cơ sở hải dương học - phạm văn huấn

Trầm tích đáy, tùy thuộc nguồn gốc xuất sinh, có thể gồm những nhóm: 1 trầm tích terigen hình thành từ những sản phẩm lục địa do phá hủy cơ học và hóa học đất đá bờ, các dòng sông mang r

Cơ sở hải dương học

Biên tập bởi:

Phạm Văn Huấn

Cơ sở hải dương học

MỤC LỤC

1 Lời giới thiệu

2 Hình thái học đại dương thế giới

3 Đáy đại dương

4 Những đặc trưng vật lý của nước biển

5 Chế độ nhiệt muối và những quá trình xáo trộn trong đại dương

Lời giới thiệu

Cuốn “Cơ sở hải dương học” được biên soạn với mục đích làm tài liệu tham khảo chonhững người làm công tác khí tượng – thủy văn Nó cũng đáp ứng được yêu cầu học tậpcủa sinh viên ngành khí tượng – thủy văn

Nội dung cuốn sách gồm 7 chương, chương 1 và 2 khái quát về hình thái học và địa hình đáy của đại dương và biển, chương 3 và 4 trình bày những tính chất vật lý của nước đại dương và các quá trình liên quaqn với chúng.

Phần động lực nước đại dương được trình bày trong các chương 5, 6, 7 Ở đây chú trọng đến bản chất và cơ chế của các quá trình động lực cơ bản trong biển như sóng, thủy triều và dòng chảy, còn các phương pháp tính toán chúng chỉ dừng lại ở những khái niệm và cơ sở của phương pháp.

Sử dụng tài liệu này kết hợp với cuốn “Bài tập hải dương học vật lý” (Trường đại họctổng hợp Hà Nội, 1984), bạn đọc có thể nắm được những nội dung cơ bản về hải dươnghọc

Bộ môn Hải dương học

Trường đại học tổng hợp Hà Nội

Hình thái học đại dương thế giới

1.1 Phân bố lục địa và nước trên Trái Đất

Hành tinh của chúng ta gồm một số lớp vỏ bao bọc Lớp vỏ khí được gọi là khí quyển,lớp vỏ nước – thủy quyển, lớp vỏ rắn – thạch quyển Toàn bộ sự sống tồn tại trong cáclớp vỏ đó gọi là sinh quyển Hệ thống vật chất phức tập gồm tất cả những quyển đó gọi

là vỏ địa lý của Trái Đất

Đại dương Thế giới là một hợp phần của thủy quyển, chiếm 94,20 % toàn bộ tổng thểtích thủy quyển

Về mặt diện tích, trong số 510 triệu km2 diện tích bề mặt Trái Đất, thì Đại dương Thếgiới chiếm 361 triệu km2(71 %) Phần lục địa chỉ chiếm 149 triệu km2(29 %)

Một nhân tố quan trọng hình thành nên những đặc điểm của tự nhiên trên hành tínhchúng ta là sự phân bố không đồng đều của lục địa và đại dương trên mặt địa cầu Ở nambán cầu, trong khoảng 35 đến 70ovĩ nam (V.N) đại dương chiếm 95,5 % mặt Trái Đất,phần lục địa chỉ là 4,5 % Ở bắc bán cầu, trong đới giữa 40 và 70ovĩ bắc (V.B) lục địachiếm ưu thế hơn đại dương, ở đây lục địa chiếm tới 56 % diện tích Nhưng nhìn chung,

cả ở bắc bán cầu và nam bán cầu đại dương đều chiếm ưu thế Ở bắc bán cầu tỷ lệ diệntích giữa đại dương và lục địa tuần tự là 60,7 % và 39,3 %, ở nam bán cầu là 80,9 % và19,1 %

Chính do sự phân bố rất không đều của mặt nước đại dương trên địa cầu mà người ta cóthể chia nó thành bán cầu lục địa và bán cầu đại dương: bán cầu lục địa với 53 % diệntích là lục địa Á, Âu, Phi, Bắc Mỹ và phần lớn Nam Mỹ với cực ở khoảng nước Pháp,bán cầu đại dương với 90,5 % mặt phủ nước, cực ở Niudilơn và chỉ chứa châu lục Úc,một phần nhỏ Nam Mỹ và châu lục Nam Cực

1.2 Đại dương Thế giới và các biển

Đại dương Thế giới là tập hợp những thủy vực đại dương và biển của Trái Đất với đặcđiểm quan trọng nhất là trải rộng liên tục Tuy nhiên sự tồn tại của các lục địa rải rác trênmặt Đại dương Thế giới không thể không làm cho những phần nào đó của Đại dươngThế giới khác với những phần khác về một số phương diện và cho phép người ta phânchia thành các đại dương, các biển và những bộ phận nhỏ hơn nữa Khi phân chia những

bộ phận của đại dương có tính đến những dấu hiệu như địa hình đáy, sự hiện diện củacác quần đảo, các hệ thống hải lưu độc lập, hoàn lưu khí quyển, phân bố nhiệt muối, cácđiều kiện sinh học

Hệ thống phân chia các bộ phận của Đại dương Thế giới do các nhà khoa học lớn đềxướng đã thay đổi nhiều lần trong lịch sử Đến nay, trong sách báo các khoa học địa lýchấp nhận hệ thống phân chia thành Thái Bình Dương, Đại Tây Dương, Ấn Độ Dương

và Bắc Băng Dương với một số đặc trưng hình thái như bảng 1 Ở bắc bán cầu, thườngbiên giới tự nhiên của các đại dương là bờ các lục địa Chỉ ở nam bán cầu, tại vòngnước Nam Cực các đại dương tự do ăn thông sang nhau, không có biên giới tự nhiên.Các biên giới của các đại dương được vẽ theo các mũi đất phía nam của ba lục địa: kinhtuyến 20oĐ đi qua mũi Hảo Vọng được coi là biên giới giữa Đại Tây Dương và Ấn ĐộDương Kinh tuyến 147oĐ đi qua đảo Taxman ở phía nam châu Úc là biên giới của Ấn

Độ Dương và Thái Bình Dương Biên giới của Thái Bình Dương và Đại Tây Dương làđường ngắn nhất nối mũi Hoocnơ với quần đảo Nam Setlen

Những hiện tượng và quá trình diễn ra trong Đại dương Thế giới là thống nhất về chấttại tất cả các vùng của nó, điều này cũng lại là một nét nhấn mạnh tính thống nhất củaĐại dương Thế giới Nhưng về lượng, những quá trình và hiện tượng này biến đổi từ địađiểm này đến địa điểm kia tùy thuộc vị trí địa lý và khí hậu của những bộ phận của đạidương, ảnh hưởng của lục địa kế cận và mức độ xâm nhập của các dòng lục địa cũngnhư địa hình đáy và mức độ ngăn cách của các bộ phận đại dương với vùng khơi của nó

Vì vậy người ta tiếp tục phân chia các đại dương thành những bộ phận chi tiết hơn nữa

Các biển và các vịnh biển là những khu vực ngoại vi của thủy vực đại dương, thườngnằm ở vùng thềm lục địa, sườn lục địa hoặc ở các lòng chảo giữa lục địa và giữa cácđảo

Tùy thuộc các dấu hiệu hình thái và thủy văn, các biển được chia thành các biển ven,biển bên trong lục địa và giữa các lục địa, biển giữa các đảo v.v Chúng là những khuvực tách biệt ít nhiều với thủy vực đại dương, có những nét khác với phần còn lại củađại dương Những nét khác biệt đó có thể là cấu tạo của vỏ Trái Đất ở đáy, thành phần

và các tính chất của nước Độ muối của các biển thường khác với độ muối trung bìnhcủa Đại dương Thế giới Chính là ở một số biển mà người ta quan trắc thấy những giá

trị cực đại hoặc cực tiểu của độ muối Biển cũng khác với đại dương về chế độ nhiệt,tính chất triều, các điều kiện sinh thái, hệ thống hải lưu, tất cả những nét đặc thù là do

sự tương tác của biển với đất liền kế cận

Các biển ven thường nằm ở phần kéo dài dưới nước của lục địa, một số ít trường hợp ở

đới chuyển tiếp Các biển ven phân cách khỏi đại dương bởi các chuỗi đảo, các bán đảohay những ngưỡng ngầm Thí dụ về các biển ven là các biển Baren, Karơ, Lapchevô,Đông Xibêri, Chucôt (nằm ở phần kéo dài của lục địa ở dưới nước Bắc Băng Dương),Bêrinh, Ôkhôt, Nhật Bản (nằm ở đới chuyển tiếp, phân cách với Thái Bình Dương bằngcác chuỗi đảo), Hoàng Hải, Đông Trung Hoa (các biển thềm lục địa Thái Bình Dương)

Các biển giữa các lục địa thường tập trung vào những đới hoạt động kiến tạo với các

hiện tượng địa chấn và các quá trình núi lửa Thủy vực biển tiếp giáp với các lục địa

ở mọi phía; các eo biển tương đối hẹp nối biển với đại dương; mức độ trao đổi nướctương đối thấp Địa Trung Hải, Hồng Hải, vịnh Mếch Xích là những biển điển hình loạinày Nhóm biển nằm giữa các lục địa Á và Úc cũng thuộc loại những biển giữa các lụcđịa Độ sâu của các biển này thường rất lớn (Địa Trung Hải tới 4500 m, biển Băngđa tới

7400 m, vịnh Mếch Xích tới 3600 m )

Các biển bên trong lục địa có đường viền bờ thuộc cùng một lục địa: biển Ban Tích,

Bạch Hải, Adốp, vịnh Hấtxơn v.v Đây thường là những biển nông nằm gọn trongnhững vùng thềm lục địa, điều kiện tự nhiên gắn chặt với tự nhiên của đất liền baoquanh

Các biển giữa các đảo được bao quanh bằng chuỗi đảo hay vòng cung đảo tương đối

kín Thuộc vào số các biển này gồm có các biển nằm giữa các lục địa Á và Úc nhưbiển Sulavexi, Băngđa, Sulu và một số biển độc lập như biển Philippin, Phitgi, Xôlômônv.v

Ngoài ra, trong sách báo địa lý và hải dương học còn tồn tại những tên gọi biển nằm

ở phần khơi đại dương không có biên rõ rệt Biển Sagaxô độc đáo thuộc loại đó, nó

“không có bờ”, nước rất trong với nhiệt độ cao và những loại động thực vật đặc biệt Cónhững biển không liên quan với đại dương như Caxpi và Aran, là những biển kín, cũngcòn gọi là những biển hồ Nước của những biển này rất khác với nước đại dương

Một số biển thực sự, nhưng theo tập quán lịch sử và hàng hải lại được gọi là vịnh nhưvịnh Hấtxơn, vịnh Mếch Xích, vịnh Pêch Xích , trong khi đó một số vùng với nhữngđiều kiện địa lý của một vịnh biển thì lại được gọi là biển

Vịnh là phần đại dương hoặc biển ăn sâu vào đất liền Người ta thường vẽ biên giới vịnh

một cách quy ước bằng đường thẳng nối các mũi cửa vào hay theo một đường đẳng sâunào đó, vì các vịnh bao giờ cũng ăn thông với biển hay đại dương qua phần tỏa rộng của

mình Tùy thuộc nguồn gốc, cấu tạo bờ và hình dáng mà người ta gọi một số vịnh khônglớn là những phiôt, vũng, lagun hay liman.

