Thủy văn và thủy động lực biển Đông - Chương 1 pdf

Với những nội dung trên, giáo trình hải d‡ơng học khu vực v Biển Đông đ‡ợc chia thnh hai phần chính: - Chế độ hải d‡ơng học của các đại d‡ơng thế giới với trọng tâm l Thái Bình D‡ơng.

§inh V¨n ¦u

Mở đầu

Hải d‡ơng học khu vực v Biển Đông cung cấp các kiến thức hải d‡ơng học khu vực của đại d‡ơng thế giới với trọng tâm l Thái Bình D‡ơng v Biển Đông Hải d‡ơng học khu vực có mục tiêu mô tả các đặc điểm chế độ của hệ thống đại d‡ơng thế giới Những đặc điểm chế độ ny chủ yếu đ‡ợc xác định trên cơ sở tập hợp, xử lý v phân tích các số liệu, dữ liệu v ti liệu hiện có về đại d‡ơng vbiển Những kết quả phân tích ny lm cơ sở cho việc xây dựng, thử nghiệm vtriển khai kiểm chứng các mô hình, công cụ đánh giá v dự báo hải d‡ơng học

đáp ứng yêu cầu khai thác bền vững ti nguyên thiên nhiên v bảo vệ môi tr‡ờng đại d‡ơng v biển Đối với những khu vực v những phần của đại d‡ơng thế giới ch‡a có đủ số liệu điều tra khảo sát hiện tr‡ờng, các mô tả đặc điểm chế

độ hiện nay chỉ mới dừng lại ở mức giả thiết đ‡ợc hình thnh từ các kết quả nghiên cứu lý thuyết

Do tính chất liên ngnh v đa ngnh của hải d‡ơng học- một trong những

bộ phận cơ bản của các khoa học trái đất, trong khuôn khổ của giáo trình nychúng tôi chỉ tập trung mô tả các đặc điểm chế độ hải d‡ơng học vật lý v động lực học biển Những đặc điểm sâu hơn về địa lý, địa chất hải d‡ơng, hoá học đại d‡ơng, ti nguyên thiên nhiên v môi tr‡ờng đại d‡ơng, v.v đ‡ợc xem xét riêng trong các chuyên khảo hoặc giáo trình t‡ơng ứng Tuy nhiên trong khuôn khổ giáo trình ny, chúng tôi cũng dnh một phần nội dung liên quan đến những đặc

điểm chung của điều kiện tự nhiên v các nhân tố gây ảnh h‡ởng đến sự hình thnh v biến động của chế độ hải d‡ơng học vật lý v động lực học đại d‡ơng

Về nguyên lý, nội dung phần hải d‡ơng học vật lý phải bao gồm tất cả các

đặc tr‡ng vật lý của n‡ớc biển, tuy nhiên do mức độ đáp ứng số liệu v ti liệu

điều tra khảo sát, chúng ta chỉ dừng lại ở một số đặc tr‡ng thuỷ văn biển chủ yếu nh‡ nhiệt độ, độ muối, ô-xy Những đặc tr‡ng ny cũng đ‡ợc phản ảnh trực tiếp qua những đặc điểm hình thnh, lan truyền v biến động của các khối n‡ớc trong biển v đại d‡ơng

Phần động lực học đại d‡ơng hay thuỷ động lực học biển đ‡ợc giới thiệu thông qua các đặc tr‡ng dao động mực n‡ớc (sóng v thuỷ triều) v hon l‡uquy mô lớn trong đại d‡ơng v biển

Với những nội dung trên, giáo trình hải d‡ơng học khu vực v Biển Đông

đ‡ợc chia thnh hai phần chính:

- Chế độ hải d‡ơng học của các đại d‡ơng thế giới với trọng tâm l Thái Bình D‡ơng Trong phần ny sẽ trình by điều kiện tự nhiên, đặc điểm phân bố các đại d‡ơng, các nhân tố ảnh h‡ởng v những nét cơ bản về chế độ thuỷ văn v

động lực các đại d‡ơng thế giới Bên cạnh các đặc điểm quy mô ton cầu sẽ xem

xét kỹ hơn Thái Bình D‡ơng cũng nh‡ các biển chính kề cận nằm trong giới hạn của đại d‡ơng lớn nhất thế giới ny Những nội dung đ‡a ra sẽ góp phần lmsáng tỏ quá trình hình thnh v biến đổi đặc điểm hải d‡ơng học Biển Đông một trong những biển giữa lục địa lớn trong hệ thống đại d‡ơng thế giới

- Chế độ hải d‡ơng học Biển Đông Trong phần ny sẽ đi sâu giới thiệu các

đặc điểm tự nhiên bao gồm địa hình, khí t‡ợng thuỷ văn v động lực học biển

Để biên soạn giáo trình ny chúng tôi sử dụng một tập hợp các tập bản đồ, các giáo trình, các chuyên khảo, những cơ sở dữ liệu v ti liệu đã đ‡ợc thu thập tại Bộ môn Hải d‡ơng học Đối với phần Chế độ hải d‡ơng học của các đại d‡ơngthế giới, ti liệu chủ yếu đ‡ợc tham khoả v sử dụng l bộ giáo trình Hải d‡ơng học (Oceanography) do giáo s‡ M Tomczak, Đại học Flinders, úc chủ biên đ‡ợc

tổ chức Hải d‡ơng học liên chính phủ (IOC) thuộc UNESCO phát hnh (phiên bản 4.4, 2002) đã đ‡ợc GS Tomczak v IOC cung cấp Ti liệu tham khảo chính cho phần Chế độ hải d‡ơng học Biển Đông l bộ sách Biển Đông gồm 4 tập do Ch‡ơng trình Khoa học công nghệ biển KHCN06 xuất bản trong các năm 2003 v 2004, giáo s‡ Đặng Ngọc Thanh l Tổng biên tập, GS TS Lê Đức Tố, cố GS TSKH Phạm Văn Ninh, GS TSKH Mai Thanh Tân v GS TSKH Đặng Ngọc Thanh l chủ biên của các tập t‡ơng ứng Tác giả chân thnh cảm ơn tập thể các giáo s‡ về những ti liệu quan trọng ny

Trong quá trình biên soạn, chúng tôi đã tham khảo các thông tin cập nhật

về các lĩnh vực liên quan cũng nh‡ các số liệu mới nhất về Biển Đông nhằm cung cấp các kiến thức mang tính phổ quát đã đ‡ợc công nhận cũng nh‡ một số vấn

đề cần cần đ‡ợc nghiên cứu v bn luận thêm trong t‡ơng lai

Với tinh thần đó, trong giáo trình chúng tôi chỉ đ‡a ra các ti liệu tham khảo chủ yếu dễ tiếp cận phục vụ lm ti liệu học tập cho sinh viên Những tiliệu tham khảo đã đ‡ợc sử dụng trong hai bộ ti liệu chính nêu trên sẽ không

đ‡a vo danh mục các ti liệu tham khảo T‡ơng tự đối với các hình vẽ v biểu bảng, chúng tôi chỉ dẫn nguồn theo trích dẫn gốc của các ti liệu tham khảo chính Ng‡ời đọc có thể xem tên các ti liệu tham khảo cụ thể thông qua danh mục có trong các ti liệu chính ny

Đây l kết quả của quá trình tập hợp v tổng hợp các ti liệu hải d‡ơng học khu vực v Biển Đông của tập thể nhiều nh giáo lm việc ở bộ môn Hải d‡ơng học trực tiếp giảng dạy các giáo trình Hải d‡ơng học khu vực, Hải d‡ơng học Biển Đông Tuy nhiên do yêu cầu tổng hợp nhiều kiến thức đa ngnh v chuyên ngnh nên không thể tránh những thiếu sót nhất định, mong nhận đ‡ợc các ý kiến đóng góp của ng‡ời sử dụng để nâng cao chất l‡ợng của giáo trình

Ch €ơng 1

1.1 Quả Đất vˆ Đại d€ơng thế giới

1.1.1 Những phép chiếu sử dụng trong hải d€ơng học

Một trong những trang bị quan trọng trong hải d‡ơng học cũng nh‡ trong các khoa học trái đất đó l các tập bản đồ (atlas) Mọi ng‡ời th‡ờng chỉ quan tâm

đến các nội dung cụ thể đ‡a ra trong atlas m ít chú ý đến tính chính xác của phép chiếu đ‡ợc lựa chọn để thể hiện các bản đồ

Phép chiếu đ‡ợc sử dụng thông dụng trong hải d‡ơng học l ph‡ơng pháp Mercator Ph‡ơng pháp ny đ‡ợc phát triển từ thế kỷ 16 thời kỳ nở rộ của các cuộc chinh phục thuộc địa cũng nh‡ thám hiểm thế giới Vo thời kỳ ny, sau khi Columbus tìm ra ra châu Mỹ v Magellan đi vòng quanh thế giới, các thủy thủ vẫn điều khiển tu đi từ điểm ny đến điểm khác bằng đ‡ờng ph‡ơng vị (đ‡ờng có góc ph‡ơng vị không đổi) Mercator đã phát minh ra phép chiếu cho phép thể hiện mặt đất trong dạng m đ‡ờng thẳng trên mặt phẳng bản đồ cũng l đ‡ờng ph‡ơng vị Nh‡ vậy thủy thủ khi biết điểm xuất phát v điểm đến chỉ cần vẽ đ‡ờng thẳng v xác định góc ph‡ơng vị cho tu

Với ‡u thế ny, phép chiếu Mercator trở thnh phép chiếu chuẩn của hnghải Tuy nhiên không phải lúc no yêu cầu về khoảng cách v diện tích cũng

đ‡ợc đảm bảo khi tiến hnh lập bản đồ Trong tr‡ờng hợp ny các hình tròn nhỏ trên mặt đất vẫn đ‡ợc thể hiện bằng hình tròn trên bản đồ nh‡ng kích th‡ớc lại tăng lên khi đi về phía cực Các địa cực v khu vực sát cực không thể thể hiện

