Tính toán trao đổi nước qua các biên ở biển Đông dựa trên số liệu nhiệt muối

Thông thường cấu trúc thẳng đứng của dòng vận tốc cần lựa chọn sao cho có sự tương ứng với dòng chảy nhiệt địa chuyển do trường nhiệt độ và độ muối gây nên Gần đây, số lượng các quan trắ

ĐẠI HỌC QUỐC GIA HÀ NỘI

TRƯỜNG ĐẠI HỌC KHOA HỌC TỰ NHIÊN

Lưu Quang Hải

TÍNH TOÁN TRAO ĐỔI NƯỚC QUA CÁC BIÊN Ở BIỂN ĐÔNG,

DỰA TRÊN SỐ LIỆU NHIỆT MUỐI

LUẬN VĂN THẠC SĨ KHOA HỌC

Hà Nội - 2014

ĐẠI HỌC QUỐC GIA HÀ NỘI

TRƯỜNG ĐẠI HỌC KHOA HỌC TỰ NHIÊN

Lưu Quang Hải

TÍNH TOÁN TRAO ĐỔI NƯỚC QUA CÁC BIÊN Ở BIỂN ĐÔNG,

DỰA TRÊN SỐ LIỆU NHIỆT MUỐI

Chuyên ngành: Hải dương học

Mã số: 60440228

LUẬN VĂN THẠC SĨ KHOA HỌC

NGƯỜI HƯỚNG DẪN KHOA HỌC:

PGS.TS Phạm Văn Huấn

Hà Nội - 2014

MỤC LỤC

MỞ ĐẦU 6

Chương 1: TỔNG QUAN CÁC VẤN ĐỀ NGHIÊN CỨU 8

1.1 Tổng quan tình hình nghiên cứu 8

1.2 Đặc điểm các trường hải văn Biển Đông 9

1.2.1 Cấu trúc hoàn lưu Biển Đông 9

1.2.2 Chế độ nhiệt muối Biển Đông 15

1.2.3 Chế độ dòng chảy Biển Đông 19

Chương 2: PHƯƠNG PHÁP NGHIÊN CỨU 22

2.1 Cơ sở lý thuyết về tính toán dòng chảy 22

2.1.1 Cơ sở lý thuyết về trường mật độ của nước biển 22

2.1.2 Cơ sở lý thuyết về dòng chảy mật độ 24

2.1.3 Lý thuyết dòng chảy gradien trong biển đồng nhất 28

2.2 Phương pháp động lực tính dòng chảy mật độ 29

2.2.1 Công thức cơ bản của sơ đồ tính toán dòng chảy bằng phương pháp động lực 29

2.2.2 Tính độ sâu (hay độ cao) động lực của trạm hải văn và dựng bản đồ động lực 31

2.2.3 Tính độ cao động lực của các trạm có độ sâu khác nhau 32

2.3 Các bước thực hiện tính toán dòng chảy qua một mặt cắt lựa chọn 33

2.3.1 Tính độ cao động lực tại một trạm hải văn trên mặt cắt 33

2.3.2 Dựng bản đồ đẳng vận tốc qua mặt cắt 36

Chương 3: KẾT QUẢ TÍNH PHÂN BỐ DÒNG CHẢY MẬT ĐỘ TRUNG BÌNH THÁNG TẠI CÁC EO BIỂN 37

3.1 Cơ sở dữ liệu và phạm vi nghiên cứu 37

3.1.1 Tình hình số liệu và phương pháp xử lý 37

3.1.2 Phạm vi nghiên cứu 40

3.2 Phân bố nhiệt độ và độ muối trung bình tại các eo biển 41

3.3 Kết quả tính toán đặc trưng trao đổi nước qua các biên lỏng 53

3.3.1 Eo Đài Loan 53

3.3.2 Eo Bashi 56

3.3.3 Eo Mindoro 58

3.3.4 Eo Balabac 61

3.3.5 Eo Singapore 63

TÀI LIỆU THAM KHẢO 67

CÁC HÌNH PHỤ LỤC 68

LỜI CÁM ƠN

Để hoàn thành khóa luận này, tôi gửi lời cảm ơn chân thành và sâu sắc nhất tới PGS.TS Phạm Văn Huấn – bộ môn Hải dương học – người đã định hướng, trực tiếp hướng dẫn và tận tình giúp đỡ về nhiều mặt