Nhiều biển và vịnh được nối với đại dương hoặc nối với nhau bằng các eo biển – thường

đó là những phần hẹp của biển hay đại dương nằm giữa hai khu vực đất liền

Cũng như biển, vịnh biển và eo biển có riêng chế độ thủy văn của mình, đặc biệt là hệthống dòng chảy

Khi gọi tên các biển và các bộ phận của chúng người ta thường dùng các tên địa lý Chỉ

ở các vùng cực tên gọi thường liên quan với tên của những người phát hiện ra chúng.Các câu hỏi để tự kiểm tra

1) Sự phân chia Đại dương Thế giới thành những bộ phận Biên giới của các đại dương.2) Các loại biển và vịnh

Đáy đại dương

2.1 Địa hình đáy đại dương và các biển

Những bản đồ đo sâu hiện đại cho thấy địa hình đáy Đại dương Thế giới rất đa dạng.Tính chia cắt của đáy đại dương không thua kém tính chia cắt của địa hình lục địa (hình1) Cũng như trên các lục địa, tại đáy đại dương cũng có mặt những bình nguyên, caonguyên, những dãy núi, những hẻm sâu v.v Song địa hình đáy đại dương, trừ nhữngvùng hoạt động núi lửa, có đặc điểm khá ổn định so với địa hình lục địa, vì tác động củacác quá trình ngoại sinh yếu hơn nhiều, thậm chí vắng mặt hẳn một số quá trình như gió

và phong hóa vật lý

Đường cong cao đồ của Trái Đất (hình 2) cho thấy rằng biên độ các độ sâu ở đại dươnglớn hơn nhiều so với biên độ các độ cao trên đất liền (từ 0 m đến 11034 m ở rãnh sâuMarian) Dưới đây là tỷ lệ phần trăm về diện tích của một số cấp độ sâu ở đại dương:

Độ sâu, m Phàn trăm diện tích Đại dương Thế giới

Hình nghiêng bao quát của đáy đại dương (theo Leônchep O.) Phần rìa lục địa dưới nước: 1 – thềm lục địa; 2 – sườn lục địa; 3 – chân lục địa Đới chuyển tiếp: 4 – lòng chảo biển ven; 5 – vòng cung đảo; 6 – rãnh sâu Phần lòng đáy đại dương: 7 – bình nguyên sâu; 8 – dãy núi giữa

đại dương; 9 – địa hình đồi dưới sâu

Đường cong cao đồ của Trái Đất (theo Leônchep O.)

Độ lặp lại của các cấp độ sâu ở các đại dương khác nhau cũng giống nhau và giốngnhư độ lặp lại của các cấp độ sâu ở toàn Đại dương Thế giới, điều này phần nào nói lênnguyên nhân hình thành chung của các đại dương

Nếu san bằng bề mặt Trái Đất, thì đại dương sẽ bao phủ địa cầu bằng một màng nướcđều khắp dày 2700 m, thành thử nếu ta hình dung Trái Đất là quả cầu đường kính 25

cm, thì màng nước đại dương chỉ là lớp nhựa sơn ngoài dày 0,1 mm Từ đây suy ra rằngnhững kích thước của những chuyển động theo phương ngang và phương thẳng đứngtrong đại dương, mà sau này chúng ta sẽ xem xét, sẽ khác nhau như thế nào

2.2 Những dạng địa hình lớn của đáy đại dương

Theo những quan điểm hiện đại, có thể phân chia những cấu trúc vĩ mô của đáy đạidương sâu: a) rìa lục địa dưới nước; b) đới chuyển tiếp; c) những dãy núi giữa đại dương;d) lòng chảo đại dương

Rìa lục địa dưới nước chiếm 22,6 % đáy Đại dương Thế giới, viền quanh tất cả các lục

địa, gồm những dạng địa hình lớn sau đây:

1) Thềm lục địa là phần kéo dài trực tiếp của nền lục địa Nơi đây đáy đại dương hạ thấp

dần đều tới độ sâu 200 m, có khi sâu hơn, tới 2000 m như ở biển Ôkhôt, và độ dốc nhỏ,dưới 2o Địa hình đáy thường khá phẳng, nhưng nhiều khi phát hiện thấy các dạng cổphản ánh địa hình nền đất liền kế cận Bề rộng lớn nhất quan sát thấy ở vùng thềm lụcđịa Bắc Băng Dương; ở bờ châu Âu, các bờ đông của châu Mỹ, bờ đông nam Nam Mỹcủa Đại Tây Dương; bờ đông châu Á và vùng quần đảo Dônđơ của Thái Bình Dương.Trong khi đó ở vùng bờ tây của Bắc Mỹ và Nam Mỹ, ở bờ châu Phi thềm lục địa rất hẹp

Thời gian gần đây các thềm lục địa Đại dương Thế giới có giá trị kinh tế to lớn, là nơikhai thác dầu khí, phát hiện những mỏ phốt phát, quặng kim loại và tập trung phần lớnsản lượng đánh bắt cá và hải sản Đồng thời thềm lục địa liên quan trực tiếp với hànghải và mọi hoạt động kỹ thuật khác của các dân tộc

Từ phía biển và đại dương, thềm lục địa giới hạn bởi sườn lục địa

2) Sườn lục địa là phần dưới nước của lục địa, nằm ở độ sâu từ khoảng 200 m đến

khoảng 2500 m Nơi đây đáy biển có độ dốc lớn hơn ở thềm lục địa, tới 4-7o, đôi khi tới13-14o, thậm chí 20-40o, tức gần như độ dốc của sườn núi trên đất liền, do đó tại đâytính chất của sóng biển, hướng dòng chảy biển thay đổi

Sườn lục địa có thể thể hiện dưới dạng một dải nghiêng đều hoặc có tính chất từng bậc,làm thành những bình nguyên dưới nước Nét tiêu biểu của các sườn lục địa – tồn tạicác hẻm (canhiôn), đó là những rãnh sâu cắt xuyên sườn lục địa, dạng chữ V, sâu tới1-2 km, dài vài trăm km, bề ngoài giống các hẻm lớn trên lục địa Đỉnh của các canhiônthường phân nhánh và rất giống các thung lũng sông Các canhiôn cắt xuyên sườn lụcđịa, ăn sâu vào thềm lục địa, có khi vào cả đới bờ của biển

3) Tiếp theo sườn lục địa là chân lục địa – miền bình nguyên khổng lồ gồm các đá trầm

tích terigen dày tới 3,5 km, mặt nghiêng, dạng sóng thoải, bề rộng kể từ biên với sườnlục địa ra tới vùng nước sâu của đại dương bằng khoảng vài trăm km

Thềm lục địa, sườn lục địa và chân lục địa có cấu tạo địa chất giống nhau, cả ba làmthành rìa ngập nước của lục địa Vỏ Trái Đất nơi đây thuộc loại lục địa, tức gồm lớptương đối xốp đá trầm tích, sau đến lớp granít cứng và sau nữa là lớp bazan cứng hơn.Dưới nữa là mantia gồm đá cứng hơn nữa Ở chân lục địa, độ dày của vỏ lục địa vàokhoang 5-10 km Nơi đây bắt đầu chuyển tiếp sang loại vỏ đại dương không có granít

4) Tính chất chuyển tiếp phức tạp được quan sát thấy ở đới chuyển tiếp với 8,5 % tổng

diện tích, rất tiêu biểu ở tây Thái Bình Dương với các dạng địa hình như sau: kế cận

với rìa lục địa dưới nước là lòng chảo biển ven (Nhật Bản, Ôkhôt, Bêrinh) – sau đó là miền nâng cao nhưngg hẹp làm thành vòng cung đảo – cuối cúng là rãnh nước sâu Ở

các vùng khác, đới chuyển tiếp có thể chỉ gồm một hoặc hai dạng địa hình trong số trên,

chẳng hạn ở đông Thái Bình Dương chỉ đặc trưng bằng một dạng địa hình rãnh sâu, còncác dãy núi trẻ trên đất liền (như dãy Ăngđơ) đóng vai vòng cung đảo.