đ‡ợc trên bản đồ phép chiếu Mercator vì khoảng cách giữa hai điểm trở nên rất lớn v không xác định đ‡ợc Nhìn chung các phép chiếu đều lm nẩy sinh tính dị h‡ớng dẫn đến mất liên tục trên mặt phẳng bản đồ Không có loại phép chiếu no thỏa mãn đồng thời một lúc ba yêu cầu chính sau đây:

Đồng dạng về khoảng cách- thể hiện khoảng cách t‡ơng đối nh‡ nhau t‡ơng ứng trên bản đồ v trong thực tế

Đồng dạng về dáng- đảm bảo thể hiện hình dáng

Đồng dạng về diện tích

Ba chỉ tiêu cơ bản ny lại th‡ờng loại trừ nhau Phần lớn các phép chiếu

đảm bảo đồng dạng về diện tích th‡ờng sử dụng đến l‡ới kinh tuyến trong dạng

đ‡ờng cong v yêu cầu bản đồ cho phép xác định tọa độ địa lý của các điểm (hình 1.1) Phép chiếu Gall/Peters kết hợp đồng dạng về diện tích với l‡ới kinh vỹ trực giao Đây l l ph‡ơng pháp thể hiện bản đồ chung các đại d‡ơng (hình 1.2)

Mercator Gall/Peters Đồng dạng diện tích

Hình 1.1 Ví dụ về các bản đồ thế giới sử dụng những phép chiếu khác nhau (b̻n ÿͫ tr‡ờng nhiệt độ

n‡ớc mặt biển ÿ́ͻc th͛ hi͟n qua các phép chiếu khác nhau)

Trên các hình 1.2 thể hiện bản đồ các đại d‡ơng thế giới sử dụng phép chiếu Gall/Peters

Hình 1 2 Bản đồ các đại d ‡ơng sử dụng phép chiếu Gall/Peters

1.1.2 Đặc điểm chung về địa hình của đại d€ơng thế giới

Đại d‡ơng thế giới bao gồm các đại d‡ơng v biển kề cận phân bố trên mặt Quả Đất N‡ớc biển chiếm 71% tổng diện dích bề mặt Quả Đất, trong đó ở Bắc Bán Cầu l 61% v Nam Bán Cầu l 81% Ng‡ời ta còn chia Quả Đất thnh hai bán cầu theo đại d‡ơng v lục địa: Bán Cầu Lục Địa có cực nằm tại sông Loire (Pháp) có 51% l đại d‡ơng v Bán Cầu Đại D‡ơng có cực l New Zealand với 89% l đại d‡ơng

Độ sâu trung bình của đại d‡ơng thế giới l 3795 m v điểm có độ sâu lớn nhất 11022m mang tên Vitiaz thuộc rãnh sâu Mariana, tây-bắc Thái Bình D‡ơng

Phần lớn đáy đại d‡ơng đ‡ợc chia thnh các khu vực chân lục địa, thủy vực sâu v núi ngầm trung tâm đại d‡ơng

Tuy chúng ta vẫn quen với khái niệm 5 châu 4 biển, nh‡ng theo quy uớc của Tổ chức Thủy đạc Quốc tế (IHO) hiện có 5 đại d‡ơng chính sau đây

Hình 1.3 Bản đồ Thái Bình D‡ơng

b Đại Tây Doơng

Đại Tây D‡ơng l đại d‡ơng lớn thứ hai trong số các đại d‡ơng thế giới với diện tích khoảng 106,4 triệu km2 (82,4 triệu km2 không bao gồm các biển kề cận) chiếm khoảng 1/5 tổng diện dích bề mặt Quả Đất

Đại Tây D‡ơng (hình 1.4) có hình dáng chữ S nằm giữa châu Mỹ ở phía tây, lục địa á-Âu v châu Phi ở phía đông v châu Nam Cực ở phía nam Về phía các đại d‡ơng, Đại Tây D‡ơng giới hạn với Bắc Băng D‡ơng ở phía bắc, tr‡ớc

đây vẫn đ‡ợc xem nh‡ một phần của Đại Tây D‡ơng, Thái Bình D‡ơng về phía tây-nam, ấn Độ D‡ơng về phía đông-nam v Nam Đại D‡ơng về phía nam

Їờng xích đạo chia Đại Tây D‡ơng ra hai phần: Bắc Đại Tây D‡ơng v Nam

Đại Tây D‡ơng

Hình 1.4 Bản đồ Đại Tây D ‡ơng

Độ sâu trung bình Đại Tây D‡ơng l 3338m (3926m không bao gồm các biển) với độ sâu cực đại l 8605 m tại rãnh sâu Puerto-Rico Bề rộng khoảng 2848km giữa Brasil v Liberia v 4830km giữa Mỹ v Bắc Phi

c ấn Độ Doơng

ấn Độ D‡ơng (hình 1.5) l đại d‡ơng lớn thứ ba trong số các đại d‡ơng thế giới với diện tích khoảng 73,556 triệu km2 (bao gồm cả Hồng Hải v vịnh Péc-xich) t‡ơng đ‡ơng 1/5 tổng diện tích mặt n‡ớc trên thế giới

Hình 1.5 Bản đồ ấn Độ D‡ơng

Giới hạn phía tây ấn Độ D‡ơng đ‡ợc lấy theo kinh tuyến 20˚E xuất phát từ mũi Agulhas, phía đông lấy theo kinh tuyến 147˚E Các phần lục địa bao quanh gồm có châu Phi, châu á, bán đảo Trung ấn, vòng cung đảo Sunda v châu úc.Giữaấn Độ D‡ơng có nhiều quốc đảo trong đó đảo Madagascar rộng vo loại thứ t‡ trong số các đảo lớn nhất thế giới (sau Greenland, New Ginea v Borneo) Độ sâu trung bình của ấn Độ D‡ơng l 3890m với điểm sâu nhất 8047m ở vùng trũng Diamantina gần bờ tây úc.

d Nam Đại Doơng

Hình 1.6 Bản đồ Nam Đại D‡ơng

Nam Đại D‡ơng (hình 1.6) còn đ‡ợc gọi l Nam Băng D‡ơng, Đại D‡ơng Nam cực, Đại d‡ơng Cực Nam bao gồm ton bộ phần nam của các đại d‡ơng thế giới nằm phía nam vỹ tuyến 60˚S Theo Tổ chức Thủy đạc Quốc tế thì Nam Đại D‡ơng l đại d‡ơng bao quanh châu Nam Cực Đây l đại d‡ơng lớn thứ t‡trong số đại d‡ơng thế giới v cũng l đại d‡ơng đ‡ợc đặt tên cuối cùng

Tổng diện tích Nam Đại D‡ơng vo khoảng 20,327 triệu km2, độ sâu trung bình vùng biển sâu vo khoảng từ 4000 đến 5000m, nơi sâu nhât 7235m thuộc rãnh sâu Sandwich Nam

e Bắc Băng Doơng

Bắc Băng D‡ơng (hình 1.7) hay còn gọi l Đại d‡ơng Bắc Cực bao quanh Cực Bắc của Quả Đất l đại d‡ơng nhỏ nhất v nông nhất trong số 5 đại d‡ơng thế giới Tr‡ớc đây v cả hiện tại nhiều nh hải d‡ơng học vẫn gọi Bắc Băng D‡ơng l Biển Địa Trung Hải Bắc Cực v xem nó nh‡ một trong những biển giữa lục địa thuộc Đại Tây D‡ơng Diện tích của Bắc Băng D‡ơng vo khoảng 14,056 triệu km2, độ sâu trung bình 1038m v điểm sâu nhất 5450m thuộc phần

bểá-Âu

định l‡ợng Để thể hiện định l‡ợng các quá trình cần thiết phải sử dụng nguyên

lý của các chu trình cũng nh‡ các cán cân của những đặc tr‡ng năng l‡ợng,nhiệt, chất t‡ơng ứng

Nguyên lý của các chu trình đ‡ợc thể hiện qua t‡ơng quan cân bằng định l‡ợng, còn nguyên lý các cán cân thể hiện suất biến biến đổi giữa các trạng thái của chu trình

Chu trình noớc liên kết các quá trình xẩy ra trong thế giới tự nhiên gắn

liền với n‡ớc bao gồm: m‡a v bốc hơi liên kết đại d‡ơng với khí quyển; bốc hơi

từ mặt đất v đi qua thảm thực vật liên kết khí quyển với sinh quyển

Chu trình n‡ớc từ đại d‡ơng vo khí quyển thể hiện qua bốc hơi, n‡ớc đ‡ợcgió trong khí quyển vận chuyển trong dạng mây v quay trở lại mặt đất trong dạng m‡a Sinh quyển đóng một vai trò hết sức quan trọng trong chu trình n‡ớc: l‡ợng hơi n‡ớc thoát ra từ cây cối l hợp phần quan trọng của chu trình n‡ớc từ đất vo khí quyển; bốc hơi từ mặt biển cũng đóng một vai trò hết sức quan trọng Mối liên kết giữa lục địa v đại d‡ơng thông qua l‡u l‡ợng n‡ớcsông đổ vo biển đã khép kín chu trình ny

Các cán cân trong chu trình n‡ớc đ‡ợc thể hiện định l‡ợng thông qua các cán cân động v cán cân tĩnh, trong đó các cán cân động cho ta suất biến đổi

giữa các hợp phần của chu trình

Trong bảng sau cho ta phân bố của n‡ớc trên Quả Đất (cán cân tĩnh) t‡ơngứng l‡ợng n‡ớc chứa trong từng hợp phần cụ thể

Trong bảng kèm theo cho ta khối l‡ợng n‡ớc tham gia vo từng quá trình trong chu trình n‡ớc (cán cân động)

Cân bằng n‡ớc lục địa = l‡u l‡ợng sông 0.36 10 14

Có thể nhận thấy khí quyển đóng một vai trò hết sức quan trọng trong chu trình n‡ớc, mặc dầu l‡ợng n‡ớc chứa trong khí quyển không lớn

Chu trình muối liên kết chủ yếu đại d‡ơng với địa quyển v một phần nhỏ của khí quyển Các khoáng chất tách ra từ đá theo n‡ớc ngầm v ăn mòn bề mặt

đổ vo sông đi vo đại d‡ơng lm cho biển mặn Khoáng chất lại đi từ n‡ớc biển vo trầm tích thong qua các phản ứng hóa học tạo ra các loại đá mới v hon trả khoáng chất về với địa quyển Một phần muối đi vo khí quyển theo tia n‡ớc bắn vo không khí khi có sóng v hình thnh nên dòng vận chuyển muối từ biển volục địa theo chu trình muối Do chu trình muối th‡ờng kéo di trên quy mô thời gian lớn, nên trong hải d‡ơng học chỉ chú trọng đánh giá các cán cân muối tĩnh

nh‡ đ‡ợc thể hiện trong bảng sau:

Yếu tố Hm l‡ợng (%) Thời gian tồn tại (năm)

Một số thnh phҫn chính của muối biển:

Dinh d‡ỡng l những chất cần thiết cho đời sống sinh vật, chu trình dinh

doỡng đ‡ợc phân biệt riêng cho lục địa v đại d‡ơng.