Tôi cũng xin chân thành cảm ơn các thầy cô trong Khoa Khí tượng Thủy văn

và Hải dương học, Phòng đạo tạo Sau đại học – Trường Đại học Khoa học Tự nhiên; các đồng nghiệp và lãnh đạo Trung tâm Hải văn đã có những chỉ dẫn và giải đáp quý báu, tạo điều kiện thuận lợi để tôi hoàn thành khóa luận

Trong quá trình thực hiện luận văn, chắc chắn không tránh khỏi thiếu sót, vì vậy tôi rất mong nhận được sự góp ý của thầy cô và các bạn đồng nghiệp để luận văn có thể hoàn thiện hơn

Tôi xin chân thành cảm ơn!

DANH MỤC CÁC BẢNG Trang Bảng 1.1: Các đặc trưng địa hình của một số eo biển chủ yếu của biển

Đông

16

Bảng 2.1: Nhiệt độ tỷ trọng cực đại và đóng băng phụ thuộc độ mặn 22 Bảng 2.2: Ví dụ về thể tích riêng quy ước của nước biển tại trạm hải văn 34 Bảng 2.3: Ví dụ về tính độ cao động lực tại trạm hải văn 35

Hình 1.2: Phân bố nhiệt độ và độ mặn trung bình tầng mặt tại biển Đông

Hình 3.1: Số liệu nhiệt độ - độ muối trên mặt cắt eo Bashi 39 Hình 3.2: Vị trí các eo biển (biên lỏng) lựa chọn tính toán 40 Hình 3.3: Phân bố nhiệt độ trên mặt cắt ngang qua eo Đài Loan, dọc

Hình 3.9: Phân bố độ muối mặt cắt ngang qua eo Bashi, dọc 120o45’E 49 Hình 3.10: Phân bố độ muối mặt cắt ngang qua eo Mindoro, dọc

MỞ ĐẦU

Sự phát triển nhanh chóng của kinh tế biển và các hoạt động an ninh quốc phòng đảm bảo chủ quyền trên biển đã đặt ra những vấn đề khoa học cấp thiết cần giải quyết đối với việc cung cấp thông tin dự báo trường các yếu tố khí tượng thủy văn biển Trong điều kiện nước ta hiện nay, để có được các thông tin dự báo hạn ngắn các trường yếu tố khí tượng thủy văn biển có thể tiến hành theo hai phương thức:

- Xây dựng hệ thống thu nhận thông tin các trường khí tượng thủy văn dự báo của các nước trên thế giới và khu vực;

- Xây dựng, phát triển và ứng dụng hệ thống các mô hình dự báo các trường khí tượng – thủy văn biển

Theo phương thức thứ hai chúng ta sẽ có được tính chủ động cao trong công tác dự báo, các thông tin kết quả của hệ thống dự báo nhận được sẽ đầy đủ, chi tiết

và chính xác kịp thời đáp ứng được yêu cầu của các hoạt động kinh tế, an ninh quốc phòng và nghiên cứu

Tuy nhiên thực tế là trong khi thực hiện các mô hình số trị nói chung, mô hình dự báo biển nói riêng phụ thuộc rất lớn vào chất lượng của trường ban đầu và điều kiện biên Trong các mô hình dự báo biển, các điều kiện biên hở lại phụ thuộc nhiều vào dòng chảy đi vào và đi ra khỏi miền tính của mô hình Thông thường cấu trúc thẳng đứng của dòng vận tốc cần lựa chọn sao cho có sự tương ứng với dòng chảy nhiệt (địa chuyển) do trường nhiệt độ và độ muối gây nên

Gần đây, số lượng các quan trắc trên các thông số vật lý của nước như: nhiệt

độ, độ mặn cho các vùng biển Đông đã đang được tăng rất nhanh và các kỹ thuật khác nhau để phân tích dữ liệu đã được áp dụng để có được những lĩnh vực nội suy chi tiết về các thông số cho khu vực biển;

