC-83-10.

A137 419

Tait, J. F., and Griggs, G. B. 1991. “Beach Response to the Presence of a

Seawall; Comparison of Field Observations,” Contract Report CERC-91-1.

A 237 709

Trask, P. D. 1954. “Bore Hole Studies of the Naturally Impounded Fill at

Santa Barbara, California,” BEB Technical Memorandum TM 49.

49 233

Trask, P. D. 1955. “Movement of Sand Around Southern California

promontories,” BEB Technical Memorandum TM 76.

77 514

Trask, P. D. 1956. “Changes in Configuration of Point Reyes Beach,

California 1955-1956,” BEB Technical Memorandum TM 91.

111 323

Trask, P. D. 1959. “Beaches Near San Francisco, California 1956-1957,”

BEB Technical Memorandum

TM 110.

216 771 Trask, P. D., and Johnson, C. A. 1955. “Sand Variation at Point

Reyes Beach, California,” BEB Technical Memorandum TM 65.

115 101

Weggel, J. R., and Clark, G. R. 1983. “Sediment Budget Calculations,

Oceanside, California,” Miscellaneous Paper CERC-83-7.

A137 395

Zeller, R. P. 1962. “A General Reconnaissance of Coastal Dunes of

California,” BEB Miscellaneous Paper 1-62.

699 905

E. Great Lake vµ c¸c hå n­íc kh¸c

1. Lake Superior

2. Lake Michigan

Birkemeier, W. A. 1980. “The Effect of Structures and Lake Level on Bluff

and Shore Erosion in Berrien County, Michigan, 1970-74, ”Miscellaneous Report

80-2.

A087 262

Birkemeier, W. A. 1981. “Coastal Changes, Eastern Lake Michigan, 1970-

74,” Miscellaneous Report 81-2.

A097 985

Davis, R. A., Jr. 1976. “Coastal Changes, Eastern Lake Michigan, 1970-73,”

Technical Paper 76-16.

A097 985

Davis, R. A., Jr., Fingleton, W. G., and Pritchett, P. C. 1975. “Beach Profile

Changes: East Coast of Lake Michigan, 1970-72,” Miscellaneous Paper 10-75.

A018 891

Hands, E. B. 1976. “Observations of Barred Coastal Profiles Under the

Influence of Rising Water Levels, Eastern Lake Michigan, 1967-71,” Technical

Report 76-1.

A023 191

Hands, E. B. 1979. “Changes in Rates of Shore Retreat, Lake Michigan,

1967-76,” Technical Report 79-4.

A081 863

Hands, E. B. 1980. “Prediction of Shore Retreat and Nearshore Profile

Adjustments to Rising Water Levels on the Great Lakes,” Technical Report 80-7.

A098 531

Hands, E. B. 1981. “Predicting Adjustments in Shore and Offshore Sand

Profiles on the Great Lakes,” Coastal Engineering Technical Aid CERC-81-4.

Hands, E. B. 1985. “The Great Lakes as a Test Model for Profile Response to

Sea Level Changes,” Miscellaneous Paper CERC-84-14.

A153 062

Hansen, M., and Underwood, S. G. 1991. “Coastal Response to the Port

Sheldon Jetties at Pigeon Lake, Michigan,” Miscellaneous Paper CERC-91-4.

A239 815

Meisburger, E. P., Williams, S. J., and Prins, D. A. 1979. “Sand Resources of

Southeastern Lake Michigan,” Miscellaneous Report 79-3.

A073 817

Morang, A. 1987. “Side-scan Sonar Investigation of Breakwaters at Calumet

and Burns Harbors on Southern Lake Michigan,” Miscellaneous Paper CERC-

87-20.

A 189 415

3. Lake Ilmoii

Horsham, G. M. 1985. “Wave Climatology Study for Ludington Harbor,

Michigan,” Miscellaneous Report 85-7.

A157 074

Nester, R. T., and Poe, T. P. 1982. “Effects of Beach Nourishment on the

Nearshore Environment in Lake Huron at Lexington Harbor (Michigan),”

Miscellaneous Report 82-13.

A123 066

4. Lake Wntario

5. Lake Orie

Carter, C. H., Williams, S. J., Fuller, J. A., and Meisburger, E. P. 1982.

“Regional Geology of the Southern Lake Erie (Ohio) Bottom: A Seismic

Reflection and Vibracore Study,” Miscellaneous Report 82-15.

A126 565

Gorechi, R. J., and Pope, J. 1993. “Coastal Geologic and Engineering History

of Presque Isle Peninsula, Pennsylvania,” Miscellaneous Paper CERC-93-8.

Hemsley, J. M., Bottin, R. R., Jr., and Mohr, M. C. 1991. “Monitoring of

Completed Breakwaters at Cattaraugus Creek Harbor, New York,”

Miscellaneous Report CERC-91-10.

A242 086

Pope, J., Bottin, R. R., Jr., and Rowen, D. 1993. “Monitoring of East

Breakwater Rehabilitation at Cleveland Harbor, Ohio,” Miscellaneous Paper

CERC-93-5.

Williams, S. J., Carter, C. H., Meisburger, E. P., and Fuller, J. A. 1980.

“Sand Resources of Southern Lake Erie, Conneaut to Toledo, Ohio - a Seismic

Reflection and Vibracore Study,” Miscellaneous Report 80-10.

A097 984

Williams, S. J., and Meisburger, E. P. 1982. “Geological Character and

Mineral Resources of South Central Lake Erie,” Miscellaneous Report 82-9.

A123 085

6. Hå vµ c¸c thñy vùc chøa n-íc

F. Indian Ocean

1. Wman

Everts, C. H., Garcia, A. W., and Meisburger, W. P. 1983. “Sedimentation

Investigation at Masirah Island, Oman,” Miscellaneous Paper CERC-83-6.

A137 142

Phô lôc H

Field Reconnaissance for Coastal Change StudyE Site Visit Checklist

Surveys - Profiles

a. Profiles obtained using bank level and tape

b. Two typical beach profiles - extending from low tide line to at least 30 m

beyond the toe of bluff or extreme high-water mark

c. Reference location of profiles to local survey monuments or prominent

feature

d. Date and time of tide line measurement

e. Identify location of extreme high-water line

f. Approximate dimensions of erosion or deposition area

g. Photographs of beach where profiles are located

Sediments/Geology

a. Visual classification of beach, bank, or bluff sediments

(1) Sandy beach - photos within 0.3 m

(2) Gravel beach - photos within 0.6 m

b. Occurrence of permafrost, ice lenses, or other frozen ground features in

the project area

c. Location of bedrock, gravel, sand, etc.

d. Structure and lithologies of bedrock

e. Mineralogic/lithologic composition of beach material

f. Geomorphic features - bedrock and sediment types

Wave Climate - Coastal Change Description (local records ÷ sources)

a. Erosion or deposition rate

b. Time of year that maximum change occurs

c. Direction and magnitude of significant storms

d. Height, frequency, and period of storm-generated waves

e. Photographs of the eroding or accreting area

f. Possible causes of shoreline change

(1) Wave action

(2) Tidal action

(3) Storm surge

(4) Upland drainage

(5) Sloughing of bluff material

(6) Ice action

(7) Thermal degradation in permafrost areas

(8) Uses by people, such as boat wakes and upland traffic (foot or vehicle)

Real Estate Concerns

a. Brief description and photographs of threatened representative

structures

b. Estimate value of land, structures, utilities which are considered

threatened

c. Identify potential land available for relocation

d. Estimate value of land needed for relocation

Environmental Concerns

a. Loss of habitat

(1) Fauna

(2) Flora

(3) Wetland

(4) Nesting areas

(5) Spawning areas

EM 1110-2-1810 31 Jan 95

b. Hazardous, Toxic, and Radioactive Waste (HTRW) concerns

(1) Via erosion

(2) Via deposition

c. Archaeological concerns

(1) Via erosion

(2) Via deposition

Phô lôc I

C¸c b-íc ti,n hµnh nghiªn cøu vµ ®¸nh gi¸ nguån c¸t ngoµi biÕn

Quy tr×nh chung

Trung t©m nghiªn cøu c«ng nghÖ ®íi bê ®· tiÕn hµnh nhiÒu cuéc ®iÒu tra

kh¶o s¸t vµ th¨m dß ®Ó x¸c ®Þnh c¸c vÞ trÝ tiÒm n¨ng vµ hä còng ®­a ra c¸c chØ

dÉn thùc hiÖn cho nhiÒu khu vùc kh¸c nhau. C¸c thñ tôc xin phÐp cho c¸c cuéc

kh¶o s¸t kiÓu nµy sÏ bao gåm mét lo¹t c¸c nhiÖm vô sau:

a. Tæng quan c¸c tµi liÖu kü thuËt tõ c¸c nguån kh¸c nhau nh­ cña USACE,

cña c¸c héi ®Þa chÊt bang, cña c¸c tr­êng ®¹i häc vµ c¸c t­u liÖu b¸o chÝ.