Địa hình của các lòng chảo biển ven có dáng của các đồng bằng với những bậc gờ,những núi dưới nước, những thung lũng và những gò đất dưới nước

Vòng cung đảo là miền nâng định hướng thành tuyến dài bị chia cắt bởi những đứt gãyngang với hoạt động núi lửa và động đất mãnh liệt

Các rãnh sâu bao giờ cũng đi kèm với các vùng cung đảo hoặc với các dãy núi uốn nếptrẻ ở dải bờ lục địa và là những miền giáng sâu và hẹp với sườn dốc đứng Đây là nhữngkhe nứt dưới nước trong vỏ Trái Đất Chính tại những rãnh sâu này người ta đã đo đượcnhững độ sâu lớn nhất của Đại dương Thế giới Đến nay đã phát hiện gần hai chục rãnhsâu, tất cả đều có bề rộng không quá 150 km, thiết diện ngang bất đối xứng, mạn cungđảo hay đất liền dốc hơn mạn đại dương, đáy khá phẳng phủ bằng nhiều trầm tích, sâuhơn 6 km Rãnh sâu Marian được coi là sâu nhất Đại dương Thế giới kể từ năm 1951 dotàu “Chellenge II” phát hiện bằng đo sâu với máy hồi âm và kiểm tra bằng dây đo sâuvới mẫu bùn ở độ sâu 10863 m trên đoạn đường từ Guam tới Nhật Bản, về sau này theotài liệu của tàu “Vitiazơ” năm 1957, cực đại độ sâu ở đây là 11034 m

Cuối cùng, 68 % diện tích còn lại của toàn diện tích Đại dương Thế giới thuộc về đáy đạidương thực sự Kết quả khảo sát mới nhất đã cho thấy rằng vùng rộng lớn này cũng cócấu tạo hết sức phức tạp, có thể còn hơn cả địa hình lục địa Yếu tố địa hình lớn nhất củalòng đáy đại dương là những lòng chảo đại dương với độ sâu từ 4-4,5 km đến 6-7 kmđược ngăn cách với nhau bởi những dãy núi dưới nước và những miền nâng, những caonguyên dưới nước, gọi là thành lòng chảo đại dương Những dãy núi dưới nước liên kếtvới nhau thành chuỗi dài gần 80 nghìn km qua tất cả các đại dương được gọi là nhữngdãy núi giữa đại dương và là một dạng địa hình lớn độc lập

5) Các lòng chảo đại dương là những vùng rộng lớn, thấp, khá phẳng và đồng điệu với

độ dốc nhỏ hơn 0,001 nghiêng về phía tâm đại dương Dạng bình nguyên nay ngự trị

ở vùng đáy Bắc Băng Dương, Đại Tây Dương và một phần Ấn Độ Dương Tuy nhiên,

ở Thái Bình Dương lại tiêu biểu dạng địa hình đồi dưới sâu: tại đáy các lòng chảo đại

dương phát hiện thấy những miền nâng độc lập định hướng khác nhau, cao từ vài chụcđến vài trăm mét, đường kính từ vài trăm đến vài km Những đồi này cấu tạo từ đá núilửa và có lớp phủ trầm tích Một số đồi có dạng núi cao nhô lên khỏi mặt đại dương hoặctạo thành đảo

6) Những miền nâng dưới nước, những cao nguyên đại dương là những dạng địa hình

dương cỡ lớn ở đáy đại dương, không liên quan tới những dãy núi giữa đại dương Đó

là những cao nguyên rộng lớn nhưng không cao lắm (vài trăm mét) hoặc những dãy núiđịnh hướng theo những hướng khác nhau cũng như những ngọn núi dưới nước đứngriêng lẻ và những gaiôt – núi đỉnh phẳng dạng chóp cụt Đỉnh của những dạng địa hình

này ở thấp dưới mặt nước đại dương đến 2 km Chúng có thể là những đảo núi lửa đã bịchìm hay những đảo atôn san hô chìm (ở nhiệt đới).

7) Những dãy núi giữa đại dương Như trên đã nói, các dãy núi giữa đại dương là một

hệ thống thống nhất bao trùm toàn bộ hành tinh chúng ta với độ trải dài phi thường

và chiếm một diện tích so sánh được với diện tích các đại lục Độ cao đạt tới 2-3 kmtrên mực đáy đại dương Trên bình đồ hình dáng của hệ thống này như sau: ở nam báncầu tại đới giữa 40o và 60o V.N tồn tại một vòng gần kín những khối nâng dưới nướcbao quanh châu lục Nam Cực Ở gần đảo Tristanđa-Cunhia tỏa nhánh về phía bắc là hệthống núi đồ sộ nhất – dãy núi giữa đại dương Đại Tây Dương, trải dài theo trục của ĐạiTây Dương để nối liền với dãy Aixơlen Ian Maien và dãy Mônơ ở quần đảo Spitbơgen.Nhánh thứ hai tỏa nhánh từ chỗ lòng chảo Crôdê, chạy qua trung tâm Ấn Độ Dươngdưới tên gọi dãy núi trung tâm Ấn Độ Dương, nối liền với dãy núi Arập - Ấn Độ trảidài tới vịnh Ađen Nhánh thứ ba ở Thái Bình Dương: bắt đầu bằng vùng nâng Nam TháiBình Dương, tiếp đến là dãy Đông Thái Bình Dương kéo dài tới vịnh Caliphonia và đilên đất liền miền bờ Caliphonia như nối liền với cao nguyên Anbatơrôt

Hình nghiêng ngang của dãy núi giữa đại dương Đại Tây Dương dọc vĩ tuyến 23oV.B: 1 – thung lũng thớ chẻ; 2 – những dãy núi thớ chẻ; 3 – cao nguyên chia cắt; 4 – đới sườn núi vừa và núi

thấp

Hình nghiêng ngang của các dãy núi giữa đại dương có dạng sóng với bề rộng hàngtrăm, có khi hàng nghìn km Ở giữa, dọc theo trục dãy là thung lũng thớ chẻ (rift) Haibên của chung lũng là hai dãy núi thớ chẻ, rồi đến các dải cao nguyên chia cắt Tất cảcác yếu tố này làm thành đới thớ chẻ nằm giữa hai đới núi cao vừa và núi thấp ở hai bênsườn (hình 3)

2.3 Trầm tích đáy đại dương

Đáy đại dương và biển là nơi liên tục tích tụ vật liệu lắng đọng Trầm tích đáy, tùy thuộc

nguồn gốc xuất sinh, có thể gồm những nhóm: 1) trầm tích terigen hình thành từ những

sản phẩm lục địa do phá hủy cơ học và hóa học đất đá bờ, các dòng sông mang ra rồiđược dòng chảy mang đi rất xa, có thể tới những nơi xa nhất ở đại dương, những sảnphẩm nhiều cỡ hạt do băng hà mang vào đại dương, bụi do gió cuốn đi cùng những bào

tử phấn hoa của thực vật cổ; 2) trầm tích biogen gồm những mảnh vụn thực và động vậtsống ở đáy biển, chủ yếu vùng nước nông ven bờ Ở những nơi sâu chỉ gồm những mảnh

động thực vật sống ở gần mặt, trong lớp nước có ánh sáng Phần lớn xác phù du sinh vậthòa tan trong khi chìm, chỉ phần khó hòa tan chứa canxi và silic mới đạt đáy biển sâu.Theo tên gọi của các cơ thể mà những mảnh vụn của chúng có nhiều trong bùn, người

ta phân chia thành bùn glôbigerina, pterôpôđa, kôcôlita, rađiolaria và điatômê; 3) trầmtích vulcanôgen gồm những tàn than, bụi và những sản phẩm phún xuất khi núi lửa hoạtđộng, những phần tử mài mòn bờ đảo núi lửa v.v ; 4) trầm tích hêmôgn là những thànhtạo khoáng vật xuất hiện do bão hòa các chất tan, những kết hạch sắt – mangan ở đáybiển; 5) trầm tích côsmôgen được gặp ít hơn, dưới dạng những viên bi nhỏ chứa sắt từ,silicat từ vũ trụ đi vào biển

Kích thước hạt của các trầm tích đáy biển biến đổi trong một dải rộng: đá tảng (đường

kính lớn hơn 20 mm), đá dăm (20-2 mm), cát hạt lớn (2-0,5 mm), cát hạt vừa (0,5-0,2mm), cát hạt mịn (0,2-0,1 mm), cát bụi (0,1-0,02 mm), á sét (0,02-0,002 mm) và sét(nhỏ hơn 0,002 mm) tùy thuộc vào tốc độ chìm lắng của các hạt và tốc độ di chuyển cáchạt theo đáy biển do hải lưu gây nên

Ở vùng thềm và sườn lục địa cỡ hạt biến đổi mạnh từ nơi này đến nơi khác, phụ thuộcvào độ sâu biển, tốc độ hải lưu, độ lớn triều, tính chất đá bờ v.v Ở đáy sâu của đạidương các hạt đều đặn hơn Cũng có thể nói như vậy về thành phần hóa học của trầmtích đáy: các trầm tích nước nông thì đa dạng hơn, còn các trầm tích nước sâu – đồngnhất hơn

Những khảo sát hiện đại cho thấy rằng tốc độ lắng đọng trầm tích ở đáy đại dương cóthể biến đổi trong khoảng từ 1 đến 170 cm một ngàn năm Ở các biển thì tốc độ ấy có thểlớn hơn rất nhiều Độ dày trung bình của lớp trầm tích ở đáy đại dương bằng khoảng 2-4

km, một số nơi dày hơn, như vịnh Mếch Xích lớp trầm tích dày tới 15 km, biển Catxpitới 25 km

Quy luật chung của sự phân bố bùn đáy là ở gần bờ tích tụ những trầm tích hạt lớn như

đá tảng, cuội, cát, cát bùn, lẫn với vỏ trai ốc, xa bờ xuất hiện bùn cát và cuối cùng là bùnbiển thẳm Điều kiện vận chuyển trầm tích ở đáy, sự xói mòn, tốc độ lắng đọng, tínhchất triều lưu và sóng, nhất là địa hình đáy có thể tạo nên những phân bố dị thường: vậtliệu mảnh hạt và đều đặn tập trung ở gần đới bờ, còn trầm tích hạt thô bị mang đi xa rarìa bên ngoài của thềm lục địa

Các câu hỏi để tự kiểm tra

1) Mô tả hình nghiêng tổng quát của đáy đại dương

2) Kể tên và mô tả những dạng địa hình lớn của đáy đại dương

3) Kể tên và nguồn gốc xuất sinh của các nhóm trầm tích đáy đại dương

Những đặc trưng vật lý của nước biển

Chương 3 NHỮNG ĐẶC TRƯNG VẬT LÝ CỦA NƯỚC BIỂN

3.1 Những đặc điểm của các tính chất lý học của nước tinh khiết

Trong nước biển, ngoài một ít tạp chất, chứa 96,5 % nước tinh khiết Thành phần hóahọc của nước tinh khiết gồm oxy và hyđro Đặc điểm cấu tạo phân tử nước là góc giữahai nguyên tử hyđro không phải bằng 180omà chỉ bằng khoảng 110o Thành thử các lựcnội phân tử nước không bù trừ hoàn toàn, mỗi phân tử nước làm thành một cái “lưỡngcực” với mô men điện lớn Những lực lưỡng cực này thể hiện trước hết ở chỗ một sốphân tử nước tụ tập thành một hệ phức tạp Trong nước tạo ra những tổ hợp khác nhaugồm từ 2 đến 8 phân tử riêng biệt Nồng độ tương đối của các tổ hợp phân tử sẽ biến đổitùy thuộc vào nhiệt độ nước Những tính chất vật lý nói chung sẽ biến đổi theo hướngphù hợp với những hợp chất cao phân tử này

Chính hiện tượng hình thành các tổ hợp những phân tử và biến động nồng độ tương đốicủa chúng có liên quan tới chi phí năng lượng để tái tạo và phân tán các phần tử, xâydựng lại mạng lưới tinh thể đã làm cho nước có một loạt những tính chất dị thường