Trong đại d‡ơng các chất dinh d‡ỡng đ‡ợc thực vật hấp thụ trên lớp n‡ớcmặt có năng l‡ợng mặt trời thông qua quá trình quang hợp Phần lớn chất dinh d‡ỡng đ‡ợc tải ra vùng biển sâu từ dải ven bờ Tại các lớp n‡ớc sâu lại xẩy ra quá trình tái sinh khoáng chất: các chất dinh d‡ỡng quay trở lại trong dạng hòa tan Nh‡ vậy đại d‡ơng sẽ không thể duy trì độ phì nhiêu của mình nếu nh‡không có nguồn dinh d‡ỡng bổ sung trở lại đặc biệt xẩy ra ở các vùng hoạt động n‡ớc trồi

Chu trình các- bon diễn ra khác nhau phụ thuộc vo quy mô thời gian Trong quy mô địa chất các bon đ‡ợc đ‡a vo khí quyển v đại d‡ơng thông qua quá trình phong hóa đá cacbonat L‡ợng các-bon ny đ‡ợc trả về trong dạng đá hình thnh do quá trình trầm tích

Trong quy mô khí hậu, các bon đ‡ợc trao đổi giữa khí quyển, đại d‡ơng,sinh vật sống v xác sinh vật Trong hải d‡ơng học ng‡ời ta quan tâm nhiều

đến quy mô khí hậu của chu trình các bon

1.3 Các nhân tố hình thˆnh vˆ biến động chế độ khí t€ợng hải văn

Để nắm bắt đ‡ợc các đặc điểm khí t‡ợng thuỷ văn biển v đại d‡ơng thế giới không thể không nói đến những kiến thức cơ bản về địa lý thế giới Những kiến thức về khí t‡ợng thủy văn luôn đi kèm với kiến thức địa lý về các tr‡ờng tác động hình thnh v biến đổi các đặc tr‡ng đó

Nh‡ chúng ta đều biết các lực tạo triều không gây nên những biến động chu kỳ di đối với các tính chất khí t‡ợng hải văn, ba ngoại lực chính tạo ra những biến động đối với chế độ hải văn đại d‡ơng bao gồm: ứng suất gió, thông l‡ợng nhiệt v thông l‡ợng n‡ớc trao đổi qua mặt phân cách n‡ớc-không khí Tất cả ba tác động ny đều có một nguồn gốc chung l bức xạ mặt trời Những

kiến thức về khí quyển sẽ giúp chúng ta hiểu rõ hơn cơ chế biến đổi của các tác

động ny cũng nh‡ quá trình chuyển hóa của bức xạ mặt trời vo các dạng năng l‡ợng cụ thể trong đại d‡ơng thế giới

L‡ợng bức xạ đi vo biên ngoi của khí quyển có sự biến đổi đáng kể từ xích đạo đến các vùng cực Tuy những biến đổi cũng có sự khác biệt giữa các mùa, nh‡ng khu vực xích đạo vẫn nhận đ‡ợc nhiều năng l‡ợng hơn so với các vùng cực Không khí lạnh ở các vùng cực có mật độ lớn hơn so với không khí ấm tại xích đạo dẫn đến hình thnh sự khác biệt về áp suất khí quyển tại hai miền ny của Quả Đất Từ quy luật khí áp, áp suất khí quyển ở mực n‡ớc biển tại các miền cực có giá trị lớn hơn so với miền xích đạo v tạo ra gradient áp suất theo h‡ớng từ cực về xích đạo Trong khi đó tại tầng cao khí quyển thì gradient áp suất lại có h‡ớng ng‡ợc lại

Trong cơ học chất lỏng, gradient áp suất l tác nhân gây ra dòng vận chuyển từ miền áp cao về miền áp thấp Trong tr‡ờng hợp Quả Đất không quay thì không khí trong khí quyển sẽ chuyển động theo hai vòng hon l‡u đơn giản trên hai bán cầu (hình 1.8a) Trên mặt biển không khí chuyển động từ cực về xích đạo; không khí sẽ nâng lên tại xích đạo v quay trở lại các miền cực trên tầng cao

Hình 1.8a Sơ đồ phân bố áp suất không khí trên mặt cắt kinh tuyến v  chuyển động của khí quyển

t ‡ơng ứng 2 tr‡ờng hợp: (a) quả đất không quay, (b) quả đất quay (không tách lục địa-đại d‡ơng)

Hình 1.8b Sơ đồ phân bố gió trên Quả Đất

Đối với Quả Đất quay, hiện t‡ợng chuyển động của không khí có sự biến

đổi một cách cơ bản theo hai cách Tr‡ớc hết, khi không khí chuyển động về phía xích đạo, hiệu ứng Quả Đất quay lm cho đại d‡ơng v mặt đất nằm phía d‡ới

đó chuyển dịch t‡ơng đối về phía đông

Ng‡ời quan trắc ở trên mặt đất sẽ nhận thấy chuyển động của không khí t‡ơng tự dòng gió đông: gió thổi từ h‡ớng đông kèm theo thnh phần h‡ớng xích

đạo Tại khu vực nhiệt đới v cận nhiệt đới loại gió ny đ‡ợc gọi l tín phong hay gió mậu dịch, tại các khu vực vĩ độ cực đó l gió đông cực đới Nh‡ vậy gió sẽ không còn thổi từ các miền áp suất cao về các miền áp suất thấp nữa m hầu nh‡ chuyển dịch theo các đ‡ờng có giá trị áp suất không đổi (các đ‡ờng đẳng

áp) Cũng xuất phát từ đây m ý nghĩa của các đ‡ờng đẳng áp đ‡ợc khẳng định

vị trí trên các bản đồ thời tiết hng ngy trên ph‡ơng tiện thông tin đại chúng

Do Quả Đất quay các dòng khí có h‡ớng theo vỹ tuyến hơn l theo h‡ớngkinh tuyến, vai trò của chuyển động theo ph‡ơng thẳng đứng bị suy giảm: không khí có thể đi theo các hon l‡u ngang trên mặt đất một cách nhanh chóng mkhông cần đến các chuyển động thăng hoặc giáng

Chính sự điều chỉnh ny dẫn đến h‡ớng biến đổi thứ hai của chuyển động không khí lm cho hon l‡u đơn trên từng bán cầu bị phân hóa Do các dòng không khí thổi theo địa đới có vận tốc lớn có tính bất ổn định cao đã hình thnhnên các xoáy dẫn đến sự điều chỉnh phân bố khí áp Điều ny dẫn đến sự xuất hiện của một cực đại áp suất chuyển tiếp nằm ở vùng vĩ độ trung bình (hình 1.8b) Điều ny tạo ra gradient áp suất theo chiều ng‡ợc lại v gây nên một dải gió tây trên bề mặt Quả Đất (hình 1.8 v 1.9)

Những ng‡ời đi biển lâu năm trên các đại d‡ơng đều hiểu rõ thuật ngữ

“vùng vĩ tuyến 40”, do gió tại khu vực từ vĩ tuyến 40 đến 50 độ luôn có giá trị lớn, sự biến động mạnh v độ giật lớn hết sức nguy hiểm

Hình 1.9 cho ta bức tranh về tr‡ờng gió ở mực n‡ớc biển trên phạm vi toncầu Những đặc tr‡ng phân bố thể hiện rõ những quy luật rút ra từ các sơ đồ trên hình 1.8, tuy nhiên sự hiện diện của các lục địa đã lm cho hon l‡u khí quyển bị phân hóa đáng kể

Hinh 1.9a Tr‡ờng gió trung bình trên mặt đại d‡ơng thế giới vo tháng 7 Theo số liệu lấy từ http://ferret.wrc.noaa.gov/las/ sử dụng số liệu từ Cơ sở dữ liệu Đại d‡ơng/Khí quyển

(Comprehensive Atmosphere/Ocean Data Set -COADS)

Do không khí trên đất liền bị đốt nóng nhanh hơn so với trên đại d‡ơngtrong mùa hè v bị lm lạnh nhanh hơn trong mùa đông nên các khối khí trên cùng một vĩ tuyến ở lục địa có áp suất thấp hơn trong mùa hè v áp suất cao hơn trong mùa đông so với các khối không khí trên đại d‡ơng Kết quả của quá trình ny dẫn tới sự chuyển h‡ớng gió trung bình so với h‡ớng đông hoặc tây cơ bản

đối với từng đới cụ thể của đại d‡ơng thế giới Tại một số vùng đại d‡ơng h‡ớnggió có sự biến đổi đáng kể theo mùa, trong đó có tr‡ờng hợp gió đổi h‡ớng theo chiều đối lập Với tr‡ờng hợp ny chúng ta có đ‡ợc các khu vực hoạt động của gió mùa ở đây cũng cần nhắc lại quy ‡ớc khác nhau về h‡ớng gió v dòng chảy: h‡ớng gió đ‡ợc gọi theo điểm xuất phát của véc tơ (từ đâu tới) còn h‡ớng dòng chảy biển lại theo h‡ớng véc tơ (đi tới đâu)

Trong thực tế hải d‡ơng học ng‡ời ta th‡ờng quan tâm tới tr‡ờng gió trên biển m ít khi chú ý đến tr‡ờng áp suất khí quyển Điều ny đ‡ợc lý giải bởi tác

động gián tiếp của áp suất thông qua gió lên các đặc tr‡ng hải văn Tuy nhiên về ph‡ơng diện đặc tr‡ng chế độ, chúng ta cũng cần nắm đ‡ợc những quy luật phổ quát của phân bố áp suất trên bề mặt đại d‡ơng thế giới

.

