Đề tài Nghiên cứu ứng dụng mô hình POM tính dòng chảy gió trong biển Đông

NGHIÊN CỨU ỨNG DỤNG MÔ HÌNH POM TÍNH DÒNG CHẢY GIÓ TRONG BIỂN ĐÔNG I. TỔNG QUAN Các đặc trưng vật lý, động lực trong Biển Đông có sự biến thiên lớn theo không gian và thời gian. Việc nghiên cứu, mô phỏng được trường dòng chảy với độ chính xác cao là yêu cầu cần thiết để giải quyết các bài toán thủy thạch động lực học trong biển phục vụ các yêu cầu về phát triển kinh tế xã hội, quốc phòng- an ninh và quản lý thống nhất biển hải đảo. Biển Đông nằm trên tuyến hàng hải quốc tế lớn thứ hai thế giới nối liền các trung tâm kinh tế lớn của thế giới, tuyến đường hàng hải châu Âu – Trung Đông qua kênh đào Xuy ê, qua Biển Đông đến khu vực Đông Bắc Á, với hai cảng lớn Hồng Kông và Singapore. Khối lượng hàng hoá vận chuyển qua tuyến đường này rất lớn. Do vậy, việc nghiên cứu các khía cạnh thủy thạch động lực nói chung và dòng chảy biển nói riêng trong Biển Đông được quan tâm nghiên cứu từ khá sớm. Từ năm 1930 khi viện Hải dương học Đông Dương chính thức thành lập, việc điều tra nghiên cứu Biển Đông của Việt Nam đã được tiến hành một cách có hệ thống. Trong thời gian chiến tranh thế giới thứ 2, cùng với sự gia tăng mạnh mẽ của các hoạt động hàng hải và quân sự, việc nghiên cứu, quan trắc hoàn lưu trong Biển Đông được tiến hành rộng khắp cho phép mô tả một số đặc trưng cơ bản nhất của hoàn lưu liên quan tới hoạt động của gió mùa trên biển. Sơ đồ hoàn lưu Biển Đông được công bố lần đầu tiên vào năm 1945 trong Atlas của hải quân Mỹ (US Navy, 1945). Các véc-tơ đặc trưng cho dòng chảy trên mặt biển trong hai mùa cùng với hướng gió thịnh hành, được thể hiện qua hoa gió cho các vùng biển, cho thấy đặc điểm cơ bản nhất của chúng là hiện tượng đổi hướng mạnh theo sự luân phiên của gió mùa. Trên các sơ đồ dòng chảy cũng thấy được sự hiện diện của một số xoáy quy mô vừa và nhỏ của hoàn lưu trên mặt biển. Trong những thập niên tiếp theo, nhiều chuyến điều tra khảo sát Biển Đông đã được tiến hành với sự hợp tác với một số nước như: Trung Quốc, Liên Xô,... có sự tham gia của các nhà khoa học Việt Nam. Tuy chưa có một chương trình riêng nghiên cứu về động lực học biển, song trong phần lớn các chuyến khảo sát trên biển, hoàn lưu và các yếu tố thuỷ động lực khác luôn được xem là một trong những nội dung nghiên cứu quan trọng nhất của hầu hết trong các đề tài của những Chương trình nghiên cứu biển Việt Nam từ trước đến nay. Trong số các công trình nghiên cứu về dòng chảy trong Biển Đông, đáng chú ý là công trình của Wyrtky (1961), tác giả đã đưa ra bản đồ dòng chảy tầng mặt theo mùa trên toàn Biển Đông và các biển kế cận, trong đó đưa ra các đặc trưng biến động cơ bản của dòng chảy theo mùa. Cơ sở để xây dựng các bản đồ này chủ yếu là số liệu khảo sát nhiệt độ theo độ sâu, nhiệt-muối-độ sâu, nhiệt-độ dẫn điện-độ sâu, vị trí tàu và phao trôi trên mặt biển được thu thập và tổng hợp cho đến hết thập niên 50 thế kỷ XX. Đây là công trình có tính bao quát lớn và đã được sử dụng cho nhiều mục đích nghiên cứu khoa học và ứng dụng cho