Dòng chảy và trường mật độ trong biển liên quan lẫn nhau, không phụ thuộc vào cái gì trong đó là nguyên nhân, cái gì là hệ quả Quy luật này là cơ sở của phương pháp động lực tính dòng chảy theo trường nhiệt độ và độ muối Trong nghiên cứu này, tác giả đã xây dựng quy trình tính toán trường dòng chảy qua các

mặt cắt (biên lỏng) dựa trên giá trị nhiệt độ và độ muối Xây dựng các mặt cắt thẳng đứng về nhiệt độ, độ muối nước biển, khảo sát sự biến thiên theo không gian và thời gian trong năm của những đặc trưng thủy văn, thủy hóa này trong mối liên quan với

sự trao đổi nước qua một số mặt cắt lựa chọn trên biển Đông: phía đông bắc biển –

eo Bashi, eo Đài Loan; phía đông biển – eo Mindoro và Verde; phía đông nam biển – eo Balabac và phía nam biển – eo Singgapo;

Những số liệu dòng chảy nhận được, có thể dùng làm dữ liệu điều kiện biên cho các mô hình hoàn lưu biển Đông cũng như những tính toán và ứng dụng khác

Chương 1: TỔNG QUAN CÁC VẤN ĐỀ NGHIÊN CỨU

1.1 Tổng quan tình hình nghiên cứu

Mục tiêu gián tiếp của các nghiên cứu triển khai mô hình số là tìm hiểu các mối tương quan khác nhau giữa những tác động gây ảnh huởng tới biển Những tác động này bao gồm các dòng động luợng, nhiệt và ẩm trao đổi qua mặt biển, cũng như lưu luợng sông gây ảnh huởng đến hoàn lưu đại dương quy mô lớn Mỗi khi mô hình đã đuợc khẳng định, có thể thông qua so sánh với các quan trắc và với lời giải giải thích, mô hình có thể sử dụng như công cụ kết nối với các vấn đề môi truờng

Ví dụ, mô hình có thể sử dụng để dự báo diễn biến của vết dầu loang, hay cung cấp các thông tin về vị trí tối ưu cho việc đổ chất thải ra biển Những vấn đề như vậy đòi hỏi các kiến thức về hoàn lưu trong môi truờng biển, thuờng chỉ đuợc cung cấp bởi các mô hình phân giải cao Nhiều ứng dụng trong các biển ven (ví dụ vệt dầu loang) có quy mô thời gian từ một vài ngày đến hàng tuần Ở đây cũng cần đến các kiến thức kể cả dự báo các biến động có thể xẩy ra trong các biển ven với quy mô năm và thập kỷ Ví dụ, nguời ta biết rõ rằng các bãi cod tại các bãi ngầm gần Newfoundland có sự biến động với chu kỳ nhiều năm (Mayer et al., 1993) Các kiến thức về điều kiện trong tương lai trên thềm lục địa có thể cho phép các nhà khoa học phần nào giải thích đuợc hiện tuợng suy giảm của nghề cá gần đây Các nghiên cứu theo hướng này yêu cầu kết hợp với hệ thống dự báo khí hậu toàn cầu

Các mô hình biển ven hiện đang ở nhiều mức dộ khác nhau Trước hết là các

mô hình chuẩn đoán Nguời ta sử dụng các trường nhiệt độ và độ muối có sẵn, được rút ra từ số liệu quan trắc, để tìm cách tái hiện trường hoàn lưu Các mô hình chuẩn đoán là công cụ cơ bản cung cấp kết quả phân tích đảm bảo đối với hoàn lưu thềm lục địa theo quy mô lớn hơn bán kính biến dạng nội Rossby Tiếp đến là các mô hình dự báo, trong dó các trường nhiệt độ và độ muối đuợc đánh giá như một bộ phận trong thủ tục giải quyết vấn đề Chính các mô hình dạng này sẽ tạo nên cơ sở cho hệ thống dự báo biển Hoàn lưu chuẩn đoán thường đuợc sử dụng như điều kiện ban đầu và điều kiện biên ngang đối với mô hình dự báo Cả hai nhóm mô hình trên

đều có những tính phức tạp khác nhau Các mô hình dự báo có thể biến đổi từ hai chiều, tích phân theo độ sâu đến hoàn lưu ba chiều đầy đủ

Đối với tính toán dòng chảy bằng phương pháp động lực đã được nhiều tác giả trên thế giới nghiên cứu và đạt được những kết quả nhất định Các nghiên cứu

về lý thuyết cũng như tính toán thử nghiệm phương pháp này đã được quan tâm Tuy nhiên, đến thời điểm hiện nay trong nước chưa có kết quả nghiên cứu cụ thể nào về vấn đề này đối với việc cung cấp dữ liệu đầu vào tại các biên lỏng cho mô hình số trị