3.2 Thành phần hóa học và độ muối của nước biển

Như đã nói, trong nước biển ngoài nước tinh khiết còn có các muối hòa tan, các chất khíkhí quyển hòa tan, các hợp chất hữu cơ và các hạt lơ lửng không hòa tan

Nhờ bốc hơi và giáng thủy, nước trên mặt Trái Đất, nước tự nhiên, ở trong trạng tháituần hoàn liên tục Trên đường hành trình từ lục địa vào Đại dương Thế giới nước được

bổ sung mỗi năm 5,4 tỷ tấn các chất tan, các muối từ đất đá lục địa Đại dương trong quátrình lịch sử địa chất lâu ngày càng phong phú thêm về muối

Trung bình trong 1 kg nước biển có 35 g muối (trong nước sông khoảng 0,17 g), tứckhoảng 35 %o và chỉ một số biển với những điều kiện đặc biệt khối lượng muối trong 1

kg nước biển mới đạt đến 40 g (40 %o)

Bảng 2 cho thấy thành phần muối cơ bản của nước biển với độ muối 35 %o (độ clo19,374 %o)

Bảng 2 Thành phần muối cơ bản của nước biển

Các cation g/kg Các anion g/kg

Như vậy là kể cả oxy và hyđro, trong nước biển có 13 nguyên tố có mặt với khối lượng

đáng kể nhất, chúng được gọi là những nguyên tố cơ bản trong thành phần hóa học của

nước biển Những nguyên tố khác – người ta cho rằng đó là hầu hết các nguyên tố còn

lại của bảng tuần hoàn Menđêlêep – có mặt trong nước biển với khối lượng nhỏ hơn 3

mg trong 1 kg nước biển, tức nhỏ hơn 1 %o tổng độ muối

Đặc điểm nữa trong thành phần hóa học nước biển khác với nước ngọt, nước sông là ở

chỗ trong nước biển tương quan trọng lượng giữa các ion chủ yếu nhất trái ngược với

tương quan đó trong nước sông Trong nước biển:

độ muối xấp xỉ bằng không, trong khi đó ở những vùng nóng khô độ muối nước biển

có thể đạt tới 40 %o Những quá trình như quang hợp, hô hấp, phân hủy chất hữu cơ cóthể làm thay đổi hàm lượng, tức tỷ lệ giữa các chất hòa tan trong nước biển Song nhờdòng chảy ngang và thẳng đứng trong các biển và đại dương, làm cho nước biển đượcxáo trộn mạnh, đã dẫn tới một đặc điểm nữa rất quan trọng là thành phần hóa học củanước đại dương có tính ổn định, thay đổi không đáng kể trong quá trình lịch sử và giữanhững phần khác nhau của Đại dương Thế giới Tính ổn định về tỷ lệ các ion chủ yếunhất trong nước biển được gọi là quy luật bảo tồn thành phần muối biển

Hệ quả của quy luật này là có thể tính được độ muối và các đặc trưng khác của nước biểntheo hàm lượng clo là nguyên tố chứa trong nước biển với lượng lớn hơn cả Trong bảng

hải dương học hiện đại, hàm lượng clo, hay độ clo %o, tương đương với tổng lượng các halôgien chứa trong 1 kg nước biển Còn độ muối được định nghĩa là trọng lượng tính

bằng gam của tất cả các chất rắn hòa tan trong 1 kg nước biển với điều kiện brôm và iôtđược thay bằng lượng clo, tất cả các cacbonat biến thành oxit và các chất hữu cơ bị đốtcháy

Phân tích một số lượng lớn mẫu nước ở các vùng khác nhau của Đại dương Thế giới,người ta nhận được hệ thức để tính dộ muốiS otheo độ cloonhư sau:

S = 0,030+1,8050Cl (1)

3.3 Những đặc trưng vật lý của nước biển

Khác với nước tinh khiết, những đặc trưng vật lý của nước biển phụ thuộc không nhữngvào nhiệt độ và áp suất, mà còn phụ thuộc cả vào nồng độ muối, một yếu tố hải dươnghọc quan trọng của nước biển Dưới đây sẽ xem xét sự phụ thuộc của một số đặc trưngvật lý chủ yếu vào nhiệt độ, độ muối và áp suất nước biển

Một trong những đặc trưng quan trọng nhất của nước biển là mật độ cùng với những

đại lượng liên quan trực tiếp với nó như trọng lượng riêng và thể tích riêng Phân bố mật

độ nước trong biển quyết định hoàn lưu ngang và thẳng đứng trong nó

Trong hải dương học quy ước gọi mật độ nước biển là tỷ số S4t của trọng lượng một đơn

vị thể tích nước ở nhiệt độ quan trắc t°C trên trọng lượng một đơn vị thể tích nước cất

ở4°C (Khái niệm mật độ hải dương học không giống khái niệm mật độ vật lý, vì nó làđại lượng không thứ nguyên, nhưng có trị số bằng mật độ vật lý) Vì mật độ nước biển

luôn luôn lớn hơn 1, để đơn giản khi viết người ta dùng khái niệm mật độ quy ước của

nước biểnσtxác định theo biểu thức:

σt =(S4t − 1)⋅ 103

Giá trị của mật độ nước biển được xác định qua giá trị của trọng lượng riêng nước biển

ở nhiệt độ 17,5o, tức S17,517,5, hoặc ở nhiệt độ 0o, tức S04 (nhiệt độ 17,5 oC tương đươngnhiệt độ phòng thí nghiệm, nhiệt độ 4oC có tỷ trọng nước cực đại)

Trọng lượng riêngS17,517,5 của nước biển ở 17,5olà tỷ số giữa trọng lượng đơn vị thể tíchnước biển ở nhiệt độ 17,5ovà trọng lượng đơn vị thể tích nước cất cùng nhiệt độ đó

Trọng lượng riêngS04 là tỷ số giữa trọng lượng đơn vị thể tích nước biển ở nhiệt độ 0o

và trọng lượng đơn vị thể tích nước cất ở nhiệt độ 4oC

Tuần tự ta cũng có những công thức của trọng lượng riêng quy ước:

Knutxen đã xác lập những hệ thức tương quan giữa trọng lượng riêng ở 0ovà 17,5ovới

độ clo, hay độ muối của nước biển dưới dạng:

A t = t(4,7867 − 0,98185t + 0,0010843t3)10− 3,

B t = t(18,030 − 0,8164t + 0,01667t2)10− 6

Theo mật độ nước biển người ta xác định thể tích riêng như là đại lượng nghịch đảo củamật độ Trong Zubôp, 1957, cũng có bảng dùng để chuyển từ mật độ quy ước σt sangthể tích riêng quy ướcV tvà dùng để xác định trực tiếpV ttheo nhiệt độ và độ muối

Những công thức đã dẫn trên đây và những bảng tính theo những công thức ấy cho phépxác định mật độ và thể tích riêng của nước biển ứng với áp suất khí quyển mà trong hảidương học chấp nhận làm áp suất không Trong tự nhiên, nước biển ở độ sâu nào đóchịu tác động của áp suất thủy tĩnh và bị nén Vì vậy, khi xác định giá trị thực của mật

độ và thể tích riêng của nước biển ở các tầng sâu phải tính đến độ nén của nước biển.

Áp suấtptrong nước đại dương cứ xuống sâu thêm 10 m thì tăng lên106đin/cm2(gọi là

1 ba) Vậy cứ xuống sâu thêm 1 m áp suất lại tăng thêm 1 đêxiba Điều này cho phép dễdàng chuyển từ độ sâu biểu thị bằng mét thành áp suất biểu thị bằng dba

Tỷ số giữa biến đổi thể tích riêng do tác dụng của áp suấtdα / dptrên giá trị thể tích riêng

αgọi là hệ số nén thực kcủa nước biển Ta có:

k = − 1αdα dp (5)

Thay thế cho giá trị thực của hệ số nén khi tính thể tích riêng insitu người ta sử dụng hệ

số nén trung bìnhμ, liên hệ với hệ số nén thực kbằng hệ thức:

Trong thực tế tính toán hải dương học, người ta chú ý đến độ nén của nước biển khi tínhdòng chảy mật độ, nghiên cứu sự biến đổi đoạn của nhiệt độ, độ ổn định, vận tốc âmv.v

Nhiệt dung riêng của nước biển là lượng nhiệt cần để làm nóng 1 g nước biển lên 1oC.Bảng 3 cho thấy sự phụ thuộc của nhiệt dung riêng đẳng ápC p của nước biển vào nhiệt

độ và độ muối của nó dưới áp suất không Còn nhiệt dung riêng đẳng thể tích C v củanước biển được tính quaC pnhờ công thức:

C v = C p− Tαe2 kI , (9)

trong đó T − nhiệt độ tuyệt đối; α − thể tích riêng; e − hệ số dãn nở nhiệt; k − hệ sốnén thực;I − đương lượng cơ của nhiệt

Về sự phụ thuộc của nhiệt dung nước biển vào áp suất của nó có thể nhận xét qua những

số liệu sau đây: nước biển với độ muối 34,85 %o và nhiệt độ 0oC sẽ có nhiệt dung bằng0,926 dưới áp suất 1000 đêxiba (độ sâu 1000 m) và 0,872 cal/g.độ dưới áp suất 10000đêxiba (độ sâu 10000 m)

Trong tính toán nhiều khi người ta cần biết tỷ số

γ = Cp Cv

chứ không phải là đại lượng tuyệt đốiC v

Theo Ekman, nước biển với độ muối 34,85 %o dưới áp suất khí quyển, γ sẽ tăng từ1,0004 ở 0oC lên 1,0207 ở 30oC;γcũng tăng khi áp suất tăng, thí dụ, tại 0 oC, áp suất

1000 db thìγ = 1,009, còn áp suất 10000 db, thìγ = 1,0126

Nhiệt dung đặc biệt lớn của nước (chỉ kém amôniac với nhiệt dung riêng 1,2 cal/g.độ vàhyđro lỏng với nhiệt dung riêng 3,4 cal/g.độ) đã làm cho biển và đại dương trở thành ác

quy nhiệt khổng lồ, đóng vai trò quan trọng trong các quá trình nhiệt và động lực ở khíquyển, điều hòa khí hậu giữa mùa nóng và mùa lạnh, giữa lục địa và đại dương.