kinh tế, quân sự và kiểm soát môi trường Biển Đông. Hình 3.4 Bản đồ dòng chảy mùa đông (phải) và mùa hè (trái) trên mặt Biển Đông (theo Wyrtky, 1961) Các công trình nghiên cứu được công bố sau đó của nhiều tác giả chủ yếu là hoàn lưu địa chuyển được xây dựng từ trường nhiệt độ và độ muối (Xu và nnk, 1982, Siripong, 1984, Đề tài 48B 01-01, 1990, Bogdanov và Moroz, 1994, Đ.V. Ưu và Brankart, 1997). Trường dòng chảy địa chuyển thu được dựa trên cơ sở các trường nhiệt muối theo kết quả phân tích số liệu lịch sử, hoặc số liệu một số chuyến khảo sát nhất định. Các tác giả Brankart và Đinh Văn Ưu đã tính toán trường dòng chảy địa chuyển cho hai mùa trên cơ sở kết quả phân tích các trường nhiệt-muối theo phương pháp biến phân đảo (VIM) cho ô lưới 0,25x0,25 độ kinh vĩ đã thu được với nhiều đặc trưng chi tiết. Từ đầu những năm 60 của thế kỷ 20, các nhà nghiên cứu biển Việt Nam và quốc tế đã sử dụng phương pháp mô hình hóa đối với toàn biển hoặc từng khu vực dựa trên các nguồn số liệu đã thu thập được nhằm đánh giá các nhân tố cơ bản hình thành chế độ hoàn lưu biển. Các mô hình chẩn đoán xuất hiện trong giai đoạn này có thể kể đến như: mô hình hóa tính toán dòng chảy gió của Nguyễn Đức Lưu (1969), dòng chảy tổng hợp của Hoàng Xuân Nhuận (1983), Pohlman T. (1987), Ping-Tung Shaw and Shenn-Yu Chao (1994), Shenn-Yu Chao và nnk (1998), đề tài KHCN 06-02, đề tài KC 09-02,...v.v. Những kết quả thu được đã góp phần quan trọng trong việc lý giải cơ chế hình thành và cấu trúc hoàn lưu trong Biển Đông. Trong những năm gần đây, phương pháp mô hình hoá theo hướng hệ thống, đã được phát triển trên thế giới, phương pháp này cũng đã được ứng dụng để nghiên cứu hoàn lưu Biển Đông. Bên cạnh các công trình triển khai ở nước ngoài như Metzger E.J and H.E. Hurlburt (1996), Lê Ngọc Lý and Phu Luong (1997), v.v.. , đề tài KHCN 06-02: Nghiên cứu cấu trúc ba chiều thuỷ động lực học Biển Đông thuộc Chương trình Nghiên cứu biển giai đoạn 1996-2000 cũng đã được triển khai. Những kết quả thu được thông qua ứng dụng mô hình toán học tiên tiến và phương tiện tính toán hiện đại đã cho phép mô phỏng chi tiết hơn các đặc trưng phân bố không gian của hoàn lưu và sự biến động của chúng trong chế độ gió mùa. Hình 2. Bản đồ dòng chảy mùa đông (phải) và mùa hè (trái) trên mặt Biển Đông (theo Đề tài KC 09-02, 2005) II. CƠ SỞ LÝ THUYẾT MÔ HÌNH POM 1. Giới thiệu mô hình POM Mô hình POM là một mô hình đại dương hiện đại, mã nguồn mở và đang được sử dụng rộng rãi trên thế giới. Một số đặc điểm nổi bật, quan trọng của mô hình POM có thể kể ra như sau: - Chứa mô hình con khép kín rối bậc hai, cung cấp các hệ số xáo trộn thẳng đứng. Mô hình con khép kín rối trong mô hình POM do Mellor xây dựng (Mellor, 1973) và được phát triển đáng kể trong sự cộng tác giữa Mellor với Tetsuji Yamada (Mellor và Yamada, 1974; Mellor và Yamada, 1982). Mô hình này dựa trên giả thuyết rối của Rotta và Kolmogorov được mở rộng cho trường hợp dòng chảy phân tầng. Mô hình khép kín rối bậc 2 được sử dụng kết hợp với phương trình tiên lượng đối với