Trong một số nghiên cứu trường động lực Biển Đông bằng mô hình số trị như đề tài: “Nghiên cứu xây dựng hệ thống dự báo tác nghiệp khí tượng thủy văn biển (bao gồm sóng, dòng chảy và nước dâng bão) vùng Biển Đông và ven biển Việt Nam” do TS Lê Trọng Đào làm chủ nhiệm có áp dụng mô hình Delft 3D tính toán dự báo trường dòng chảy toàn Biển Đông Tuy nhiên điều kiện tại các biên là hằng số điều hòa mực nước, không tính đến trao đổi nước theo độ sâu tại các biên lỏng

Đề tài: “Nghiên cứu phát triển và ứng dụng công nghệ dự báo hạn ngắn trường các yếu tố thủy văn biển khu vực Biển Đông” do TS Nguyễn Minh Huấn làm chủ nhiệm đã ứng dụng mô hình ROMS tính toán dự báo trường dòng chảy 3D toàn Biển Đông Trong nghiên cứu này số liệu tại các biên lỏng là mực nước, nhiệt

độ và độ mặn tầng mặt, chưa tính đến trao đổi nước theo độ sâu tại đây

Trong các nghiên cứu mô phỏng trường động lực biển nói chung và trường dòng chảy 3D nói riêng, việc đưa tối đa các điều kiện biên vào tính toán góp phần lớn nâng cao độ chính xác của kết quả nghiên cứu, vì yêu cầu thực tiễn đề tài “Tính toán trao đổi nước qua các biên ở Biển Đông, dựa trên số liệu nhiệt muối” với mục tiêu tính toán trao đổi nước tại các biên lỏng của Biển Đông làm dữ liệu điều kiện biên cho các mô hình số nhằm nâng cao độ chính xác của kết quả cho các mô hình

số trị

1.2 Đặc điểm các trường hải văn Biển Đông [4, 8]

1.2.1 Cấu trúc hoàn lưu Biển Đông

a) Các nhân tố ảnh hưởng đến hoàn lưu Biển Đông

Như chúng ta đều biết, bên cạnh sự phụ thuộc vào các lực tác động lên toàn

bộ khối nước biển, các đặc điểm hoàn lưu của một thủy vực biển còn phụ thuộc rất lớn vào các điều kiện địa hình và khả năng trao đổi nước với các thủy vực kề cận

Tính phức tạp của điều kiện địa hình biển và bờ Biển Đông đã tạo nên sự đa dạng và biến động lớn của phân bố không gian và thời gian các nhân tố tác động lên nước biển như các trường khí tượng, tương tác biển- khí quyển, tương tác đất- biển

và từ đó hoàn lưu Biển Đông cũng có những đặc điểm phức tạp tương ứng

Đối với Biển Đông đặc điểm quan trọng nhất của các nhân tố tác động lên mặt biển là sự biến động mạnh mẽ của chúng theo không gian và thời gian Sự biến đổi theo thời gian chủ yếu do chế độ của gió mùa gây nên, còn biến đổi theo không gian lại do nguyên nhân địa hình và các quá trình hoàn lưu khí quyển nhiệt đới – xích đạo quy mô lớn

Theo tính chất luân phiên của gió mùa, các trường gió trên biển trong hai mùa đặc trưng có hướng thịnh hành hoàn toàn đối lập nhau Điều này có thể dễ dàng nhận thấy trên các bản đồ gió, hoa gió đã được công bố từ trước đến nay, bắt đầu từ các bản đồ hoa gió và dòng chảy mặt do Hải quân Hoa Kỳ công bố năm 1945 (US Army, 1945), đến các trường ứng suất gió của Halleman và Rosenstein (1983),

và Atlas khí tượng thủy văn Biển Đông (1994) do Tổng cục Khí tượng thủy văn xuất bản

Bên cạnh sự phân hóa theo thời gian, chúng ta có thể thấy được sự phân hóa theo không gian thông qua các trường gió và xoáy (roto) ứng suất gió đặc trưng cho từng vùng biển Sự phân hóa khá rõ nét của hướng gió được thể hiện nhất trong các tháng mùa hè Những kết quả nghiên cứu trong thời gian gần đây trên phạm vi toàn Biển Đông cũng như các vùng hẹp hơn càng chứng minh nhận định nêu trên là đúng (Đinh Văn Ưu, 1995)