Hinh 1.9b Tr‡ờng gió trung bình trên mặt đại d‡ơng thế giới vo tháng 1 Theo số liệu lấy từ http://ferret.wrc.noaa.gov/las/ sử dụng số liệu từ Cơ sở dữ liệu Đại d‡ơng/Khí quyển

(Comprehensive Atmosphere/Ocean Data Set - COADS)

Có thể nhận thấy quy luật phân bố áp suất cao thấp theo đới đ‡ợc thể hiện

rõ nét hơn tại Nam Bán cầu do tỷ lệ t‡ơng đối giữa lục địa v đại d‡ơng không lớn.ở Bắc Bán cầu phân bố áp suất theo đới bị thay đổi đáng kể do lục địa Châu

á bởi tâm áp thấp mùa hè trên khu vực bắc Pakistan v áp cao mùa đông trên khu vực Mông Cổ Những trung tâm khí áp ny l nguyên nhân chính của hệ thống gió mùa ấn Độ D‡ơng v Đông-Nam á

Sự phân hóa của các tr‡ờng áp dẫn đến hình thnh các tr‡ờng gió đã đ‡ợcmô tả ở phần trên Tính địa đới của phân bố áp suất trên khu vực Nam Bán cầu dẫn đến hình thnh đới gió tây mạnh từ 40˚ đến 60˚S Trong khi đó có sự hiện diện của các hon l‡u khép kín xung quanh các trung tâm khí áp cao cận nhiệt

đới bắc Thái Bình D‡ơng v Nam Thái Bình D‡ơng.

Thông l‡ợng động l‡ợng trao đổi qua bề mặt phân cách biển-khí quyển

đ‡ợc đặc tr‡ng bởi ứng suất gió trên mặt biển (hình 1.11) Tr‡ờng phân bố của

đại l‡ợng ny chủ yếu đ‡ợc xây dựng từ tr‡ờng gió trên mặt biển

Hinh 1.10a Tr ‡ờng áp suất khí quyển (hPa) trung bình trên mặt đại d‡ơng thế giới vo tháng 7 Theo

số liệu lấy từ http://ferret.wrc.noaa.gov/las/ sử dụng số liệu từ Cơ sở dữ liệu Đại d‡ơng/Khí

quyển (Comprehensive Atmosphere/Ocean Data Set -COADS)

Hinh 1.10b Tr ‡ờng áp suất khí quyển (hPa) trung bình trên mặt đại d‡ơng thế giới vo tháng 1 Theo

số liệu lấy từ http://ferret.wrc.noaa.gov/las/ sử dụng số liệu từ Cơ sở dữ liệu Đại d ‡ơng/Khí

quyển (Comprehensive Atmosphere/Ocean Data Set -COADS)

Hinh 1.11a Tr‡ờng ứng suất gió trung bình trên mặt đại d‡ơng thế giới vo tháng 6-8 Theo số liệu lấy

từ http://ferret.wrc.noaa.gov/las/ sử dụng số liệu từ Cơ sở dữ liệu Đại d‡ơng/Khí quyển

(Comprehensive Atmosphere/Ocean Data Set -COADS)

Hinh 1.11b Tr ‡ờng ứng suất gió trung bình trên mặt đại d‡ơng thế giới vo tháng 12-2 Theo số liệu lấy từ http://ferret.wrc.noaa.gov/las/ sử dụng số liệu từ Cơ sở dữ liệu Đại d ‡ơng/Khí quyển

(Comprehensive Atmosphere/Ocean Data Set -COADS)

Công thức thông dụng đối với ứng suất gió trên mặt biển l:

Đối với thông l‡ợng nhiệt, chúng ta lần l‡ợt xem xét tổng l‡ợng bức xạ mặt trời đạt tới mặt biển (hình 1.12), có thể nhận thấy rằng l‡ợng bức xạ mặt trời

đến mặt biển lớn nhất tại các khu vực nhiệt đới v các vùng quang mây Cũng có thể nhận thấy rõ quy luật phân bố theo địa đới của nguồn năng l‡ợng quan trọng ny, trong đó có tới 93% đ‡ợc các đại d‡ơng hấp thụ

Có thể nhận thấy sự hiện diện của dải áp thấp xích đạo-nhiệt đới kéo theo hội tụ gió: dải Hội tụ nhiệt đới, với đặc điểm tích tụ lớn mây v m‡a nhiều đã hình thnh nên dải cực tiểu của bức xạ mặt trời

Thông l‡ợng nhiệt tổng cộng đi qua mặt biển đ‡ợc xác định bởi 4 cán cân nhiệt chủ yếu: bức xạ mặt trời tới, bức xạ từ mặt biển, mất nhiệt do bốc hơi vnhiệt hiện trao đổi qua mặt phân cách Kết quả tính toán có thể dẫn đến các giá trị ng‡ợc chiều nhau đối với các vùng khác nhau của đại d‡ơng thế giới

Trên hình 1.13 dẫn ra ví dụ về kết quả tính thông l‡ợng nhiệt tổng cộng trao đổi qua mặt đại d‡ơng do Oberhuber công bố.

Hình 1.12 L ‡ợng bức xạ mặt trời trung bình năm (W m -2 ) nhậnđ ‡ợc tại mặt biển Theo Oberhuber (1988) L‡ơng bức xạ 200 W m -2 sẽ lm lớp n‡ớc 50 m nóng lên khoảng 2.5°C/tháng khi không có các

nguồn nhiệt khác.Các khu vực không có đủ số liệu đ‡ợc tô mu xám

Hình 1.13 L‡ợng nhiệt tổng cộng năm (W m ) đi vo đại d‡ơng Theo Oberhuber (1988) Các khu vực

không có đủ số liệu đ‡ợc tô mu xám

Hình 1.14 Hiệu giá trị trung bình năm m‡a-bốc hơi (P - E , cm/năm) Theo số liệu Oberhuber (1988)

Có thể nhận thấy rõ các vùng đại d‡ơng bị mất nhiệt nhiều nhất tập trung trên các dòng chảy nóng chủ yếu đó l Gulf Srteam v Kuroshio Đại d‡ơngnhận đ‡ợc nhiệt nhiều nhất trên dải xích đạo nhiệt đới với giá trị trên 50 Wm-2.Nhìn chung, đại d‡ơng thu đ‡ợc nhiệt trên dải nhiệt đới (giữa 20˚S v

20˚N) v mất nhiệt tại các dải ôn đới v cực đới Trên cơ sở ny có thể một phần

lý giải hon l‡u n‡ớc trong đại d‡ơng

N‡ớc lạnh phải vận chuyển về các khu vực biển nhận đ‡ợc nhiệt v n‡ớc

ấm phải đi khỏi những nơi ny; tuy nhiên hiện t‡ợng bình l‡u nh‡ trên không nh‡ nhau trên các dải kinh tuyến m dòng chảy th‡ờng đ‡ợc tăng c‡ờng tại một

số vùng nh‡ các dòng chảy dọc bờ Peru hay Somalia

T‡ơng tự, một l‡ợng nhiệt đáng kể bị mất tại khu vực Kuroshio v Gulf Stream dọc bờ đông của Nhật Bản v Hoa Kỳ lại phát sinh từ dòng n‡ớc ấm h‡ớng về phía cực.

Thông l‡ợng n‡ớc ngọt, hay l‡ợng n‡ớc trao đổi giữa đại d‡ơng v khí quyển đ‡ợc tính toán thông qua hiệu số giữa hai phần, đó l tổng m‡a v l‡ul‡ợng sông đổ ra biển v l‡ợng n‡ớc bốc hơi từ mặt biển Trên hình 1.14 cho ta

‡ớc l‡ợng mới nhất về phân bố giá trị năm của hiệu số m‡a-bốc hơi (P-E) Giá trị cực đại P-E đ‡ợc tìm thấy trên dải hội tụ nhiệt đới, nơi khối không khí ẩm đi lên các tầng cao v tạo nên mây v m‡a; giá trị lớn hơn 5000 mm/năm có thể quan trắc thấy tại phía đông Indonesia

Giá trị độ muối trung bình trên mặt biển, thể hiện trên hình 1.15b, phản

ảnh một cách trung thực thông l‡ợng n‡ớc ngọt ny thông qua xu thế địa đới của các đ‡ờng đẳng độ muối: độ muối thấp nhất trên các khu vực cực đại P-E,mặc dù mối t‡ơng quan chi tiết cũng không thể xem l đơn giản Những biến

đổi của các tr‡ờng ny bị chi phối bởi thực trạng phân bố đất liền, biển cũng nh‡

do gió v dòng chảy biển Một ví dụ rõ nét của ảnh h‡ởng ny có thể đ‡ợc minh họa qua giá trị độ muối cao ở Hồng Hải do hạn chế trao đổi n‡ớc giữa biển với

đồng thời ba đặc tr‡ng quan trọng của n‡ớc biển đó l nhiệt độ, độ muối v áp suất Những đặc tr‡ng ny tạo nên cơ sở quan trọng phục vụ mô tả theo tính chất khu vực của đại d‡ơng

1.4.1 Nhiệt độ n€ớc trong đại d€ơng

Trong thực tế hải d‡ơng học, nhiệt độ T v nhiệt độ thế vị ș đ‡ợc thể hiӋnqua độ Celsius (˚C); áp suất p bằng kilopascal (kPa, 1kPa=1db; 0,1kPa=1mb; do

áp suất tỷ lệ thuận với độ sâu nên thông th‡ờng 1m t‡ơng ứng áp suất 10kPa)

Độ muối đ‡ợc thể hiện qua đơn vị tỷ lệ không thứ nguyên l %o.