rối quy mô lớn. Nhìn chung, mô hình rối mô phỏng khá tốt các quá trình động lực và xáo trộn. - Theo phương thẳng đứng, mô hình POM sử dụng toạ độ sigma, điều đó giúp cho mô hình mô phỏng tốt trong cả những trường hợp địa hình biến đổi mạnh như khu vực cửa sông hay thềm lục địa đứt gãy, độ dốc lớn. Hệ tọa độ sigma cùng với mô hình con khép kín rối làm hiện thực hóa lớp biên đáy, do đó mô hình có khả năng mô phỏng tốt khu vực ven biển, cửa sông có ảnh hưởng của thủy triều. Theo phương ngang, mô hình sử dụng phương pháp sai phân hữu hạn so le (sơ đồ Akarawa C) trên lưới cong trực giao. - Sai phân hiện theo phương ngang và sai phân ẩn theo phương thẳng đứng. Điều này cho phép sử dụng độ phân giải mịn hơn theo phương thẳng đứng tại lớp biên đáy và lớp biên trên mặt. - Mô hình sử dụng lớp biên mặt tự do và bổ sung đầy đủ các thành phần thủy nhiệt động lực. - Mô hình POM được viết trên ngôn ngữ FORTRAN 77 và cung cấp mã nguồn miễn phí. Người dùng có thể can thiệp trực tiếp vào mã nguồn để phát triển, bổ sung và ứng dụng cho từng bài toán, khu vực cụ thể. 2. Cơ sở lý thuyết mô hình POM 2.1. Hệ phương trình cơ bản Mô hình POM là mô hình hoàn lưu đại dương ven biển 3 chiều, mã nguồn mở, sử dụng hệ phương trình nguyên thủy, phụ thuộc thời gian, hệ tọa độ sigma và bề mặt tự do. POM có chứa mô hình con khép kín rối giúp hiện thực hóa lớp Ekman trên mặt và dưới đáy. Các phương trình cơ bản để lập thành lập mô hình hoàn lưu là các phương trình mô tả các trường vận tốc, dao động mặt nước, nhiệt độ và độ muối. Trong mô hình sử dụng hai xấp xỉ cơ bản là xấp xỉ thủy tĩnh và xấp xỉ Boussinesq. Theo phương thẳng đứng, mô hình POM sử dụng hệ tọa độ sigma, trong đó tọa độ sigma có thể thay đổi theo độ sâu nước. Hệ toạ độ sigma được mô tả trong hình sau: Hình 2.1. Hệ toạ độ sigma Công thức đổi biến từ tọa độ Đề các sang hệ tọa độ sigma: , (1a,b,c,d) trong đó: x, y, z, t: là toạ độ và thời trong hệ toạ độ Đề các; x*, y*, σ, t*: là tọa độ và thời gian trong hệ tọa độ sigma H(x,y): độ sâu trung bình đáy biển; (x,y,t): mực nước biển; có phạm vi từ = 0 tại z = tới = -1 tại z = H. a) Các phương trình thủy nhiệt động lực học Xét một hệ tọa độ, trong đó theo sử dụng hệ tọa độ Đề các theo phương ngang với trục x hướng về phía đông, trục y hướng về phía bắc, phương thẳng đứng sử dụng tọa độ sigma hướng lên trên. Phương trình liên tục có dạng: , (2) trong đó, D = H + η; U, V là các thành phần vận tốc ngang; là vận tốc thẳng đứng trong hệ toạ độ sigma (vuông góc với mặt sigma). Các phương trình chuyển động Reynolds có dạng: (3) (4) trong đó f là tham số Coriolis; g là gia tốc trọng trường; ρ0 là mật độ nước biển thế vị; ρ là mật độ in situ; KM là hệ số nhớt động học thẳng đứng; Fx, Fy là các thành phần khuếch tán và nhớt rối theo phương ngang. , (5a) , (5b) trong đó: , (6a,b,c) Với AM là hệ số nhớt động học theo phương ngang. Các số hạng Fx và Fy bất biến trong phép quay trục tọa độ. Các phương trình bảo toàn nhiệt độ và độ muối có dạng: (7) (8) trong đó, T là nhiệt độ thế vị và S là độ muối; KH là hệ số khuếch tán rối theo phương thẳng đứng; R là thông lượng phát xạ sóng ngắn; FT, FS là các thành phần khuếch tán và nhớt rối theo phương ngang đối với nhiệt độ và độ muối. (9a) (9b) với AH là hệ số khuếch tán nhiệt theo phương ngang. Trong các số hạng khuếch tán ngang ở trên, các hệ số khuếch tán AM và AH có tác dụng làm giảm nhiễu tính toán dưới lưới, các hệ số này thường được giữ không đổi. Các hệ số khuếch tán được chọn sao cho không là trơn các đặc trưng thực quá mức. Khi độ phân giải của lưới tính theo phương thẳng đứng nhỏ cần giảm hệ số khuếch tán ngang vì khi đó quá trình bình lưu ngang kèm theo xáo trộn thẳng đứng có tác động tương tự như khuếch tán ngang. Trong mô hình này, mối quan hệ giữa các hệ số khuếch tán ngang với quy mô lưới đã được giải quyết theo công thức Smagorinsky như sau: (10) Trong đó, ; C có phạm vi 0,10 đến 0,20 và có thể bằng 0 nếu bước lưới đủ nhỏ. b) Khép kín rối Các phương trình cơ bản chứa các số hạng thông lượng và ứng suất Reynolds đã tham số hóa, các số hạng này thể hiện khuếch tán rối của động lượng, nhiệt độ và độ muối. Việc tham số hóa rối trong mô hình này dựa theo cách làm của Mellor và Yamada (1974). Các hệ số xáo trộn thẳng đứng KM và KH thu được bằng phương pháp khép kín rối bậc hai (Mellor và Yamada, 1982), trong đó mô phỏng rối bằng các phương trình động năng rối và quãng đường xáo trộn: (11) (12) trong đó, q2 là hai lần động năng rối; l là quãng đường xáo trộn; B1, E1 là các hằng số kinh nghiệm; Fq và Fl là số hạng xáo trộn ngang và được tham số hóa tương tự nhiệt độ và độ muối: (13a) (13b) Vận tốc thẳng đứng trong hệ tọa độ Đề các được tính như sau: , (14) Các hàm gần biên cứng được tính theo các công thức: , với ; với là vận tốc âm thanh. E2 là hằng số kinh nghiệm. Theo các kết quả nghiên cứu trong phòng thí nghiệm (Mellor và Yamada, 1982) thì các hằng số kinh nghiệm nhận các giá trị như sau: B1 = 16,6, E1 = 1,8 và E2 = 1,33. c) Điều kiện biên Điều kiện biên thẳng đứng đối với phương trình (2) là: , (15a,b) Nếu có thông lượng nước qua bề mặt thì Điều kiện biên mặt đối với phương trình (3) và (4) là: , (16a,b) Vế phải của phương trình (16a,b) là các giá trị đầu vào của thông lượng động năng rối trên mặt. Điều kiện biên đáy là: , (16c,d) trong đó , (16e) là hằng số Karman và z0 là tham số nhám. Điều kiện biên đối với phương trình (7) và (8) là: , (17a,b) , (17c,d) Điều kiện biên đối với phương trình (11) và (12) là: , (18a,b) , (18c,d) ở đây, B1 là hằng số khép kín rối, và là vận tốc ma sát tại đỉnh hoặc đáy. Do độ dài xáo trộn không tiến đến không tại bề mặt có sóng gió, vì vậy gây sai số ở lớp nước mặt có độ dày tương đương chiều cao sóng. Do đó, đây vẫn là khu vực cần cải thiện hơn nữa. 2.2 Phương pháp số Hệ phương trình cơ bản được trình bày ở trên không thể giải được bằng phương pháp giải tích mà phải sử dụng phương pháp số giải các phương trình đã rời rạc hóa trên một lưới. Mô hình POM đã sử dụng phương pháp sai phân hữu hạn để giải hệ phương trình cơ bản đã đưa về dạng thông lượng. Mô hình POM được tính toán theo 