Cùng với các nhân tố tác động lên mặt biển như các thông lượng cơ năng, nhiệt và ẩm, các quá trình trao đổi giữa Biển Đông với thủy vực biển kề cận và đất liền cũng có sự biến động lớn theo thời gian và không gian Những hiểu biết về các quy luật này là hết sức cần thiết khi nghiên cứu chế độ thủy văn và hoàn lưu biển

b) Các đặc điểm cơ bản của hoàn lưu Biển Đông

Hoàn lưu chung Biển Đông

Như đã phân tích ở phần trên, hoàn lưu chung của Biển Đông thực chất là hoàn lưu mùa, có thể sơ đồ hóa bằng hai bức tranh hoàn lưu cơ bản gần như đối lập nhau tương ứng hai mùa gió: gió mùa Đông-Bắc (mùa đông) và gió mùa Tây-Nam (mùa hè)

Trong mùa gió đông-bắc, luôn tồn tại một xoáy thuận chính trong phạm vy toàn Biển Đông

Trên khu vực bắc Biển Đông, bên cạnh xoáy thuận chính, dưới tác động của hiệu ứng gió và quá trình xâm nhập của dòng Kuroshio vào Biển Đông qua eo Luzon đã tạo nên các bộ phận hoàn lưu có tính biến động lớn Quá trình xâm nhập của Kuroshio vào Biển Đông có thể xẩy ra theo cách trực tiếp hoặc gián tiếp qua các xoáy (dòng uốn) Đến nay, nguyên nhân chính của hiện tượng này vẫn còn chưa được làm rõ, tuy nhiên tác động của trường gió cục bộ cũng có thể ảnh hưởng tới sự hiện diện và biến động của hiện tượng này (A Farris and M Wimbush, 1996)

Hình 1.1: Hoàn lưu lớp nước mặt biển Đông

(a) – mùa đông, (b) – mùa hè

Hải dương học Biển Đông – Lê Đức Tố (1999)

Đối với thời kỳ chuyển tiếp, phụ thuộc vào quá trình thay thế của các trường khí tượng trong từng năm cụ thể mà các đặc trưng hoàn lưu có thể xuất hiện sớm hơn hoặc lưu lại lâu hơn

Trong mùa hè vẫn còn nhiều điểm không thống nhất giữa các kết quả phân tích số liệu thực đo cũng như mô hình tính toán hoàn lưu Biển Đông, tuy nhiên chúng ta vẫn có thể rút ra những đặc điểm chung và cơ bản nhất của hoàn lưu mùa

Trước hết xu thế chung của cả hệ thống dòng chảy có hướng ngược hẳn so với hoàn lưu mùa đông, điều này cho thấy vai trò quyết định của quá trình tương tác biển-khí quyển khu vực, trong đó có trường gió đối với hoàn lưu biển

Xu thế chung của hoàn lưu nhiệt muối được khẳng định thông qua sự hiện diện của một hoàn lưu xoáy thuận chính cho toàn bộ Biển Đông Trên vùng biển phía nam, đồng thời tồn tại một xoáy nghịch dọc theo kinh tuyến 110°E, vị trí của tâm xoáy nghịch này phụ thuộc vào cường độ và vị trí của khu vực hoàn lưu tách khỏi bờ Việt Nam

Bộ phận chủ yếu của dòng chảy đi từ phía nam biển của hoàn lưu chính vẫn tiếp tục đi lên theo hướng bắc và đông-bắc được tiếp tục tăng cường thêm trong quá trình chảy dọc ven bờ Trung Quốc và thoát ra biển Đông Trung Hoa qua eo Đài Loan

Tác động của trường gió có thể gây nên sự biến động đáng kể của hoàn lưu trên khu vực này liên quan tới quá trình dịch chuyển của xoáy thuận Hoàng Sa và sự uốn dòng của trục dòng chảy chính có thể dẫn tới hiện tượng đổi hướng dòng chảy