Hình 1.15.a Phân bố nhiệt độ thế vị đại d ‡ơng thế giới tại z = 0 m Theo Levitus (1982)

Hình 1.15.b Phân bố độ muối đại d‡ơng thế giới tại z = 0 m Theo Levitus (1982)

Hình 1.15.c Phân bố nhiệt độ thế vị đại d‡ơng thế giới tại z = 500 m Theo Levitus (1982)

Hình 1.15.d Phân bố độ muối đại d ‡ơng thế giới tại z = 500 m Theo Levitus (1982)

Hình 1.15.e Phân bố nhiệt độ thế vị đại d‡ơng thế giới tại z = 2000 m Theo Levitus (1982)

Hình 1.15.f Phân bố độ muối đại d‡ơng thế giới tại z =2000 m Theo Levitus (1982)

Trên các hình 1.15 thể hiện kết quả phân tích các số liệu quan trắc nhiệt độ v độ muối hiện có nhằm mô tả phân bố mặt rộng của các đặc tr‡ng ny cũng nh‡ cấu trúc ba chiều của chúng cho Đại d‡ơng Thế giới Có thể nhận thấy sự

hiện diện của một vùng rộng lớn ch‡a n‡ớc rất ấm trên mặt đại d‡ơng trên khu vực xích đạo tây Thái Bình D‡ơng v đông ấn Độ D‡ơng

1.4.2 Độ muối n€ớc đại d€ơng

Chúng ta cũng thấy rõ các cấu trúc điển hình nh‡ dòng n‡ớc có độ muối cao đi ra từ Địa Trung Hải d‡ới độ sâu 1000m vo Đại Tây D‡ơng, sự hình thnh khối n‡ớc lạnh trên đáy các biển Weddell v Roos gần bờ châu Nam Cực, dòng n‡ớc độ muối thấp từ vùng biển Indonesia đi vo ấn Độ D‡ơng Cần phải khẳng định rằng hiện nay số liệu quan trắc nhiệt muối vẫn còn rất hạn chế đặc biệt trong mùa đông hay tại các tầng n‡ớc sâu của đại d‡ơng

Tuy số liệu cũng nh‡ kết quả phân tích còn ch‡a đáp ứng các yêu cầu thực

tế của khoa học công nghệ biển, nh‡ng một số kết quả nghiên cứu thu đ‡ợc từ chúng cũng đã hết sức quan trọng, trong đó có việc mô tả một cách t‡ơng đối chính xác bức tranh hon l‡u đại d‡ơng dựa trên tr‡ờng áp suất trong biển hiện

có Nh‡ chúng ta đều biết áp suất tại mỗi điểm đ‡ợc xác định bởi trọng l‡ợngcủa cột n‡ớc nằm trên đó, m trọng l‡ợng lại phụ thuộc vo độ sâu v mật độ của n‡ớc Về phần mình mật độ của n‡ớc l một hm của nhiệt độ, độ muối v

áp suất Nh‡ vậy có thể thể hiện một cách đơn giản tr‡ờng áp suất thông qua số liệu nhiệt độ v độ muối v từ đó đ‡a ra đ‡ợc tr‡ờng dòng chảy

B‡ớc đầu tiên tiến tới tính toán tr‡ờng áp suất trong biển l tính mật độ ȡ

từ ph‡ơng trình trạng thái của n‡ớc biển:

),,(T S p

U

U (1.2)

Với các công thức hiện hnh (Unesco, 1981; Millero and Poisson, 1981) thì

độ chính xác của mật độ vo khoảng 0.03 kg m-3

Ph‡ơng trình 1.2 cho phép mô tả khá chính xác hiện t‡ợng giảm nhiệt độ xuất hiện khi phần tử n‡ớc đ‡a từ độ sâu lên mặt biển trong quá trình đọan nhiệt Đây l hiện t‡ợng lm lạnh do giải nén đ‡ợc thể hiện qua gradient đoạn nhiệt theo độ sâu: phụ thuộc vo giới hạn áp suất có giá trị từ 0,03˚C/1km đến 0,12˚C/1km Nhiệt độ m phần tử n‡ớc có đ‡ợc trong quá trình dịch chuyển

đoạn nhiệt từ độ sâu lên mặt biển đ‡ợc gọi l nhiệt độ thế vị Trên hình 1.16 đ‡a

ra đồ thị nhiệt độ v nhiệt độ thế vị cho thấy nhiệt độ thế vị gần nh‡ không đổi tại lớp n‡ớc sâu T‡ơng tự nhiệt độ thế vị, mật độ thế vị cũng không đổi trong tầng n‡ớc sâu

Biết đ‡ợc phân bố của tr‡ờng mật độ, chúng ta có thể chuyển sang b‡ớcthứ hai tính tr‡ờng áp suất p(z) dựa vo ph‡ơng trình thủy tĩnh:

Hình 1.16 Nhiệt độ T v  nhiệt độ thế vị tại rãnh sâu Philipin

Trong hình nhỏ có dẫn ra phân bố độ muối S v  ô- xy O 2 Theo Bruun et al (1956)

1.4.3 áp suất trong đại d€ơng

Việc đánh giá tr‡ờng áp suất có thể thực hiện thông qua tích phân mật độ theo ph‡ơng thẳng đứng Ưu thế của ph‡ơng pháp ny nằm ở khả năng giảm thiểu sai số liên quan đến độ sâu, nh‡ng cũng có vấn đề liên quan đến giá trị áp suất quy chiếu Trong tr‡ờng hợp khó xác định tích phân nó cũng cho ta chênh lệch áp suất giữa hai độ sâu khác nhau Một khả năng lựa chọn khác đ‡ợc sử dụng rộng rãi trong hải d‡ơng học đó l việc xác định khoảng cách, hay chênh lệch độ sâu, giữa hai mặt đẳng áp Nhằm mục đích ny, ng‡ời ta đã đ‡a ra một khái niệm đ‡ợc gọi độ cao áp lực h đ‡ợc xác định nh‡ sau:

³

2

1

0 2

,,(),

,

(T S p U T S p  U p 

l dị th‡ờng thể tích riêng, đ‡ợc xác định nh‡ hiệu của thể tích của một

đơn vị khối l‡ợng n‡ớc ở nhiệt độ T v độ muối S so với một đơn vị khối l‡ợng n‡ớc khác ở độ muối chuẩn S=35,0%o v nhiệt độ T=0,0˚C Độ cao áp lực h có thứ nguyên độ cao v thể hiện qua đơn vị m Với xấp xỉ:

),

,

(

U

UU

G T S p  T S p

(1.5a) Ph‡ơng trình (1.4) có thể viết

2

),,()

,

(

0 2

1

z

z

dz p

p S T z

Trong thực tiễn hải d‡ơng học, mặt biển luôn đ‡ợc xem l một mặt đẳng

áp Điều ny có thể có sai số liên quan đến biến đổi của áp suất khí quyển trên mặt biển thông th‡ờng nằm trong giới hạn từ 2 đến 3 kPa Sự biến đổi ny có thể dẫn đến dao động bề mặt biển theo ph‡ơng thẳng đứng cỡ từ 0,2 đến 0,3m Tuy nhiên, t‡ơng tự nh‡ dao động mực n‡ớc triều, những biến đổi ny sẽ không gây ảnh h‡ởng đáng kể đến tr‡ờng dòng chảy quy mô lớn m chúng ta đang quan tâm

Tuy nhiên, mặt biển lại không thể sử dụng nh‡ một mặt quy chiếu vì bề mặt ny không phẳng v rất khó xác định Hiện tại chúng ta phải chấp nhận giả thiết về sự tồn tại một mặt phẳng đẳng áp no đó không biến đổi theo độ sâu

đ‡ợc gọi l độ sâu “không chuyển động”

Trong tr‡ờng hợp ny chúng ta có thể sử dụng ph‡ơng trình 1.4 để xây dựng tr‡ờng phân bố áp suất thông qua xác định khoảng cách giữa mặt đẳng áp với vị trí z0 của độ sâu không chuyển động

Trên hình 1.17 dẫn ra một sơ đồ phân bố của áp suất trong biển Do trọng l‡ợng của n‡ớc nằm phía trên độ sâu không chuyển động đều nh‡ nhau tại mọi

điểm mặt rộng, nên mặt biển đ‡ợc thể hiện qua độ cao áp lực h(0,z0) sẽ thấp hơn tại các khu vực có mật độ n‡ớc cao so với khu vực có mật độ n‡ớc thấp

Có hai cách thể hiện trạng thái vừa nêu thông qua biểu đồ 2 chiều Chúng

ta có thể chọn một mặt đẳng độ sâu z=zr v vẽ đ‡ờng cắt của mặt phẳng ny với các mặt đẳng áp hoặc chọn một mặt đẳng áp p1 v vẽ các đ‡ờng đẳng độ cao áp lực Cách thứ nhất đ‡ợc sử dụng rộng rãi trong khí t‡ợng học, các bản tin dự báo thời tiết đ‡ợc lấy căn cứ chủ yếu từ bản đồ đẳng áp trên mặt biển (cho rằng đây l một mặt phẳng) Trong hải d‡ơng học vị trí của mặt biển th‡ờng rất khó xác