2 thức: thức nội (internal mode) và thức ngoại (external mode). Thức ngoại giải các phương trình tích phân theo độ sâu, kết quả tính toán cho mực nước và vận tốc trung bình độ sâu. Gradient mực nước tính theo thức ngoại được sử dụng để giải hệ phương trình 3 chiều trong thức nội. Kết quả tính toán thức nội cho phân bố 3 chiều của vận tốc, nhiệt độ, độ muối và các đặc trưng rối. Do đó, kết quả tính toán của thức nội lại cung cấp các số hạng bình lưu, khuếch tán và hiệu ứng nghiêng áp cho thức ngoại trong bước tính toán kế tiếp. Thức nội và thức ngoại có sai số cắt cụt khác nhau nên sau chu kỳ tích phân dài, vận tốc trung bình tính theo thức ngoại có thể có sai khác nhỏ so với vận tốc tích phân thẳng đứng của thức nội. Do đó, vận tốc tính trong thức nội phải điều chỉnh theo vận tốc trung bình trong thức ngoại. Thức ngoại sử dụng phương pháp sai phân nhảy cóc (leap frogs) với bước thời gian ngắn, dte. Bước thời gian tính toán của thức ngoại được tính theo điều kiện ổn định Courant-Fridrichs-Levy (CFL): , (19) trong đó: ; là vận tốc lớn nhất;,là bước lưới theo phương ngang. Việc tính toán các biến 3 chiều trong thức nội được chia ra bước thời gian khuếch tán thẳng đứng và bước thời gian bình lưu có bổ sung khuếch tán ngang. Theo phương thẳng đứng sử dụng phương pháp sai phân ẩn để thích hợp với bước không gian thẳng đứng nhỏ gần bề mặt, trong khi đó theo phương ngang sử dụng phương pháp sai phân hiện. Bước thời gian tính toán của thức nội phải thỏa mãn tiêu chuẩn ổn định CFL: (20) trong đó, ; CT là tốc độ sóng trọng lực nội, khoảng 2m/s; Umax là tốc độ bình lưu cực đại. Đối với điều kiện đại dương ven biển điển hình, tỷ số giữa các bước thời gian isplit = ΔtI/ΔtE nằm trong khoảng 30 – 80. Các giới hạn bổ sung được quy định bởi các thành phần khuếch tán động lượng hoặc vô hướng theo phương ngang như sau: (21) trong đó, A = AH hoặc A = AM. Giới hạn quy định bởi sự quay của trái đất là: (22) trong đó, Ω là vận tốc góc của trái đất; Φ là vĩ độ. III. KẾT QUẢ NGHIÊN CỨU 1. Điều kiện tính toán a) Địa hình và lưới tính toán Miền tính dòng chảy gió trong Biển Đông có giới hạn: 99E – 121E, 0N – 25N. Phương ngang sử dụng hệ tọa độ cầu với lưới tính có độ phân giải 5 phút. Phương thẳng đứng sử dụng tọa độ sigma 10 tầng, việc sử dụng hệ tọa độ sigma có thể mô phỏng tốt dòng chảy các tầng trên mặt ở những nơi có độ sâu biển lớn, đồng thời hiện thực hóa được ảnh hưởng của lớp biên đáy và biên mặt lên dòng chảy. Địa hình đáy biển thu thập từ dự án “Xây dựng hệ thống bản đồ nguy cơ sóng thần cho các vùng ven biển Việt Nam”, theo đó địa hình Biển Đông được kết hợp giữa số liệu đo đạc của Bộ Tư lệnh Hải quân (bản đồ tỷ lệ 1:25.000, 1:50.000, 1:200:000, 1:500.000, 1:1000.000 tùy từng khu vực) và ETOPO 5. Tất cả số liệu địa hình đã được quy chuẩn về mực nước biển trung bình. Hình 3.1 Địa hình Biển Đông b) Điều kiện biên + Biên lỏng: Điều kiện phát xạ tự do , + Biên cứng: điều kiện biên không thấm: , trong đó: H là độ sâu biển trung bình, là vận tốc trung bình theo phương ngang, ce là vận tốc