Độ dẫn nhiệt của nước biển Độ dẫn nhiệt của nước biển là lượng nhiệt truyền trong một

đơn vị thời gian qua một đơn vị diện tích đặt vuông góc với hướng của građien nhiệt độ

khi građien nhiệt độ bằng 1 đơn vị Độ dẫn nhiệt được đặc trưng bởi hệ số dẫn nhiệt.

Trong nước biển, nếu sự truyền nhiệt là do chuyển động hỗn loạn của các phân tử gây

nên, thì hệ số dẫn nhiệt được gọi là hệ số dẫn nhiệt phân tử, nếu sự truyền nhiệt được

thực hiện nhờ chuyển động cuộn xoáy của những khối nước lớn, thì hệ số dẫn nhiệt được

gọi là hệ số dẫn nhiệt rối.

Hệ số dẫn nhiệt phân tử của nước cất ở nhiệt độ 15ochỉ bằng1,39⋅ 10− 3cal/cm.độ, cònđối với nước biển nó có giá trị nhỏ hơn một ít và tăng khi nhiệt độ và áp suất tăng Tínhtoán cho thấy rằng quá trình dẫn nhiệt phân tử không có vai trò quan trọng trong biển.Trong khi đó hệ số dẫn nhiệt rối trong biển lớn hơn hệ số dẫn nhiệt phân tử hàng ngànlần Vì vậy trong khi nghiên cứu các quá trình nhiệt đại dương người ta chỉ quan tâm tớiquá trình truyền nhiệt rối

Lượng nhiệt Q chuyển vận qua một đơn vị diện tích vuông góc với građien nhiệt độtrong trường nhiệt độ của biển sẽ là:

Q = A dt dz,

trong đó dt/dz − građien nhiệt độ theo phương z; A − hệ số dẫn nhiệt rối (nếu là hệ sốdẫn nhiệt phân tử thì được ký hiệu làχ) Như vậy thứ nguyên của hệ sốAsẽ là cal/cm.độ

vì thứ nguyên củaQlà cal/cm2

Trong các phương trình truyền nhiệt, người ta sử dụng một đại lượng gọi là hệ số dẫnnhiệt độKliên hệ với hệ số dẫn nhiệtAbằng hệ thức:

K = Cpρ A , (10)

trong đóC p− nhiệt dung riêng đẳng áp của nước biển vàρ − mật độ nước biển VìC pρ

xấp xỉ bằng 1 nênKcó trị số nhưAnhưng thứ nguyên là cm2/s

Độ dãn nở nhiệt và nhiệt độ mật độ cực đại, nhiệt độ đóng băng của nước biển

Biến đổi nhiệt độ làm cho thể tích nước biến đổi theo Đại lượng hệ số dãn nở nhiệt(khối) phản ánh mức độ biến đổi của thể tích riêng tùy theo biến đổi của nhiệt độ đượcxác định bằng hệ thức:

e = α1dα dt, 1/độ (11)

trong đóα − thể tích riêng của nước biển.

Hệ số dãn nở nhiệt của nước biển phụ thuộc vào nhiệt độ và độ muối được thể hiện trênhình 4 Ở đây, những điểm trên đườnge = 0sẽ biểu thị những cặp giá trị nhiệt độ và độmuối tương ứng làm cho thể tích riêng đạt cực tiểu, tức làm cho mật độ đạt cực đại Từ

đó suy rae = 0 chính là đường cong biểu thị sự phụ thuộc của nhiệt độ ứng với mật độcực đại vao độ muối của nước biển Ta thấy rằng khi độ muối tăng, thì nhiệt độ mật độcực đại giảm

Hình 4 Hệ số dãn nở nhiệt của nước biển (e 10 4 ) dưới áp suất khí quyển phụ thuộc vào nhiệt

độ và độ muối

Cũng trên hình 4 đường gạch nối θ biểu thị sự phụ thuộc của nhiệt độ đóng băng củanước biển vào độ muối của nó Độ muối 24,7 %o, mà tại đó hai đường cong nói trên cắtnhau có ý nghĩa quan trọng: nếu nước biển có độ muối nhỏ hơn 24,7 thì nhiệt độ mật độcực đại luôn luôn lớn hơn nhiệt độ đóng băng, chế độ nguội lạnh và đóng băng ở biển

đó sẽ giống như ở các hồ nước ngọt, ngược lại, nếu nước biển có độ muối lớn hơn 24,7thì nhiệt độ mật độ cực đại luôn luôn thấp hơn nhiệt độ đóng băng, khi nước biển đó bịnguội lạnh sự xáo trộn diễn ra cả trong thời gian đóng băng

Nhiệt ẩn bay hơi Nhiệt ẩn bay hơi là lượng nhiệt tính bằng calo cần để biến 1 gam nước

thành hơi nước ở cùng nhiệt độ Cũng một lượng nhiệt như vậy sẽ tỏa ra khi làm ngưng

tụ 1 gam hơi nước được gọi là nhiệt ẩn ngưng tụ Đối với nước cất, trong khoảng nhiệt

độ từ 0 đến 30o, nhiệt ẩn bay hơi được xác định bằng công thức:

L = 596 − 0,52t, cal/g (12)

trong đót − nhiệt độ của nước Công thức này cũng dùng để tính nhiệt bốc hơi của nướcbiển

Độ nhớt (ma sát trong) Độ nhớt của chất lỏng là lực cần để dịch chuyển một cột nước

có thiết diện đáy và chiều cao đơn vị với vận tốc đơn vị so với lớp nước bên cạnh Độ

nhớt đặc trưng cho sự trao đổi động lượng giữa các lớp nước kế cận nhau Độ nhớt haylực ma sát trongFđối với một đơn vị diện tích xác định theo công thức Newton:

Độ nhớt phân tử có ý nghĩa quan trọng khi nghiên cứu các quá trình lắng đọng các hạt

lơ lửng, các cơ thể sống nhỏ bé Chẳng hạn, hệ số nhớt động lực học có mặt trong côngthức Stôc để tính vận tốc lắng đọng các hạt kích thước nhỏ:

w = 29ρ1 − ρ2η gr 2, (13)

trong đó ρ1,ρ2− tỷ trọng các hạt và chất lỏng; η − độ nhớt; g − gia tốc trọng trường;

r − đường kính của hạt

Khi nghiên cứu những quá trình động lực ở biển, người ta thường bỏ qua độu nhớt phân

tử vì giá trị của nó, cũng giống như độ dẫn nhiệt phân tử, nhỏ hơn độ nhớt rối hàng ngànlần Ý nghĩa vật lý và đơn vị đo của độ nhớt rối cũng tương tự như của độ nhớt phân tử

Về các phương pháp xác định hệ số nhớt rối sẽ được xem xét ở một trong những chươngsau.

Sự khuếch tán trong nước biển Trong nước biển không đồng nhất không gian, những

chất hòa tan như muối, các chất khí, chất phóng xạ có xu hướng di chuyển từ nơi nồng

độ cao tới nơi nồng độ thấp hơn Lượng các hạt vật chất đi qua diện tích 1 cm2 theophương vuông góc với građien nồng độ dung dịch dS/dz trong một đơn vị thời gian sẽbằng

M = D dS dz,

trong đóD − hệ số tỷ lệ, gọi là hệ số khuếch tán có thứ nguyên là cm2/s nếuS − nồng

độ chất tan được biểu diễn bằng g/cm3 Hệ số khuếch tánD, nếu trong quá trình khuếchtán không có mặt những xáo trộn cơ học, mà chỉ có những chuyển động cấp phân tử, sẽgọi là hệ số khuếch tán phân tử Trong trường hợp gây nên di chuyển các hạt chất tan là

do những chuyển động cuộn xoáy của những khối nước lớn, thì hệ số khuếch tán tươngứng sẽ được gọi là hệ số khuếch tán rối và có giá trị lớn hơn gấp hàng ngàn lần Quátrình khuếch tán rối là quá trình chủ yếu quyết định sự di chuyển của muối và các chấtkhí, các chất ô nhiễm trong đại dương Vấn đề này sẽ được xét trong một chương sau

3.4 Những đặc trưng âm học của nước biển và sự truyền âm trong nước biển

3.4.1 Vận tốc truyền âm trong nước biển

Vận tốc truyền chuyển động dao động âm từ hạt nước này tới hạt nước khác gọi là vậntốc truyền âm Công thức lý thuyết của vận tốc âm của chất lỏng và chất khí là

C =√αγ

k, (14)

trong đóα − thể tích riêng sau khi đã hiệu chỉnh độ nén;γ − tỷ số giữa nhiệt dung đẳng

áp và nhiệt dung đẳng tích của nước biển;k − hệ số nén thực của nước biển

Trên cơ sở công thức lý thuyết này, người ta đã lập ra các biểu bảng cho phép xác địnhvận tốc âm theo nhiệt độ và độ muối cũng như các giá trị hiệu chỉnh áp suất Trong thựchành, người ta còn dùng các công thức thực nghiệm cho độ chính xác cao hơn, phổ biếnnhất trong số đó là các công thức của Del Gross và D Winson

Công thức Del Gross có dạng:

trong đó áp suấtP tính bằng đêxiba, gần bằng độ sâu biểu diễn bằng mét Sai số tốc độ

âm tính theo công thức Del Gross không vượt quá 0,5 m/s đối với nước có độ muối lớnhơn 15 %o và 0,8 m/s đối với nước có độ muối nhỏ hơn 15 %o

Công thức Winson có độ chính xác cao hơn công thức Del Gross có dạng như sau:

C = 1449,14+C t + C s + C p + C pts,

trong đóC t − hiệu chỉnh do chênh lệch nhiệt độ so với 0 oC; C s− do độ muối so với

35 %o; C p− áp suất so với áp suất khí quyển và C pts− hiệu chỉnh tổng cộng Tất cảnhững hiệu chỉnh này được xác định theo nhiệt độ, độ muối và áp suất của nước biẻntheo phương pháp tương tự như xác định các hiệu chỉnh của công thức (8)

3.4.2 Sự hấp thụ và tán xạ âm trong biển

Trong nước biển năng lượng âm truyền đi luôn luôn kèm theo sự tắt dần do hiện tượnghấp thụ và tán xạ năng lượng Sự hấp thụ âm trong nước là do độ nhớt và độ dẫn nhiệt.Ngoài ra một phần năng lượng âm còn bị mất đi để làm biến đổi nội năng các phân tửnước trong quá trình co dãn trong sóng âm Cường độ hấp thụ âm của nước biển đượcđặc trưng bởi hệ số hấp thụ âm của nước biển