định v cần đ‡ợc phân tích Trong tr‡ờng hợp đó các nh hải d‡ơng học sử dụng bản đồ hình dáng của mặt biển thông qua mặt đẳng độ cao áp lực tính tuơng đối với độ sâu không chuyển động, nơi áp suất đ‡ợc xem l không đổi

Hình 1.17a Sơ đồ phân bố độ cao áp lực nh ‡ khoảng cách giữa các mặt đẳng áp

Các đ ‡ờng cong l các đ‡ờng đẳng áp v đẳng mật độ cho các mực nằm trên độ sâu z=z 0 , n ‡ớc ở trạm A có mật độ lớn hơn tại trạm B Do trọng l‡ợng của n‡ớc nằm phía trên z=z 0 l nh‡ nhau nên cột n‡ớc tại B sẽ di hơn tại A Độ cao áp lực của mặt biển tính t‡ơng đối so với z=z 0 l h(p o ,p 4 ) trong hải

( 1 2

p

p

dp p S T p

p

Fig 1.17b T ‡ơng quan giữa bản đồ đẳng áp tại một độ caokhông đổi v đẳng độ cao áp lực tại một áp suất không đổi Bản đồ áp suất tại độ sâu không đổi z = zr (trái); bản đồ độ cao áp lực tại áp

suất không đổi p = p1 (phải)

Dễ dng nhận thấy đây l tích giữa gia tốc trọng tr‡ờng với độ cao áp lực Các bản đồ độ cao động lực th‡ờng đ‡ợc biết d‡ới tên gọi bản đồ địa hình động lực l những bản đồ độ cao áp lực với trọng số g hay bản đồ áp suất với trọng số

ȡo Khác với độ cao áp lực thể hiện qua đơn vị mét, độ cao động lực có thứ

Kết quả trên không đồng nghĩa với việc tốc độ của dòng chảy tại độ sâu từ 1000m đến 2000m l không đáng kể m chỉ ra rằng nếu dòng chảy ở tầng trên nhỏ thì ở tầng d‡ới cũng nhỏ t‡ơng tự

Tuy nhiên trên phần lớn đại d‡ơng thế giới các kết quả trên đều có thể áp dụng cho tất cả các cặp độ sâu (z1,z2) lớn hơn 1500m, các kết quả đo đạc ch‡acho thấy có dòng chảy mạnh ở các độ sâu n

Hình 1.18a Độ cao động lực (m s hay độ cao áp lực nhân với gia tốc trọng tr‡ờng đối với đại d‡ơng thế giới Tại 1500 m so với 2000 m; mũi tên chỉ h‡ớng chuyển động của n‡ớc theo Levitus (1982)

Hình 1.18b Độ cao động lực (m 2 s -2 hay độ cao áp lực nhân với gia tốc trọng tr‡ờng đối với đại d‡ơng thế giới Tại 0 m so với 2000 m; mũi tên chỉ h‡ớng chuyển động của n‡ớc theo Levitus (1982.)

1.5 Hoˆn l€u đại d€ơng thế giới

1.5.1 Những khái niệm chung

Hon l‡u đại d‡ơng thế giới l kết quả của cân bằng các lực tác động lên n‡ớc biển Động lực học biển đã đ‡a ra một cách phân vùng theo cân bằng lực

đ‡ợc thể hiện trên sơ đồ hình 1.19

Hình 1.19 Mặt cắt tây-đông của một thủy vực đại d‡ơng lý t‡ởng cách xa xích đạo với việc phân chia

th nh 3 khu vực động lực học khác nhau: Lớp trong đại d‡ơng, lớp biên Ekman trên v lớp biên dòng chảy biên bờ tây Trong mỗi khu vực lực Coriolis cân bằng với các lực khác nhau Mô hình đại d ‡ơng 1.1/2 đ ‡ợc thể hiện qua mặt phân cách z = H(x,y)với lớp không chuyển động nằm phía d‡ới

Nh‡ chúng ta đều biết trong số các lực tác động lên n‡ớc biển, lực ma sát chỉ đáng kể trên các vùng sát biên nếu so sánh với lực do gradient áp suất tạo nên Lực do gradient áp suất không phải l tác động duy nhất lên n‡ớc biển, trong tr‡ờng hợp chuyển động đã phát sinh do tr‡ờng áp, bên cạnh lực ma sát, lực Coriolis xuất hiện do hệ quả của Quả Đất quay đóng một vai trò hết sức quan trọng

Trong hải d‡ơng học dòng chảy luôn đ‡ợc thể hiện qua chuyển động t‡ơng

đối so với đáy biển, nên tác động của lực Coriolis đóng một vai trò quyết định trong mô tả việc mô tả hon l‡u n‡ớc Lực Coriolis tỷ lệ với giá trị của vận tốc vh‡ớng vuông góc với h‡ớng dòng chảy Lực sẽ tác động về phía bên phải ở Bắc Bán Cầu v về bên trái ở Nam Bán Cầu

T‡ơng quan cân bằng giữa lực gradient áp suất v lực Coriolis đ‡ợc gọi lcân bằng địa chuyển v dòng chảy ny đ‡ợc gọi l dòng địa chuyển Dòng chảy

địa chuyển đ‡ợc đặc tr‡ng bởi chuyển động dọc theo đ‡ờng đẳng áp Trong khí quyển gió có nguồn gốc t‡ơng tự đ‡ợc gọi l gió địa chuyển v h‡ớng của loại gió ny cũng thổi dọc theo đ‡ờng đẳng áp Trong lớp khí quyển tự do cũng nh‡trong lòng đại d‡ơng gió v dòng chảy luôn tuân thủ quy luật địa chuyển Gió ở lớp biên gần mặt biển chịu ảnh h‡ởng của ma sát nên thổi theo h‡ớng d‡ới một góc nhỏ hơn so với các đ‡ờng đẳng áp

Để mô tả hon l‡u đại d‡ơng ng‡ời ta th‡ờng sử dụng đại l‡ợng khối l‡ợngvận chuyển đ‡ợc xác định nh‡ sau:

M* U (1.7)

Trong đó, M * l khối l‡ợng vận chuyển qua bề mặt có bề rộng đơn vị (1m2)vuông góc với h‡ớng dòng chảy, v l véc tơ vận tốc với các thnh phần u,v,w theo các trục x,y,z t‡ơng ứng M* l một véc tơ cùng h‡ớng với vận tốc v thể hiện qua đơn vị khối l‡ợng trên một đơn vị diện tích v một đơn vị thời gian, hay kg

m-2 s-1 Thông th‡ờng khối l‡ợng vận chuyển gắn liền với tổng khối l‡ợng do dòng chảy tải đi, đồng nghĩa với tích phân của dòng chảy theo độ sâu v theo bề rộng Lúc đó khối l‡ợng vận chuyển đ‡ợc thể hiện qua thứ nguyên khối l‡ợng trên một đơn vị thời gian hay kg s-1

Một cách t‡ơng tự, ng‡ời ta đ‡a ra khái niệm khối l‡ợng vận chuyển trong một lớp n‡ớc nằm giữa hai độ sâu z1v z2:

Ng‡ời ta còn đ‡a ra l‡ợng vận chuyển trên một đơn vị độ sâu (1m) giữa hai trạm thủy văn A v B:

³

B

A

n dl v

M' U (1.9)

Trong đó vn l vận tốc theo h‡ớng vuông góc với đ‡ờng thẳng nối A v B,

M’ l l‡ợng vận chuyển theo h‡ớng vn thể hiện qua đơn vị khối l‡ợng trên một

đơn vị độ sâu v một đơn vị thời gian (kg m-1

s-1)

Bên cạnh các dòng khối l‡ợng vận chuyển nêu trên, trong hải d‡ơng học ng‡ời ta còn sử dụng khái niệm thể tích vận chuyển đ‡ợc xác định thông qua khối l‡ợng vận chuyển tích phân theo bề rộng v bề dy của dòng chảy chia cho mật độ của n‡ớc Thể tích vận chuyển có thứ nguyên m3

Đối với dòng chảy địa chuyển, khối l‡ợng vận chuyển trên một đơn vị độ sâu giữa hai điểm A v B có thể xác định một cách t‡ơng đối chính xác qua công thức:

f

h g h gT

S

U

(1.10) trong đó ȡo l mật độ trung bình của n‡ớc; g l gia tốc trọng tr‡ờng, Td l

độ di một ngy (86400s), ĭ l vĩ độ địa lý v ăh l hiệu độ cao áp lực giữa hai

đ‡ờng đồng mức độ cao động lực kề cận Tham số Coriolis f = (Td / 4ʌҏsinĭ) có thứ nguyên tần số v có giá trị d‡ơng ở Bắc Bán Cầu v âm ở Nam Bán Cầu Trên hình 1.20 đ‡a ra sơ đồ quy tắc thứ nhất xác định h‡ớng dòng chảy địa chuyển cũng nh‡ cách xác định khối l‡ợng vận chuyển trên một đơn vị độ sâu giữa hai trạm

Vận tốc dòng chảy địa chuyển tỷ lệ nghịch với khoảng cách giữa các đ‡ờngdòng hay bằng M’ chia cho khoảng cách giữa A v B vì mặt cắt AB vuông góc với

đ‡ờng dòng Nếu sử dụng các điểm A’ v B’ để tính toán thì kết quả M’ chia cho khoảng cách A’B’ cho giá trị thnh phần vận tốc vuông góc với mặt cắt A’B’