sóng truyền sóng trọng lực trong thức ngoại, là mực nước biển, BC là lưu lượng dòng chảy qua biên, là véc tơ vận tốc dòng chảy, là véc tơ pháp tuyến của biên cứng. + Số liệu gió Trường gió sử dụng trong tính toán dòng chảy gió trung bình tháng trong Biển Đông là được tính từ trường ứng suất gió trung bình tháng độ phân giải 0,25 độ theo Helleman và Rosenstain (1983). Hình 3.2 Trường gió tháng 1 trên Biển Đông Hình 3.3 Trường gió tháng 2 trên Biển Đông Hình 3.4 Trường gió tháng 3 trên Biển Đông Hình 3.5 Trường gió tháng 4 trên Biển Đông Hình 3.6 Trường gió tháng 5 trên Biển Đông Hình 3.7 Trường gió tháng 6 trên Biển Đông Hình 3.8 Trường gió tháng 7 trên Biển Đông Hình 3.9 Trường gió tháng 8 trên Biển Đông Hình 3.10 Trường gió tháng 9 trên Biển Đông Hình 3.11 Trường gió tháng 10 trên Biển Đông Hình 3.12 Trường gió tháng 11 trên Biển Đông Hình 3.13 Trường gió tháng 12 trên Biển Đông 2) Kết quả tính dòng chảy gió trên Biển Đông bằng mô hình POM Phương pháp sử dụng mô hình số trị có ưu điểm là cho phân bố không gian và thời gian của dòng chảy. Tuy nhiên, phương pháp này gặp phải khó khăn là số liệu để kiểm chứng, hiệu chỉnh dòng chảy còn hạn chế do các chuỗi quan trắc dòng chảy thường ngắn và số điểm quan trắc ít. Hiện nay, một số nước đã thu thập số liệu theo phương pháp quan trắc mới - phương pháp Lagrange. Phương pháp này sử dụng các phao nổi thả trôi tự do trên khắp các đại dương thế giới để thu thập các thông tin hải văn. Trong nghiên cứu này, tác giả đã sử dụng các bản đồ dòng chảy thu được từ việc sử dụng phương pháp trên để kiểm chứng kết quả tính toán của mô hình POM. Hình 3.14 Trường dòng chảy tầng mặt tháng 1 (phải) và tháng 7 (trái) trên Biển Đông theo số liệu phao nổi (drifter) của JCOMM Hình 3.15 Trường dòng chảy tầng mặt tháng 1 (phải) và tháng 7 (trái) trên Biển Đông tính bằng POM Hình 3.15 thể hiện trường dòng chảy tầng mặt tháng 1 và tháng 7 trên Biển Đông thu được từ các phao nổi (drifter) trong dự án “The global program” của JCOMM. Hình 3.15 cho thấy, kết quả tính dòng chảy trung bình tháng tầng mặt trên Biển Đông khá phù hợp với các quan trắc bằng phao nổi. Vào tháng 1, dòng chảy có xu hướng chảy từ eo Đài Loan và eo Luzon vào Biển Đông. Dòng chảy qua eo Đài Loan có tốc độ khá lớn, khoảng 0,7 – 0,8 m/s, dòng chảy qua eo Bashi nhỏ hơn, khoảng 0,2 m/s. Dòng chảy từ eo Đài Loan chảy dọc ven biển phía nam Trung Quốc, cắt ngang cửa vịnh Bắc Bộ tới ven biển miền Trung Việt Nam, sau đó chảy dọc ven biển xuống phía nam. Tốc độ dòng chảy ven biển này khá lớn, xấp xỉ 1m/s. Khu vực giữa Biển Đông, dòng chảy chủ yếu theo hướng gió, vận tốc dòng chảy nhỏ, khoảng 0,1 - 0,2m/s. Phía nam Biển Đông tồn tại một xoáy thuận, tốc độ dòng chảy khoảng 0,5 m/s. Vào tháng 7, dưới tác dụng của gió tây nam dòng chảy gió chỉ khu vực phía nam Biển Đông có độ lớn đáng kể. Phía tây bắc đảo Borneo tồn tại dòng chảy khá lớn, khoảng 1m/s. Dòng chảy khu vực ven biển miền trung Việt Nam cũng khá lớn, đạt 0,5 – 0,7 m/s. Dòng chảy gió có xu hướng đi vào từ eo Malaca, chảy dọc ven biển miền