Trong biển luôn luôn chứa những tạp chất như các bọt khí, các hạt lơ lửng gây nên sựtán xạ năng lượng âm theo các phương khác nhau làm cho năng lượng âm truyền trênmột phương nào đó bị giảm

Tổng các tác động của sự hấp thụ và sự tán xạ làm cho năng lượng âm giảm dần trênquãng đường truyền âm

Sự tắt dần âm trên khoảng cách truyềnxđược biểu diễn bằng công thức:

I = I0e − γx, (15)

trong đó I0− cường độ âm tại nguồn; I − cường độ âm ở khoảng cách x cách nguồn;

γ − hệ số tắt dần

Thực nghiệm cho thấy hệ số tắt dần trong khoảng tần số 7,5-60 kHz liên quan với tần sốdao độngfbằng biểu thức:

γ = 0,036f3 / 2dB/km (16)

Trong công thức nàyftính bằng kHz

3.4.3 Sự khúc xạ âm trong nước biển

Trong biển do nhiệt độ, độ muối và áp suất khác nhau ở các tầng sâu khác nhau nên tốc

độ âm trong những lớp đó cũng khác nhau Tia âm khi truyền trong các lớp nước đó sẽ

bị uốn cong do chệch hướng khi đi từ lớp này vào lớp khác, người ta nói rằng tia âm bịkhúc xạ

Nếu chúng ta chia bề dày của nước thành những lớp mà trong đó građien vận tốc âmkhông đổi, thì quĩ đạo tia âm trong mỗi lớp là vòng tròn bán kínhRbằng:

Sự khúc xạ của tia âm

Định luật khúc xạ các tia âm được xác định bằng công thức:

C

sini = sini1 C1 = sini2 C2 = = sinin Cn = const, (19)

trong đóC,C1,C2, ,C n− vận tốc âm trong các lớp tương ứng;i1,i2, ,i n− góc tới của cáctia âm trên biên phân cách giữa hai lớp nước kề nhau

Tỷ số sin góc tới và góc khúc xạ được gọi là chỉ số khúc xạ các tia âm n Tỷ số này bằng

tỷ số vận tốc âm trong các lớp tương ứng Vì vậy:

n = C1 C = sinβsini (20)

Trên cơ sở phân bố vận tốc âm theo phương thẳng đứng ở biển có thể phân chia bốn loạikhúc xạ âm như sau:

- khúc xạ loại 1 – khúc xạ cộng, quan trắc thấy khi vận tốc âm tăng theo độ sâu;

- khúc xạ loại 2 – khúc xạ trừ, quan trắc thấy khi vận tốc âm giảm theo độ sâu;

- khúc xạ loại 3 – chuyển từ khúc xạ cộng ở lớp mặt, nơi vận tốc âm tăng theo độ sâu,sang khúc xạ trừ ở lớp dưới, nơi vận tốc âm giảm theo độ sâu;

- khúc xạ loại 4 – kênh âm ngầm, tồn tại khi vận tốc âm giảm theo độ sâu ở lớp trên vàtăng theo độ sâu ở lớp dưới

Khúc xạ cộng (loại 1) được thể hiện trên hình 6 Các tia âm bị uốn cong quay bề lõm lên

phía trên Trong số những tia âm, có những tia khi phát ra khỏi nguồn dưới những gócnhất định, lệch về phía mặt biển, không đạt tới đáy (phản xạ nội toàn phần) Khi đạt tớimặt biển, các tia này bị phản xạ từ mặt và một lần nữa bị phản xạ nội toàn phần lại quay

về mặt biển Những tia này được gọi là những tia nhóm 2 Chúng có đóng góp đáng kểtrong việc mang năng lượng âm từ máy phát tới điểm thu trong nước biển

Khúc xạ cộng

Nếu từ máy phát có những tia đi vào nước biển với gócα lớn, đường gạch nối trên hình

vẽ, thì chúng có thể đạt tới đáy biển, bị phản xạ trở lại vào trong nước biển rồi đạt tớimặt biển, bị phản xạ ở đó rồi lại tiếp tục đi trong nước biển Chúng đóng góp khôngnhiều vào việc tăng cường độ âm ở điểm thyu âm, vì khi phản xạ ở đáy biển chúng mấthầu hết năng lượng chứ không gần như giữ nguyên năng lượng như phản xạ ở mặt biển

Khúc xạ trừ (loại 2) được thể hiện trên hình 7 Các tia âm bị uốn cong quay bề lõm

xuống dưới Ứng với một số góc nào đó của các tia khi ra khỏi nguồn, các tia này bịphản xạ nội toàn phần, nên không đạt tới mặt biển, mà lệch xuống đáy và sau đó phản xạ

từ đáy để lại đi vào nước biển nhưng với năng lượng nhỏ đi rất nhiều Những tia như vậyđược gọi là những tia nhóm 3 Vùng không gian phía sau tới hạn, tia phản xạ nội toànphần ở mặt biển, được gọi là vùng tối âm (vùng gạch sọc) vì trước khi phản xạ từ đáy tất

cả các tia bị khúc xạ đều đi về phía vùng bên trái nó Trong vùng tối âm, sự truyền âmchỉ xảy ra yếu ớt do những tia nhóm 3 phản xạ từ đáy hoặc những tia nhóm 1 (đườngnét đứt)

Khúc xạ trừ

Khúc xạ loại 3 Trong loại khúc xạ này, đường đi của các tia âm phụ thuộc vào độ sâu

đặt nguồn Khi nguồn âm ở trong lớp với građien dương của vận tốc âm (hình 8a), thì sựtruyền âm trong lớp này sẽ xảy ra do phản xạ nhiều lần các tia từ mặt biển (các tia nhóm3) tạo nên “kênh âm gần mặt” với biên dưới là biên dưới của lớp tăng tốc độ âm

Ở biên dưới của lớp tăng tốc độ âm xảy ra hiện tượng “tách” tia âm phản xạ nội toànphần, bởi vì tia này khi đi tới độ sâu phản xạ nội toàn phần thì bị tách làm đôi Nửa phítrên bị uốn cong lên phía mặt biển, còn nửa phía dưới – xuống đáy, tạo thành vùng tối(vùng gạch sọc) tương tự như vùng tối trong khúc xạ trừ Trong vùng này chỉ có thể cócác tia nhóm 1 và nhóm 3 đi qua Nhưng do ảnh hưởng của nhiễu xạ từ vùng kênh âmgần mặt, nên sự suy giảm cường độ âm chậm hơn so với vùng tối của khúc xạ trừ Vìvậy vùng tối trên hình 8a được gọi là vùng bán dạ

Sự chuyển từ khúc xạ cộng ở lớp trên sang khúc xạ trừ ở lớp dưới

Nếu giảm độ dày lớp građien dương, hay cũng như giảm sự thay đổi vận tốc âm tronglớp gần mặt, thì hiệu ứng kênh âm gần mặt sẽ biến mất Khi vận tốc âm trong lớp mặtkhông đổi (hình 8b), sự truyền âm trên khoảng cách xa nguồn sẽ chỉ do các tia phản xạ

từ mặt và đáy (các tia nhóm 1) Ở vùng gần nguồn phát, sự truyền âm sẽ xảy ra tronglớp mặt giống như trong môi trường đồng nhất, đồng thời xảy ra hiện tượng khúc xạ trừcủa các tia khi chuyển sang các lớp dưới Phạm vi hoạt động của các máy thủy âm trongtrường hợp đó bị hạn chế so với trường hợp lớp gần mặt có građien vận tốc âm dương

Khi nguồn phát nằm trong lớp građien âm âm (hình 8c), biên vùng tối được tạo nên bởitia bị tách trên biên dưới của lớp građien dương Trong vùng tối sự truyền âm sẽ xảy rachỉ do các tia nhóm 1 bị phản xạ nhiều lần (các tia nét đứt), sự suy yếu cường độ âm xảy

ra mạnh như trong khúc xạ trừ

Kênh âm ngầm Khi trong phân bố vận tốc âm theo độ sâu có cực tiểu ở độ sâu nào đó

và nguồn phát đặt gần độ sâu đó, thì những tia âm đi từ nguồn về phía mặt biển sẽ códạng paraboon với bề lồi hướng lên trên (khúc xạ trừ) Khi bị phản xạ nội toàn phần, tia

sẽ đi xuống, đạt tới tầng sâu cực tiểu vận tốc âm và bắt đầu từ đó trở xuống tia âm đitheo chế độ khúc xạ cộng với bề lồi hướng xuống dưới và lại bị phản xạ nội toàn phần

để quay lên phía trên Tiếp sau, bức tranh sẽ lặp lại Tương tự như vậy ta có quĩ đạo cáctia đi ra từ nguồn về phía đáy (hình 9) Như vậy sẽ có một vùng truyền âm với nhiều tia

phản xạ nội nhiều lần, không đạt tới mặt và đáy biển (tia nhóm 4) Vùng đó được gọi làkênh âm ngầm.

Khúc xạ loại 4 – Các kênh âm ngầm

Người ta phân biệt kênh âm ngầm loại I, nếu vận tốc âm trên mặt biển nhỏ hơn ở đáy (hình 9a) và kênh âm ngầm loại II, nếu vận tốc âm trên mặt biển lớn hơn ở đáy Trên

các hình vẽ ta thấy biên giới kênh loại I là mặt biển và tầng sâu nằm phía dưới của trụckênh (độ sâu cực tiểu vận tốc âm), nơi có vận tốc âm bằng vận tốc âm ở mặt biển Đốivới kênh âm ngầm loại II, thì biên giới sẽ là đáy biển và tầng nằm phía trên trục kênh,nơi có vận tốc âm bằng vận tốc âm ở đáy biển

Kênh âm ngầm có liên quan với hiện tượng tạo đới hội tụ Hiện tượng này xuất hiệntrong trường hợp kênh âm ngầm loại I khi nguồn phát nằm cao hơn trục kênh Đới hội

tụ là nơi mà các tia âm đạt tới mặt biển sau khi bị khúc xạ trong kênh âm ngầm Trênhình 9a thấy rằng độ rộng của đới hội tụ bị giới hạn bởi các tia phản xạ nội toàn phần ởbiên dưới của kênh âm ngầm (tia 2) và ở đáy (tia 3) Tia 1 giới hạn phạm vi truyền âmkhi không có đới hội tụ Giữa tia 1 và tia 2 là một vùng tối âm

Trong đại dương, kênh âm ngầm có thể thuộc một trong hai loại: kênh âm ngầm mặt vàkênh âm ngầm sâu Kênh âm ngầm mặt xuất hiện trong lớp nước trên vào mùa xuân hè,khi mặt biển bị đốt nóng, còn các lớp dưới vẫn duy trì phân bố nhiệt mùa đông Trongtrường hợp đó nhiệt độ nước giảm dần từ mặt đến một độ sâu nhất định rồi sau tăng lênkéo theo sự biến đổi của vận tốc âm làm xuất hiện kênh âm ngầm mặt Thông thườngtrong các đại dương, vận tốc âm lúc đầu giảm theo độ giảm nhiệt độ nước và đạt cực

tiểu ở độ sâu građien nhiệt độ thẳng đứng gần bằng không ở độ sâu 1000 m Sâu hơnnữa nhiệt độ cũng như độ muối không biến đổi đáng kể cho tới đáy, nhưng áp suất thủytĩnh tăng đã gây nên sự tăng vận tốc âm theo độ sâu cho tới đáy Trường hợp này cựctiểu tốc độ âm ở độ sâu khoảng 1000 m chính là trục của kênh âm ngầm sâu.