Do tham số f biến đổi theo vĩ độ nên mối quan hệ giữa M’ v f dẫn đến sự xuất hiện của một loại sóng rất di đ‡ợc gọi l sóng Rossby Để hiểu đ‡ợc loại sóng ny ng‡ời ta th‡ờng xấp xỉ cấu trúc mật độ đại d‡ơng trong dạng mô hình

“1.1/2” Trong mô hình ny đại d‡ơng đ‡ợc chia thnh một lớp n‡ớc sâu với mật

độ không đổi ȡ2 v một lớp n‡ớc nông nằm trên có mật độ ȡ1=ȡ2-ǻȡ Lớp d‡ới

đ‡ợc xem đứng yên với độ dy rất lớn Độ dy của lớp n‡ớc trên có thể biển đổi t‡ơng đ‡ơng với độ sâu phân cách giữa hai lớp z=H(x,y)

Hình 1.20 T ‡ơng quan giữa bản đồ đẳng độ cao áp lực (địa hình động lực), dòng địa chuyển v khối

l ‡ợng vận chuyển địa chuyển trên một đơn vị độ sâu M’ giữa hai đ‡ờng dòng Đối với các cặp điểm AB

v A’B’ ǻh đ‡ợc lấy bằng hiệu h 2 – h 1 , h‡ớng dòng chảy thể hiện cho Nam Bán Cầu

Trong mô hình đại d‡ơng 1.1/2 độ sâu lớp không chuyển động znm, độ cao

áp lực có thể đ‡ợc xác định bằng cách tính tích phân từ một độ sâu z1 trong lớp n‡ớc trên:

0

1 2

0 1 1

)),(())(

(),

,

(

U

U U

z z

công thức tính độ cao áp lực bây giờ có dạng

),()

,

(

0H x y y

x

h

U

U'



(1.12)

Có thể nhận thấy rằng do gradient ngang của độ cao áp lực phụ thuộc vo

độ sâu trong lớp n‡ớc trên nên dòng chảy địa chuyển ở lớp ny cũng không phụ thuộc vo độ sâu (xem hình 1.21)

Trọng số ăȡ/ȡ0 có bậc đại l‡ợng cỡ nhỏ hơn 0.01 nên H(x,y) có giá trị lớn hơn nhiều so với h(x,y) Dấu âm trong hệ thức 1.12 cho thấy độ dốc của các mặt

H(x,y) v h(x,y) có h‡ớng đối lập nhau Trên mặt biển, h(x,y) cho ta độ cao bề mặt cần thiết đảm bảo giữ trọng l‡ợng không đổi của cột n‡ớc so với bất cứ độ sâu no nằm trong lớp thứ hai (hình 1.21) Nh‡ vậy, dựa vo mô hình đại d‡ơng 1.1/2 mặt biển đ‡ợc thể hiện trong dạng phản chiếu của mặt phân cách giữa hai lớp n‡ớc

Hình 1.21 Mặt cắt đứng của đại d ‡ơng theo mô hình 1.1/2 với độ sâu nêm nhiệt H Độ sâu lớp không

chuyển động có thể lấy bất kỳ so với độ sâu cuối cùng

Có thể kết luận rằng độ nghiêng của mặt biển có h‡ớng ng‡ợc lại với độ nghiêng của lớp nêm nhiệt v độ dốc của các mặt nêm nhiệt lớn hơn từ 100 đến

300 lần so với dộ dốc mặt biển

Trên cơ sở kết luận ny chúng ta cũng có đ‡ợc quy tắc xác định h‡ớng dòng chảy địa chuyển trên cơ sở độ dốc của nêm nhiệt.

Trong các lớp n‡ớc trên của biển, đặc biệt với độ dy nhỏ hơn 1500m vai trò của gradient độ muối theo ph‡ơng thẳng đứng th‡ờng nhỏ hơn so với vai trò của gradient nhiệt độ vì vậy thay bằng việc sử dụng bản đồ đ‡ờng đẳng mật độ

để xác định dòng chảy địa chuyển, chúng ta có thể sử dụng bản đồ các đ‡ờng

đẳng nhiệt Trong khí quyển, do mật độ phụ thuộc chủ yếu vo nhiệt độ nên t‡ơng quan địa chuyển còn đ‡ợc gọi l t‡ơng quan gió nhiệt

1.5.2 Sóng Rossby vˆ dòng chảy biên bờ tây đại d€ơng

Xem xét một tr‡ờng hợp cụ thể đối với mô hình đại d‡ơng một lớp r‡ỡi (1.1/2) áp dụng cho Nam Bán Cầu (hình 1.22) Cho rằng vùng đại d‡ơng rộng lớn với độ sâu H thấp hơn vùng n‡ớc kề cận với cả hai lớp n‡ớc không chuyển động (H không đổi) Nh‡ đã trình by ở phần trên với trọng số ăȡ/ȡ0 đây cũng l bản

đồ độ cao áp lực nên có thể sử dụng để đ‡a ra đ‡ợc tr‡ờng dòng chảy ở các tầng khác nhau trong lớp n‡ớc trên Điều ny có thể nhận thấy thông qua một xoáy nghịch lớn

Hình 1.22 Mặt cắt ngang của xoáy dòng chảy hình 1.21 Av  B l hai điểm nằm trên phía tây của xoáy tại vỹ tuyến y 1 với hiệu độ cao áp lực ăh = ăȡ(H 1 – H 2 ))/ ȡ̣ C v D l hai điểm t‡ơng tự nằm trên vỹ tuyến y 2 = y 1 + ǻy; nêm nhiệt chìm xuống trong miền ABCD v nâng lên trong miền A’B’C’D’: xoáy đi

hía tâ

về p y

Xem xét l‡ợng vận chuyển giữa hai đ‡ờng đẳng áp t‡ơng ứng lớp n‡ớc từ

độ sâu H đến H+ǻH trên hai vỹ tuyến y1 v y2 Với giá trị t‡ơng đối nhỏ của ǻH,

độ sâu trung bình đ‡ợc lấy bằng H Tổng l‡ợng vận chuyển về phía nam trong lớp n‡ớc trên giữa hai điểm A v B sẽ l HM’, hay cụ thể hơn:

)()

( 1 0f y1

h gH y

f

H gH

( 2 0f z2

h gH z

f

H gH

(1.14)

Tham số Coriolis biến đổi theo vĩ độ tăng giá trị khi đi từ xích đạo về cực:

|f(y 1)| < |f(y 2)| Nếu nh‡ vùng thấp chiếm lĩnh một phạm vy rộng lớn cỡ hngtrăm kilômét thì dòng vận chuyển về phía nam qua CD sẽ nhỏ hơn qua AB Nh‡vậy l‡ợng n‡ớc đi qua AB phải h‡ớng đi nơi khác, trong số đó có h‡ớng xuống tầng sâu hơn Chúng ta có thể kết luận rằng về phía tây của xoáy ny mặt phân cách của hai lớp n‡ớc bị nhấn sâu xuống Một cách t‡ơng tự ta sẽ thu đ‡ợc kết luận về hiện t‡ợng nâng lên của mặt phân cách tại phía đông xoáy Kết quả dẫn

đến sự dịch chuyển của mặt phân cách của vùng thấp theo h‡ớng tây v xoáy ny đồng thời cùng dịch chuyển theo Một cách t‡ơng tự ta cũng thu đ‡ợcchuyển động theo h‡ớng tây của các xoáy thuận (với khu vực nêm nhiệt nông hơn xung quanh)

Hiện t‡ợng chuyển dịch về phía tây của các xoáy cỡ hnh tinh ny đ‡ợcbiết qua khái niệm lan truyền sóng Rossby

Sóng Rossby mang năng l‡ợng từ các vùng trung tâm đại d‡ơng về phía khu vực dòng chảy biên đ‡ợc thể hiện trên hình 1.19 Kết quả tích trữ năng l‡ợng ny dẫn đến hiện t‡ợng c‡ờng hóa dòng chảy ở bờ tây các đại d‡ơng hình thnh nên các dòng chảy lớn nh‡ Gulf Stream, Kuroshio, Đông úc, v.v

Chúng ta có thể đánh giá vận tốc lan truyền sóng Rossby thông qua giả thiết mặt phẳng ȕ cho rằng trên đó f = f0 + ȕy Giữa hai vĩ tuyến y1 v y2 tham

số Coriolis sẽ khác biệt nhau một đại l‡ợng băng ȕăy, trong đó ăҏy = y1–y 2

Đối với giá trị nhỏ của ǻy, khối l‡ợng n‡ớc hội tụ giữa AB v CD có thể

đ‡ợc xác định thông qua các công thức (1.13) v (1.14), trong đó f có giá trị âm ở Nam Bán Cầu

)()

(

1)(

1

1

2 2

y H gH y

f y f H

''

y x y f

y H gH t

H

''

'''w

w

)(

2 0

E U U

hay

x

H y

f

gH t

H

w

w'w

w

0

2( ) U

U E

)/()

y f

gH y

(1.17)

đ‡ợc gọi l vận tốc sóng Rossby Dấu của biểu thức 1.17 cho ta thấy các xoáy địa chuyển lan truyền về phía tây Vận tốc ny sẽ trở nên lớn vô cùng trên xích đạo

Với các đại l‡ợng đặc tr‡ng H = 300 m, ăȡ/ȡ0ҏ= 3.10-3, ta thu đ‡ợc cR(y)giảm từ 1.27 m s-1 tại 5˚S hoặc 5˚N đến 0.08 m s-1 trên 20˚S hoặc 20˚N v 0.02 m

s-1 ở 40˚S hoặc 40˚N Với tốc độ ny sóng Rossby cần đến 6 tháng để v‡ợt qua Thái Bình D‡ơng trên vùng vĩ tuyến 5˚ v cần đên 20 năm trên vùng 40˚