trung Việt Nam và ven biển phía nam Trung Hoa và đổ ra eo Đài Loan. Tốc độ dòng chảy phía ven biển Trung Hoa khoảng 0,3 – 0,5 m/s. Kết quả tính toán cũng cho thấy, dòng chảy gió trong Biển Đông bị phân hóa mạnh mẽ bởi địa hình. Kết quả tính toán cũng cho thấy, trong mùa gió đông bắc và mùa gió tây nam luôn tồn tại một xoáy thuận trong vịnh Bắc Bộ, trong khi đó vịnh Thái Lan tồn tại xoáy nghịch vào mùa gió đông bắc và xoáy thuận vào mùa gió tây nam. Trường dòng chảy trung bình tầng mặt các tháng còn lại trong năm được thể hiện dưới các hình dưới đây: Hình 3.16 Trường dòng chảy tầng mặt tháng 2 trên Biển Đông Hình 3.17 Trường dòng chảy tầng mặt tháng 3 trên Biển Đông Hình 3.18 Trường dòng chảy tầng mặt tháng 4 trên Biển Đông Hình 3.19 Trường dòng chảy tầng mặt tháng 5 trên Biển Đông Các hình vẽ từ 3.16 đến 3.19 thể hiện trường dòng chảy trung bình tầng mặt từ tháng 2 đến tháng 5 trên Biển Đông. Kết quả tính toán cho thấy, vào tháng 2 dòng chảy gió trong Biển Đông tương đối lớn, dọc theo sườn dốc địa hình ven biển miền Trung Việt Nam, phía nam Trung Hoa và ven đảo Borneo, tốc độ dòng chảy xấp xỉ 1m/s. Tốc độ dòng chảy phía nam Biển Đông và dòng chảy đi ra eo Malaca cũng đạt 0,5 – 0,6 m/s. Trong tháng 3, tác động của gió mùa đông bắc tới phía nam Biển Đông suy giảm đáng kể, điều này thể hiện rõ trong hình 3.6, dòng chảy gió phía nam Biển Đông giảm đáng kể so với tháng 2, khoảng 0,3 – 0,5 m/s. Tuy nhiên, ở phía bắc Biển Đông ảnh hưởng của gió mùa Đông Bắc còn khá mạnh, cùng với ảnh hưởng của dòng chảy từ eo Đài Loan tốc độ dòng chảy khu vực địa hình dốc phía bắc Biển Đông cũng đạt 0,8 – 1 m/s. Tháng 4 là giai đoạn chuyển tiếp giữa mùa gió đông bắc và mùa gió tây nam, ảnh hưởng của gió mùa đông bắc trên Biển Đông còn rất yếu, dòng chảy phía bắc Biển Đông chủ yếu do từ eo Đài Loan chảy vào. Dòng chảy phía nam Biển Đông cũng khá nhỏ ngoại trừ dòng chảy ven đảo Borneo còn khá lớn, khoảng 0,6 – 0,8 m/s. Hình 3.19 cho thấy, vào tháng 5 gió mùa tây nam đã ảnh hưởng đáng kể đến chế độ dòng chảy trong Biển Đông. Dưới tác dụng của gió mùa tây nam, dòng chảy phía nam Biển Đông đạt 0,4 – 0,6 m/s. Tuy nhiên, ảnh hưởng của gió mùa tây nam đến khu vực phía bắc Biển Đông vẫn chưa đáng kể, vẫn tồn tại dòng chảy từ phía bắc chảy xuống qua eo biển Đài Loan. Hình 3.20 Trường dòng chảy tầng mặt tháng 6 trên Biển Đông Hình 3.21 Trường dòng chảy tầng mặt tháng 8 trên Biển Đông Trong tháng 6, ảnh hưởng của gió mùa tây nam đến Biển Đông mạnh hơn tháng 5, cùng với nó thì dòng chảy biển cũng mạnh lên đáng kể. Phía nam Biển Đông, dòng chảy có hướng chảy vào từ eo Malaca, sau đó chảy theo hướng đông bắc với tốc độ khoảng 0,6 – 0,8 m/s. Dòng chảy ven đảo Borneo khá lớn, khoảng 0,7 – 0,8 m/s. Dọc ven biển miền trung Việt Nam tồn tại dòng chảy hướng bắc với tốc độ 0,6 – 0,8 m/s. Dòng chảy tiếp tục chảy dọc theo ven biển phía nam Trung Hoa rồi đi ra eo Đài Loan. Tốc độ dòng chảy phía bắc Biển Đông khoảng 0,3 – 0,4 m/s. Sang tháng 8, về cơ bản trường dòng chảy trong Biển Đông không khác nhiều so với tháng 