b. TiÕn hµnh c¸c cuéc kh¶o s¸t th¨m dß ®Þa vËt lý trªn quy m« lín nÕu cÇn

thiÕt. C¸c sè liÖu tr­íc ®ã cã thÓ ®­îc thay thÕ nÕu nh­ nh÷ng quy ®Þnh vÒ chÊt

l­îng kü thuËt vµ quy tr×nh ®iÒu hµnh c«ng viÖc ®Òu tu©n thñ theo nh÷ng tiªu

chuÈn hiÖn hµnh.

c. Sö dông c¸c m¸y ®o ®é rung ®Ó x¸c ®Þnh vïng håi ©m vµ vïng trÇm tÝch

phôc håi t¹i c¸c khu vùc mµ sù x©m nhËp cña ©m thanh bÞ giíi h¹n. VÞ trÝ c¸c

®iÓm khoan mÉu nªn bao trïm toµn bé vïng kh¶o s¸t theo ®iÓm nót cña nh÷ng

« l­íi h×nh ch÷ nhËt hoÆc theo m¹ng l­íi ®­êng chÐo c¾t ngang h­íng ph¸t triÓn

®Þa chÊt cña vïng biÓn s©u. Tuy nhiªn b­íc nµy cã thÓ bá qua nÕu c¸c mÉu

khoan trong c¸c ®ît kh¶o s¸t tr­íc vÉn cßn ®­îc l­u gi÷.

d. TiÕn hµnh tØ mØ nh÷ng nghiªn cøu kh¶o s¸t ®Þa chÊn víi ®é ph©n d¶i cao

t¹i c¸c khu vùc kh«ng thuËn lîi cã thÓ lµ mét nguån d÷ liÖu phong phó. C¸c

thiÕt bÞ ®­îc sö dông cho c¸c cuéc kh¶o s¸t nµy bao gåm:

(1) M¸y echosounder

(2) M¸y profile cã ®é ph©n gi¶i 3.5 hoÆc 3.7Khz

(3) HÖ thèng ®¸nh löa vµ ph¸t næ ®Ó th¨m dß ë nh÷ng ®é s©u lín

(4) M¸y quÐt sonar dïng ®Ó x¸c ®Þnh cÊu tróc bÒ mÆt vµ nh÷ng dÊu vÕt cña

nh÷ng tai n¹n vµ tai biÕn (c¸c ®­êng èng ngÇm, tµu ®¾m).

(5) Magnetometer ®Ó x¸c ®Þnh c¸c tai biÕn trªn ®¸y biÓn vµ nguån tµi

nguyªn v¨n hãa.

e. Thùc hiÖn ®Çy ®ñ viÖc ®o ®é rung vµ lÊy mÉu b»ng gÇu t¹i c¸c vÞ trÝ cã thÓ

“borrow” dùa trªn viÖc kh¶o s¸t ®Þa chÊn chi tiÕt.

f. TiÕn hµnh kh¶o s¸t vµ lÊy mÉu sinh häc theo nh÷ng quy ®Þnh tiªu chuÈn

cña bang vµ liªn bang.

H×nh I-1: C¸c « l­íi kh¶o s¸t h×nh ch÷ nhËt ë ngoµi kh¬i cña Delmarva peninsula

do Field (1979) thùc hiÖn

H×nh I-2: M¹ng kh¶o s¸t th¨m dß theo ®­êng dÝch d¾ ë vïng bê biÓn phÝa ®«ng cña Florida

(nguån Meisburrger, 1990)

Phô lôc A

Tµi liÖu tham kh¶o

Phô lôc B

Gi¶i nghÜa c¸c tõ vµ thuËt ng÷

Phô lôc C

Lêi c¶m ¬n

Phô lôc D

Danh môc c¸c b¸o c¸o nghiªn cøu vÒ sãng biÓn

Phô lôc E

Danh môc mét sè nguån ¶nh hµng kh«ng vµ viÔn th¸m kh¸c

Phô lôc F

Tªn vµ ®Þa chØ c¸c c¬ quan xuÊt b¶n b¶n ®å

Phô lôc G

Danh môc ®Þa lý cña c¸c b·o c¸o quan tr¾c vµ ®Þa chÊt ®íi bê cña CERC

Phô lôc H

C¸c cuéc ®iÒu tra kh¶o s¸t thùc ®Þa vÒ xãi lë bê vµ danh môc thèng kª c¸c vÞ trÝ

cÇn nghiªn cøu

Phô lôc I

C¸c thñ tôc tiÕn hµnh nh÷ng nghiªn cøu ®¸nh gi¸ l­îng trÇm tÝch c¸t ngoµi kh¬i