3.5 Những đặc trưng quang học của nước biển và sự truyền bức xạ ánh sáng trong biển

3.5.1 Sự tán xạ và khúc xạ ánh sáng bởi mặt biển

Mặt biển được chiếu sáng bởi ánh sáng Mặt Trời trực tiếp (gồm phần phổ nhìn thấy0,380-0,770 μ, phần phổ cực tím 0,0-10-0,38 μvà hồng ngoại 0,770-3,000 μ cũng nhưphần phổ hồng ngoại với bước sóng lớn hơn nữa) và ánh sáng tán xạ của khí quyển và

mây Thông lượng ánh sáng tới một đơn vị diện tích mặt biển (gọi là độ rọi của mặt

biển) phụ thuộc vào độ cao của Mặt Trời Nếu lấy độ rọi ứng với vị trí Mặt Trời ở thiên

đỉnh điểm quan trắc (140 000 lux) làm một đơn vị, thì độ rọi tương đối ứng với các độcao khác nhau của Mặt Trời có thể được biểu diễn bằng đường congM(hình 10) ĐườngcongN(hình 10) là độ rọi của ánh sáng tán xạ từ khí quyển không mây Độ rọi của mặtbiển bởi ánh sáng tán xạ trong các dạng mây khác nhau cũng phụ thuộc vào độ cao MặtTrời và đường cong độ rọi phụ thuộc vào độ cao Mặt Trời trong các dạng mây khácnhau cũng khác nhau

Khi đạt tới mặt biển, dòng ánh sáng một phần bị phản xạ, phần khác bị khúc xạ và đivào lòng biển Tỷ số giữa thông lượng ánh sáng khúc xạ và phản xạ phụ thuộc vào độcao Mặt Trời Trong quang học biển người ta quan tâm tới tỷ số giữa thông lượng ánh

sáng phản xạ từ mặt biển và ánh sáng tới, tỷ số này gọi là anbeđô mặt biển Với bức

xạ trực tiếp, anbeđô phụ thyuộc mạnh vào độ cao Mặt Trời, với độ cao Mặt Trời 90o,anbeđô mặt biển bằng 2 %, còn với độ cao Mặt Trời 0oanbeđô bằng 100 % Với tán xạ,anbeđô mặt biển gần như không phụ thuộc độ cao Mặt Trời và theo số liệu quan trắcbằng khoảng 5-6 %

Phụ thuộc của độ rọi mặt biển vào độ cao Mặt Trời đối với trực xa (M) và tán xạ (N)

Trong thực hành tính bức xạ ở biển, người ta sử dụng những mối phụ thuộc thực nghiệmcủa anbeđô vào trạng thái nổi sóng của mặt biển

Do quá trình khúc xạ ánh sáng tại mặt phân cách nước – không khí, tia ánh sáng khúc xạ

đi vào trong nước theo một gócβso với phương thẳng đứng khác với góc tới ( 90° − h

),h − độ cao Mặt Trời, và để đạt tới độ sâu znào đó phải đi qua một quãng đường lớnhơn độ sâu đó (hình 11), được xác định bằng công thức:

Δ = cosβz = zn

√n2 − cos2h, (21)

trong đón − hệ số khúc xạ của mặt nước – không khí, phụ thuộc vào độ muối của nướcbiển một cách mạnh mẽ (xem bảng 5) Chính sự phụ thuộc của hệ số khúc xạ vào độmuối của nước biển đã được sử dụng trong các phương pháp quang học để xác định độmuối của nó

Hình 11.

Sự khúc

xạ tiasáng ởmặt biển

3.5.2 Sự hấp thụ ánh sáng bởi nước biển

Khi đi trong nước biển, ánh sáng sẽ suy yếu dần vì bị hấp thụ bởi các hạt nước (chuyểnhóa năng lượng ánh sáng thành các dạng năng lượng khác) và tán xạ

Sự hấp thụ ánh sáng trong nước biển có tính chọn lọc: các tia phổ đỏ bị hấp thụ mạnhnhất, các tia sóng ngắn (xanh và lục) hầu như không bị hấp thụ.

Thông lượng ánh sáng ở độ sâu z bất kỳ trong quá trình hấp thụ được tính theo thônglượng ánh sáng trên mặt biểnI0bằng công thức:

I = I0e − m(λ)z, (22)

trong đóm(λ) − chỉ số hấp thụ phụ thuốc bước sóng ánh sáng và môi trường nước biển.Trong công thức này, nếu ánh sáng đi vào nước biển không vuông góc với mặt biển thì

độ sâuzphải được thay bằng quãng đường đi của ánh sáng theo công thức (21)

Bảng 6 Giá trị hệ số hấp thụ ánh sáng của nước cất

Bước sóng,μ 0,658 0,622 0,617 0,612 0,602 0,579 0,558 0,522 0,491

m(λ) 0,320 0,239 0,244 0,233 0,173 0,049 0,038 0,002 0,002

Hệ số hấp thụ của nước cất được cho trong bảng 6, còn hệ số hấp thụ của nước biển rấtkhó xác định vì trong môi trường không đồng nhất như nước biển, độ suy yếu ánh sángchịu cả ảnh hưởng của hiện tượng tán xạ

Từ bảng 6 thấy rằng nước cất hoàn toàn “trong suốt” đối với những tia với bước sóngnhỏ hơn0,54μ

3.5.3 Sự tán xạ ánh sáng bởi nước biển

Nước biển là môi trường bất đồng nhất, những bất đồng nhất đó là các tạp chất lơ lửngvới chỉ số khúc xạ khác chỉ số khúc xạ của nước và những nhóm phân tử tụ tập như đãnói ở mục 3.1 của chương này Những bất đồng nhất đóng vai trò như là các tâm phát

xạ sóng về mọi phía trong không gian xung quanh làm suy yếu năng lượng của chùm tiasáng theo hướng truyền ánh sáng

Tính chất tán xạ phụ thuộc kích thước các hạt tán xạ Vì vậy phải phân biệt sự tán xạ bởicác hạt có kích thước nhỏ hơn bước sóng ánh sáng tới – tán xạ phân tử và sự tán xạ bởicác hạt lớn với kích thước cùng cỡ bước sóng ánh sáng tới

Trong tán xạ phân tử của nước tinh khiết, chỉ số tán xạk(λ)tỷ lệ nghịch với bước sóngánh sáng tới:

k(λ) = a

λ4,

trong đóa − mô đun tán xạ, bằng1,56⋅ 10− 4đối với nước cất, và thông lượngIđạt tới

độ sâuzliên quan với thông lượngI0trên mặt biển bằng công thức:

I = I0e − k(λ)z (23)

Trong tán xạ bởi các hạt lớn, chỉ số tán xạk(λ)phụ thuộc vào bước sóng theo công thức:

k(λ) = a

λn,

với mô đun tán xạalớn hơn nhiều lần so với mô đun tán xạ phân tử và số mũnnhỏ hơn

4 và phụ thuộc vào kích thước hạt tán xạ (xem bảng 7)

Bảng 7 Sự phụ thuộc của số mũ nvào kích thước hạt

Đường kính hạt,μ 0,07 0,1 0,15 0,23 0,3 0,35

Độ suy yếu của ánh sáng cũng tính theo công thức (23) nhưng cần chú ý lấy hệ số tán

xạ căn cứ vào kích thước các hạt tán xạ

3.5.4 Sự suy yếu ánh sáng ở biển do kết quả của hấp thụ và tán xạ

Trong tự nhiên, sự suy yếu ánh sáng khi đi từ mặt tới độ sâuzdiễn ra do hiệu ứng tổngcộng của sự hấp thụ và sự tán xạ và được biểu diễn bằng công thức:

Khoảng cáchZ = 1 / C, trên đó ánh sáng suy yếu đi e lần, được gọi là độ dài suy yếu tự

nhiên của ánh sáng.

Phân tích sự suy yếu ánh sáng trong các loại nước biển khác nhau cho thấy rằng đối vớinước đại dương tinh khiết, sự suy yếu ánh sáng là nhỏ nhất và chủ yếu do sự hấp thụquyết định, đối với vùng nước ven bờ với độ đục lớn hơn, sự suy yếu ánh sáng cũngmạnh hơn và do cả hai quá trình hấp thụ và tán xạ quy định Cực tiểu độ suy yếu cũng

chuyển từ vùng sóng ngắn (màu lam) ở nước đại dương tinh khiết sang vùng sóng dàihơn Như vậy sự suy yếu ánh sáng trong nước biển có tính chất chọn lọc.

3.5.5 Độ trong suốt của nước biển

Tỷ số giữa thông lượng bức xạ đi qua đoạn đường bằng đơn vị không đổi hướng trong

nước biển và thông lượng bức xạ đi vào nước dưới dạng chùm song song gọi là độ trong

suốt của nước biển.