Như vậy, khi gió hướng nam trên vùng ven bờ không áp đảo, thì hoàn lưu địa chuyển sẽ là thành phần chủ yếu của hoàn lưu tại khu vực này, điều này có thể giải thích các kết quả quan trắc dòng chảy hướng nam dọc bờ miền Trung tới tận khu vực nước trồi nam Trung Bộ Điều kiện khí áp dẫn tới hình thành trường gió nêu trên cũng rất phổ biến đối với toàn dải ven biển bờ từ cửa đồng bằng Bắc Bộ cho đến nam Trung Bộ do hệ quả của sự tồn tại và hoạt động của dải hội tụ nhiệt đới trong mùa hè dẫn đến sự phân hóa trường gió trên Biển Đông (Đinh Văn Ưu, 1995) Khi dải hội tụ nhiệt đới nằm về phía bắc gió tây-nam và nam trở nên áp đảo

và yếu tố gió có vai trò quyết định trong vùng biển ven bờ dòng chảy tổng cộng sẽ

có hướng bắc hoặc đông-bắc tương ứng các trường hợp quan trắc đã được phân tích trên đây

Những đặc điểm cơ bản của hoàn lưu địa chuyển Biển Đông

Hình thành do kết quả tương tác biển-khí quyển khu vực xích đạo nhiệt đới Đông Nam Á, với sự biến động mạnh của các trường khí tượng trên biển, các trường nhiệt độ và độ muối cũng có sự biến động đáng kể giữa các tháng trong năm

Sự biến động của các trường nhiệt muối là một trong hai nguyên nhân cơ bản tạo nên hoàn lưu tổng hợp của biển

Trong mùa đông, các kết quả phân tích đều cho thấy mức độ xâm nhập của các khối nước lạnh bắc vịnh Bắc Bộ và bắc Biển Đông về phía nam với các đặc trưng độ muối khác biệt nhau do nguồn gốc nước ven bờ và ngoài khơi tương ứng Trong mùa này cũng thấy sự hiện diện của một vùng nước ấm nằm tại các khu vực trung tâm vịnh Bắc Bộ và ngoài khơi Biển Đông Hoàn lưu nước tầng mặt Biển Đông trong mùa đông hình thành nên một xoáy thuận chính trên phần lớn khu vực biển sâu kèm theo hiện tượng cường hóa dòng dọc bờ miền trung Việt Nam

Tại vùng biển ngoài khơi nam Trung Bộ xoáy thuận lớn bị thu hẹp theo chiều ngang hình thành nên xoáy thuận nam Biển Đông với dải hội tụ theo hướng kinh tuyến Tại vùng biển tây Luzon tồn tại một xoáy thuận phụ khá ổn định bị tách khỏi xoáy thuận phía nam bởi một xoáy nghịch trung tâm biển Trên vùng biển bắc Borneo dòng chảy sát bờ đi về phía tây-nam đã hình thành nên các xoáy nghịch nằm phía đông xoáy thuận nam Biển Đông

Trong mùa hè, trong xu thế chung của hoàn lưu xoáy nghịch trên toàn biển,

có thấy sự xuất hiện hai xoáy nghịch nhỏ hơn tại các khu vực ngoài khơi nam Trung

Bộ và bắc Hoàng Sa Giữa hai xoáy nghịch này là một xoáy thuận gần bờ biển sâu Trung Bộ Trong các điều kiện nhất định, xoáy thuận này có thể bao gồm cả vùng hoạt động nước trồi do hiệu ứng phân hóa trường gió gần bờ Việt Nam cũng và các phần uốn của dòng chảy chính đi về phía bắc và đông bắc biển

Những sơ đồ này một mặt khẳng định những đặc trưng cơ bản của hoàn lưu địa chuyển quy mô lớn trong hai mùa, mặt khác cũng cho ta thấy sự hiện diện của các xoáy cục bộ và sự biến động của chúng giữa các năm so với sơ đồ hoàn lưu chung

Một số bộ phận hoàn lưu cục bộ trong Biển Đông

Như đã phân tích trong phần hoàn lưu địa chuyển và hoàn lưu chung, trong

cả hai mùa và trên phạm vi Biển Đông luôn có sự hiện diện của các bộ phận hoàn lưu cục bộ có kích thước khác nhau được hình thành do một số nhân tố mang tính địa phương như địa hình, sự phân hóa gió hay xâm nhập của các dòng chảy lớn vào biển