Sóng Rossby l một hiện t‡ợng phổ biến của chuyển động hnh tinh của chất lỏng v chất khí xuất hiên trong khí quyển Quả Đất cũng nh‡ các hnhtinh khác Trong khí quyển Quả Đất hiện t‡ợng ny đ‡ợc biết do vai trò của các vùng áp thấp v áp cao trong hình thnh nên thời tiết Thông th‡ờng chúng chuyển động về phía đông trên nền của các dòng gió tây Tuy nhiên đối với dòng chuyển động trung bình của không khí thì các sóng ny lại có h‡ớng tây, t‡ơng

tự nh‡ chúng ta vừa phân tích

1.5.3 Hoˆn l€u trong lớp Ekman vˆ cân bằng Sverdrup

Dòng chảy địa chuyển mô tả chuyển động của n‡ớc biển không xét đến ảnh h‡ởng của ma sát chỉ quan tâm đến cân bằng giữa lực do gradient áp suất sinh

ra v lực Coriolis Thông l‡ợng động l‡ợng do gió truyền cho biển đi sâu xuống các lớp sâu đại d‡ơng chủ yếu do lực ma sát của n‡ớc biển Nh‡ vậy lớp biên trên cùng của đại d‡ơng đóng một vai trò hết sức quan trọng trong động lực học biển Trong lớp n‡ớc ny luôn có sự cân bằng giữa hai lực chính đó l lực nhớt

đóng vai trò phân bố động l‡ợng xuống các tầng biển sâu v lực Coriolis

Từ lý thuyết Ekman, bên cạnh cấu trúc thẳng đứng của vận tốc dòng chảy, chúng ta th‡ờng quan tâm đến dòng vận chuyển tổng cộng do dòng chảy gây ra trong lớp n‡ớc đó Khối l‡ợng n‡ớc vận chuyển do dòng chảy gió trong lớp Ekman đ‡ợc xác định theo công thức đơn giản phụ thuộc vo ứng suất gió vtham số Coriolis:

Hình 1.23 Sơ đồ vận chuyển Ekman v  bơm Ekman trên bờ đông Thái Bình D‡ơng Mũi tên đơn chỉ h‡ớng gió, mũi tên kép chỉ

h ‡ớng vận chuyển Ekman tổng cộng tính

theo ứng suất gió

Hộp A nằm giữa hai miền Tín phong v  gió Tây Bắc Bán Cầu Kết quả cho thấy hiện t‡ợng hội tụ dòng v bơm Ekman lm chìm

n‡ớc xuống d‡ới sâu

Hộp B l  ảnh chiếu của A trên Bán Cầu Nam cũng cho thấy bơm Ekman l m chìm

n‡ớc xuống sâu

Hộp C nằm ở phía nam đới cực đại gió Tây; dòng Ekman rất mạnh ở phía bắc v yếu ở phía nam dẫn đến phân kỳ v  bơm Ekman

l m n‡ớc nổi lên mặt v tạo n‡ớc trồi Hộp D nằm trên xích đạo ứng suất gió không có biến đổi đáng kể, nh‡ng tham số Coriolis lại thay đổi dấu khi v‡ợt qua xích

đạo v  h‡ớng dòng chảy sẽ đi về hai phía gây nên phân kỳ hay bơm Ekman nổi v 

n ‡ớc trồi

Hộp E nằm trên khu vực tín phong ; dòng vận chuyển Ekman đi ra từ bờ tạo nên hiện

t ‡ợng n‡ớc trồi Ekman ven bờ

Từ ph‡ơng trình 1.18 có thể nhận thấy biến động của vận chuyển Ekman

do hai nhân tố l ứng suất gió v tham số Coriolis gây nên, trong đó biến động của lực Coriolis th‡ờng không đáng kể

Hình 1.24 Sơ đồ hai tr‡ờng gió v tr‡ờng vận chuyển Ekman t‡ơng ứng, (a) với xoáy ứng suất gió bằng 0, (b) xoáy ứng suất gió khác 0 Hiện t‡ợng bơm Ekman chỉ xuất hiệnkhi có xoáy của gió

Nh‡ vậy, biến động của dòng vận chuyển phụ thuộc chủ yếu vo tr‡ờng

gió Trên hình 1.23 dẫn ra các ví dụ về gió gây hội tụ tại các khu vực nằm giữa tín phong v gió tây A v B v hình thnh bơm Ekman trong dạng n‡ớc chìm Hiện t‡ợng chuyển h‡ớng về cực của gió tây mạnh (ô C) tạo ra bơm Ekman trong dạng n‡ớc trồi.

Ngoại trừ trên xích đạo vận tốc chuyển động theo ph‡ơng thẳng đứng của biên d‡ới lớp Ekman đ‡ợc xác định theo công thức:

y

M x

f f

w

)(

0

WW

W

Mối t‡ơng quan giữa bơm Ekman v xoáy ứng suất gió đ‡ợc mô tả trên hình 1.24 Trên hình 1.25 đ‡a ra phân bố tr‡ờng xoáy ứng suất gió trên mặt đại d‡ơng thế giới chỉ rõ các vùng có khả năng xẩy ra bơm Ekman

Do công thức đánh giá bơm Ekman không áp dụng cho vùng xích đạo nằm giữa 2˚N v 2˚S vì vậy cần có những đánh giá riêng cho khu vực đại d‡ơng ny.Trên khu vực xích đạo (ô D hình 1.23) th‡ờng quan trắc thấy hiện t‡ợng n‡ớctrồi: trên vùng xích đạo Đại Tây D‡ơng v đông Thái Bình D‡ơng gió th‡ờngh‡ớng đông v khá đồng nhất, sự thay đổi dấu của tham số Coriolis qua xích đạo

đã tạo ra dòng vận chuyển Ekman ng‡ợc h‡ớng nhau tại 2˚N v 2˚S dẫn đến phân kỳ v n‡ớc trồi

Hình 1.25.Phân bố xoáy ứng suất gió trung bình năm v  bơm Ekman t‡ơng ứng tính từ tr‡ờng gió thể hiện ở hình 1.4 Tại vùng xích đạo (2°N - 2°S, tô đậm) giá trị bơm Ekman ( )

f rot z W

không xác định.

Dọc theo bờ đông Thái Bình D‡ơng (ô E) ứng suất gió lại có h‡ớng về xích

đạo, dòng vận chuyển Ekman đi ra từ bờ gây nên hiện t‡ợng n‡ớc trồi Hiện t‡ợng t‡ơng tự cũng xẩy ra trên vùng ven bờ Peru-Equator

Cân bằng Sverdrup

Để giải thích sự hình thnh các khu vực biến đổi của độ sâu nêm nhiệt, chúng ta có thể kết hợp nguyên lý động lực học dòng địa chuyển trong lòng đại d‡ơng với động lực học lớp Ekman

Nh‡ chúng ta đều biết các vùng lồi lõm của lớp nêm nhiệt trong mô hình

đại d‡ơng 1.1/2 chuyển động về phía tây với vận tốc sóng Rossby Chúng ta có thể thu đ‡ợc ph‡ơng trình chuyển động của các vùng xoáy cục bộ ny trong dạng:

x

H H y f

g t

H

w

w'w

w

0

2( ) U

U E

(1.20)

Chuyển động của các xoáy cục bộ ny l hệ quả của quá trình hội tụ dòng vận chuyển địa chuyển ở phía tây xoáy nghịch v phân kỳ ở phía đông nh‡ đ‡ợcthể hiện trên hình 1.22, nh‡ vậy ph‡ơng trình 1.20 có thể xem nh‡ ph‡ơng trình cân bằng đối với hội tụ của tr‡ờng dòng Những xoáy thể hiện trên hình 1.15.c cho ta bức tranh trung bình năm t‡ơng ứng trạng thái dừng do đó ˜H/˜t = 0 Bây giờ chúng ta kết hợp với hiện t‡ợng hội tụ trong bơm Ekman, biết rằng sự biến

đổi của độ sâu nêm nhiệt ở đây xẩy ra do vận tốc theo ph‡ơng thẳng đứng tại biên d‡ới của lớp Ekman Trong tr‡ờng hợp ny, kết hợp ph‡ơng trình 1.19 với 1.20 áp dụng cho điều kiện dừng ta sẽ có:

f

rot x

H H y

f

g

z

0 0

W U

U E

w

w'

(1.21)

Có thể cho rằng vế phải của ph‡ơng trình 1.21 nh‡ một phần tạo các xoáy hay vùng thấp mới chuyển động về phía tây nh‡ các sóng Rossby Kết quả chung dẫn đến sự hình thnh gradient H theo h‡ớng đông-tây bao gồm cân bằng địa chuyển v hội tụ bơm Ekman Từ đó có thể thấy quá trình lan truyền năng l‡ợng về phía tây hình thnh nên dòng chảy biên rất mạnh trong các đại d‡ơng l ph‡ơng thức lm tản mát năng l‡ợng đã đ‡ợc bơm Ekman cung cấp cho phần trong đại d‡ơng Do các dòng chảy t‡ơng đối hẹp ny l kết quả tích tụ của năng l‡ợng từ gió trên ton bộ đại d‡ơng, nên dòng chảy biên phía tây th‡ờng rất mạnh t‡ơng tự các dòng xiết Những dòng chảy mạnh ny do tác động của ma sát trên thềm v s‡ờn lục địa đã tạo ra các xoáy nhỏ v đ‡a chúng ra vùng khơi của đại d‡ơng

Ph‡ơng trình 1.21 l một dạng của t‡ơng quan Sverdrup đối với đại d‡ơng1.1/2 lớp Dựa vo hệ thức ny chúng ta có thể xác định H ở mọi nơi trong đại d‡ơng dựa vo số liệu H ở biên bờ đông thủy vực Cần nhắc lại rằng vế phải của

hệ thức 1.21 có thể tính trực tiếp từ số liệu gió Nh‡ vậy có thể nói rằng biến đổi của độ sâu nêm nhiệt đ‡ợc xác định chỉ dựa trên số liệu quan trắc khí t‡ợng!