6, chỉ có tốc độ dòng chảy phía bắc Biển Đông có giảm một chút, nằm trong khoảng 0,2 – 0,3 m/s. Hình 3.22 Trường dòng chảy tầng mặt tháng 9 trên Biển Đông Hình 3.23 Trường dòng chảy tầng mặt tháng 10 trên Biển Đông Hình 3.24 Trường dòng chảy tầng mặt tháng 11 trên Biển Đông Hình 3.25 Trường dòng chảy tầng mặt tháng 12 trên Biển Đông Từ hình 3.22 đến 3.25 thể hiện trường dòng chảy trung bình tầng mặt từ tháng 9 đến tháng 12 trên Biển Đông. Qua các hình vẽ ta thấy, vào tháng 9 dòng chảy trên Biển Đông vẫn còn ảnh hưởng của gió mùa Tây Nam, tuy nhiên đã suy giảm đáng kể so với tháng 7, tháng 8. Dòng chảy phía nam Biển Đông có hướng đông bắc với tốc độ khoảng 0,5 – 0,7 m/s. Khu vực ven đảo Borneo vẫn là nơi có tốc độ dòng chảy lớn, khoảng 0,8 m/s. Trong gian đoạn này đã bắt đầu thấy ảnh hưởng của gió mùa đông bắc lên dòng chảy ở phía bắc Biển Đông. Tại eo Đài Loan, tồn tại dòng chảy từ phía bắc xuống tuy nhiên tốc độ dòng chảy còn khá nhỏ. Khu vực miền Trung Việt Nam có tốc độ dòng chảy khá nhỏ khoảng 0,2 – 0,3 m/s. Kết quả tính toán cho thấy, từ tháng 10 đến tháng 12 dòng chảy trung bình tầng mặt trong Biển Đông chịu sự chi phối mạnh mẽ bởi gió mùa đông bắc. Ảnh hưởng của gió mùa đông bắc đến dòng chảy trung bình tầng mặt Biển Đông lớn nhất vào tháng 11 và tháng 12. Dòng chảy bắt đầu từ eo Đài Loan, chảy dọc the oven biển nam Trung Hoa đến ven biển miền trung Việt Nam, sau đó chảy dọc ven biển xuống phía nam rồi chảy ra ở eo Malaca. Tốc độ dòng chảy dọc ven biển lên tới 1m/s. Phía nam Biển Đông và trong vịnh Bắc Bộ đều tồn tại xoáy thuận, trong khi đó tồn tại xoáy nghịch trong vịnh Thái Lan. Dòng chảy ven đảo Borneo cũng khoảng 0,8 – 1 m/s. IV. KẾT LUẬN Kết quả nghiên cứu cho thấy mô hình POM mô phỏng khá tốt trường dòng chảy trong Biển Đông. Kết quả tính toán được so sánh với bản đồ dòng chảy thu được từ các phao nổi của dự án “The global program” của JCOMM cho kết quả khá tương đồng. Kết quả tính toán cũng hoàn toàn phù hợp với các số liệu điều tra thu thập được trên Biển Đông từ trước đến nay cũng như các nghiên cứu trước đây. Do đó, mô hình POM hoàn toàn có thể sử dụng để tính toán mô phỏng dòng chảy gió trên Biển Đông. TÀI LIỆU THAM KHẢO 1. Chương trình KHCN06 (2004), Biển Đông, Tập II, NXB Đại học Quốc Gia Hà Nội, Hà Nội. 2. Đinh Văn Ưu (2003), Cơ sở phương pháp mô hình hoá trong hải dương học, NXB ĐHQGHN, Hà Nội. 3. Đinh Văn Ưu (2005), Mô hình hoàn lưu biển và đại dương, Nhà xuất bản Nông Nghiệp, Hà Nội. 4. Phạm Văn Vỵ (2005), Động lực học biển phần II, Nhà xuất bản Đại học Quốc Gia Hà Nội, Hà Nội. 5. Blumberg, A.F., and G.L. Mellor, "A description of a three-dimensional coastal ocean circulation model", Three-Dimension Coastal Ocean Model, Vol. 4, edited by N.Heaps, pp.208, American Geophysical Union, Washington, D.C., 1987. 6. George L. Mellor (June 2004), Users guide for a three-dimensional, primitive equation, numerical ocean model. 7. Scott Harper, report of planning meeting for the joint Vietnam – U.S. oceanography workshop, La Jolla, CA, April 26-28, 2010.