Trong hải dương học người ta dùng một đặc trưng khác, gọi là độ trong suốt tương đối

– độ sâu nơi chiếc đĩa trắng tiêu chuẩn không còn nhìn thấy nữa từ trên tàu Độ trongsuốt tương đối trong hải dương học có thể liên hệ với độ trong suốt vật lý, vì cả hai kháiniệm này đều phụ thuộc vào chỉ số suy yếu

Bản chất của việc chiếc đĩa trắng biến mất ở một độ sâuHlà ở chỗ khi dòng ánh sáng đisâu vào trong nước, nó sẽ bị suy yếu do tán xạ và hấp thụ Suleikin đã chỉ rõ rằng càngxuống sâu dòng ánh sáng tán xạ về mọi phía càng tăng Ở độ sâuHdòng tán xạ về cácphía bằng năng lượng ánh sáng tới Nếu thả chiếc đĩa trắng xuống quá độ sâu này, thìdòng tán xạ về các phía sẽ lớn hơn dòng chính đi từ trên xuống và che khuất chiếc đĩatrắng

Theo tính toán của Suleikin, thì độ sâu mà năng lượng dòng chính và dòng tán xạ về cácphía bằng nhau (độ sâu biến mất của chiếc đĩa trắng), đối với tất cả các biển đều bằnghai độ dài suy yếu tự nhiên của ánh sáng Vậy

3.5.6 Màu biển

Tính chọn lọc trong sự suy yếu ánh sáng trong biển như đã thấy trong các mục trên đâyquyết định nhiều đặc điểm quang học của biển trong đó có màu biển

Khi nói về màu biển, cần phân biệt hai khái niệm: màu biển và màu nước biển Màu biển

là màu nhìn thấy của mặt biển khi người quan sát đứng trên bờ, trên boong tàu Màucủa bản thân nước biển là kết quả của sự hấp thụ và tán xạ có chọn lọc, tức phụ thuộcvào tính chất quang học của nước và độ dày lớp nước, không phụ thuộc vào các yếu tốbên ngoài Khi nói màu nước biển phải quy ước là chúng ta nói đến màu ở độ sâu nào.Chẳng hạn, đối với nước đại dương tinh khiết ở độ sâu 25 m, ánh sáng Mặt Trời truyềnxuống tới đó cũng đã bị mất hẳn phần phổ màu đỏ, ở sâu hơn – mất luôn cả phần phổmàu vàng, nước có màu xanh lục, đến độ sâu 100 m chỉ còn lại phần phổ màu chàm,nước có màu chàm

Khi người quan sát đứng trên boong tàu thì dòng ánh sáng từ mặt biển đi đến mắt người

đó gồm hai thông lượng chính: thông lượng ánh sáng Mặt Trời và bầu trời bị phản xạngược lại từ mặt biển và thông lượng ánh sáng tán xạ từ lòng biển Tỷ lệ giữa các độ lớn

và thành phần phổ của hai thông lượng ánh sáng đó sẽ quyết định màu biển mà ngườiquan sát nhìn thấy Suleikin đã phân tích lý thuyết sự hình thành các thông lượng ánhsáng nói trên phụ thuộc vào tính chất hấp thụ và tán xạ của nước biển để giải thích màubiển mà người ta quan sát được

Thông lượng ánh sáng tán xạ từ lỏng biển đi tới mặt biển xuất hiện do sự tán xạ về phíatrên của các lớp nước quyết định Chúng ta thấy rằng dòng ánh sáng Mặt Trời sau khi bịhấp thụ và tán xạ sẽ đi tới một lớp sâu nào đó và ở đấy ánh sáng bị tán xạ về phía trên,nhưng dòng tán xạ về phía trên để đi tới mặt lại phải trải qua sự hấp thụ và tán xạ củacác lớp nước bên trên Tổng cộng các dòng tán xạ lên trên từ tất cả các lớp nước đi đượctới mặt làm thành thông lượng tán xạ cấp một bằng (trong trường hợp chỉ có tán xạ phântử):

Dòng ánh sáng bị các lớp tán xạ về phía dưới, về phần mình, khi đi tiếp xuống dưới lại

bị các lớp đó tán xạ lên phía trên (tán xạ thứ cấp), dòng tán xạ thứ cấp này lại trải qua

sự hấp thụ và tán xạ trước khi lên tới mặt để đóng góp thêm vào dòngI1 Về tổng quát,dòng tán xạ thứ cấp bậcnbằng:

Tổng của các dòng tán xạ sơ cấp và thứ cấp từ mọi lớp của lòng biển sẽ là thông lượngtán xạ lên trên đi tới mặt biển:

(27)

Trong trường hợp người quan sát nhìn thẳng từ trên xuống mặt biển thì thông lượngphản xạ từ mặt biển có thể coi xấp xỉ bằng không và dòng ánh sáng (công thức (27)) –ánh sáng tán xạ (nội) từ lòng biển đi lên tới mắt người quan sát sẽ quyết định màu biển.Căn cứ vào công thức (27) có thể tính được năng lượng của các sóng ánh sáng ứng vớicác bước sóng của phổ, bước sóng nào ứng với năng lượng cực đại sẽ quyết định màucủa biển Đối với nước đại dương tinh khiết, cực đại năng lượng nằm ở khoảng bướcsóngo,47μ, tức vùng phổ màu chàm

Tuy nhiên, màu biển còn phụ thuộc vào điều kiện chiếu sáng biển bởi ánh sáng Mặt Trờitrực tiếp và ánh sáng tán xạ từ bầu trời, vào góc nhìn, sóng biển, sự tồn tại của các tạpchất lơ lửng và nhiều nguyên nhân khác

Nếu ánh sáng phản xạ từ mặt biển đạt tới mắt người quan sát, thì màu biển sẽ là sự phatrộn dưới một tỷ lệ nào đó của màu trắng của ánh sáng phản xạ và màu của dòng tán xạnội từ lòng biển Thành thử, khi người quan sát nhìn vuông góc xuống mặt biển, màubiển sẽ là màu chàm tinh khiết, còn khi nhìn nghiêng về phía xa, dòng phản xạ tăng lênlàm cho màu biển kém thuần khiết (hơi chuyển sang màu trắng) và ở xa phía chân trời,biển có màu của bầu trời

Sóng gây nên độ nghiêng mặt biển, tạo điều kiện cho mắt người tiếp thu ánh sáng nội,làm tăng độ thuần khiết màu biển

Nếu trong nước có mặt các hạt lớn, thì chúng làm thay đổi thành phần phổ của ánh sángtán xạ nội thông qua sự hấp thụ và tán xạ bởi các hạt lớn Đồng thời chúng còn làm nảysinh dòng phụ với thành phần phổ do màu của chính những hạt đó quyết định thông qua

sự hấp thụ và phản xạ có chọn lọc bởi các hạt đó Nếu ký hiệu ϕ(λ)là độ phản xạ ánhsáng có chọn lọc bởi một hạt lớn, đặc trưng cho màu của hạt đó, vàβlà xác suất mà tiasáng gặp hạt, thì công thức để tính thành phần phổ của ánh sáng nội đi lên mặt có dạng:

I = I0

(1 − β)12a

λ4 +12βϕ(λ)(1 − β)[m(λ) +12a

λ4]+ β[1 −12ϕ(λ)] (28)

Như vậy là màu biển trong trường hợp này còn phụ thuộc vào nồng độ và kích thước củacác hạt lớn có mặt trong biển (số hạt càng nhiều và hạt càng lớn thìβcàng lớn) và màucủa hạt Do đó, nồng độ của hạt màu trong nước biển càng lớn thì màu biển càng kémthuần khiết hơn so với trường hợp nước đại dương tinh khiết Thậm chí, trong nhữngvùng nước ven bờ, màu của biển do màu của các hạt lớn trong nước biển quy định

Những dải màu hồng, đỏ gạch, vàng hoặc lục nhạt với kích thước lớn trên biển mà ngườiquan sát trên tàu thấy được chính là màu của các cơ thể sinh vật phát triển ồ ạt ở nhữngvùng nước biển đó

Các câu hỏi để tự kiểm tra

1) Những nguyên tố cơ bản trong nước biển là những nguyên tố nào?

2) Quy luật bảo tồn thành phần muối nước biển và độ muối của nước biển

3) Những đặc trưng vật lý của nước biển

4) Vận tốc âm trong nước biển phụ thuộc vàot,S,Pnhư thế nào?

5) Tại sao âm tắt dần khi truyền trong nước biển?

6) Các loại khúc xạ âm trong nước biển

7) Anbeđô mặt biển là gì?

8) Sự suy yếu ánh sáng khi truyền trong nước biển

9) Độ trong suốt và độ trong suốt tương đối của nước biển

10) Màu biển phụ thuộc vào những gì?

Chế độ nhiệt muối và những quá trình xáo trộn trong đại dương

4.1 Cân bằng nhiệt của đại dương

Đại dương Thế giới là “bình tích nhiệt khổng lồ” trên hành tinh chúng ta Nhờ các quátrình động lực của nước và khí quyển, lượng nhiệt này được phân bố lại trên mặt TráiĐất

Nguồn nhiệt cơ bản mà đại dương nhận được là bức xạ Mặt Trời Nước đại dương nhậnnhiệt từ hấp thụ phát xạ sóng dài của khí quyển, một phần nhiệt do nước sông mang vào

và giáng thủy Ngoài ra nguồn nhiệt vào đại dương còn từ quá trình ngưng tụ nước vàtạo băng, quá trình hóa sinh và địa nhiệt của đáy đại dương cũng đóng góp một phầnnào đó vào nguồn thu nhiệt của đại dương

Phần nhiệt cơ bản là do hấp thụ năng lượng bức xạ của tia đi vào biển ở ngay mặt đạidương: lớp nước mặt 1 cm hấp thụ gần 25 % bức xạ Mặt Trời, lớp 1 m – 65 % Nếu nhưkhông có sự xáo trộn rối, thì các tầng sâu thực tế không nhận được nhiệt

Trạng thái nhiệt của đại dương bị quy định không chỉ bởi những nguồn nhiệt mà nó nhậnđược, mà còn bởi cả những quá trình mất nhiệt Những quá trình đó là sự phát xạ nhiệtsóng dài, sự mất nhiệt do bốc hơi, sự dẫn nhiệt do tiếp xúc với khí quyển và chuyểnđộng đối lưu

Khi nghiên cứu chế độ nhiệt của biển, nhất là khi tính toán dự báo nhiệt độ nước biểnngười ta sử dụng rộng rãi phương pháp cân bằng nhiệt

Phương trình cân bằng nhiệt có thể viết cho một bộ phận của biển hay đại dương, nhưlớp mặt biển, lớp hoạt động của biển, một vùng biển hay toàn bộ biển nói chung Phươngtrình cân bằng nhiệt biểu thị sự cân bằng giữa một bên là cân bằng nhiệt của bộ phậnbiển cần nghiên cứu và bên kia là tổng các số hạng đặc trưng cho thu chi nhiệt