Tại vùng đông bắc biển do kết quả tương tác giữa dòng Kuroshio và hoàn lưu Biển Đông với mức độ xâm nhập khác nhau của nước Thái Bình dương vào phần nam eo Luzon luôn tồn tại các xoáy ngược chiều nhau nằm về hai phía của dòng xâm nhập chính Những xoáy này được Fang dẫn ra dưới các tên: xoáy thuận tây-nam Luzon; dòng ven tây Luzon

Trên dải gần bờ Trung Quốc, bên cạnh dòng chảy Quảng Đông biến đổi theo hướng gió thịnh hành trong hai mùa, dòng chảy ấm bắc Biển Đông có hướng không đổi trong cả hai mùa được xem như phần liên kết rìa ngoài của các xoáy phía bắc dòng xâm nhập chính từ eo Luzon Do có gốc xuất phát từ vùng biển ấm phía nam cũng như Kuroshio nên luôn có nhiệt độ nước ấm hơn và chảy ngược chiều gió trong mùa đông Trong sự hình thành của dòng chảy này vai trò của địa hình đáy, trong đó có sườn lục địa Trung Quốc và đảo Hải Nam như bức tường ngăn các dòng chảy có nguồn gốc khác nhau từ phía đông tới tạo nên hiện tượng uốn dòng và tăng mực nước phía bờ tây tạo nên dòng gradient ngược chiều gió

Đặc điểm quan trọng của hoàn lưu trong vịnh Bắc Bộ là sự tồn tại trong cả năm của dòng chảy ven bờ tây vịnh Bên cạnh hoàn lưu trong dạng xoáy thuận nêu trên, các kết quả nghiên cứu thực nghiệm cũng như mô hình hóa đều cho thấy sự hiện diện của một xoáy nghịch trên vùng biển phía bắc vịnh trong mùa hè

Nguyên nhân hình thành bức tranh hoàn lưu trong mùa hè trên vịnh Bắc Bộ được mô tả trên đây có thể lý giải bằng sự phân hóa về hướng gió trên vịnh do hoạt động kết hợp của áp thấp bắc Đông Dương và dải hội tụ nhiệt đới Với hướng gió thịnh hành đông-nam từ Bạch Long Vỹ đến Hải Phòng, Quảng Ninh, sự hình thành hai xoáy đối lập dấu nằm hai phía bắc và nam hoàn toàn khẳng định vai trò của gió

trong mùa hè Trong mùa đông, sự xâm nhập của dòng chảy Biển Đông góp phần làm tăng cường dòng chảy đi về phía nam ven bờ phía tây vịnh

Hoàn lưu trong vịnh Thái Lan cơ bản khác biệt nhau trong hai mùa, mùa đông trong dạng xoáy thuận và mùa hè trong dạng xoáy nghịch Tuy nhiên các kết quả khảo sát (Wattayakorn G et al, 1998) và mô hình hóa cho thấy sự tồn tại của một số xoáy quy mô vừa trong từng mùa tại các khu vực phía bắc vịnh, ven bờ Việt Nam và Malaysia Những sự phân hóa này có thể được giải thích bởi sự phân hóa của trường gió trên vịnh và trên Biển Đông: gió Tây trên vịnh và Tây Nam trên Biển Đông trong mùa hè, Đông Bắc trên Biển Đông và Đông trên vịnh trong mùa đông Ngoài ra quá trình trao đổi nước giữa vịnh với Biển Đông và sự biến đổi lưu lượng các sông cũng góp phần tạo ra sự đa dạng này

Một trong những đặc điểm của hoàn lưu cục bộ liên quan tới vùng biển Việt Nam là dòng chảy đi về phía nam ven bờ tây Nam Bộ trong cả hai mùa, điều này đã được nhiều kết quả khảo sát của Việt Nam khẳng định và thu được từ áp dụng phương pháp mô hình hóa

1.2.2 Chế độ nhiệt muối Biển Đông

Chế độ thủy văn biển Đông được quy định bởi điều kiện địa lý, đặc điểm khí hậu, các quá trình tương tác với các biển lân cận và hoàn lưu giữ vai trò quyết định, biển Đông trải dài theo phương kinh tuyến từ 3oS đến 23oN thuộc đới xích đạo và nhiệt đới Tây Thái Bình Dương Phần đông của biển có độ sâu lớn từ 2000m đến 5500m chiếm 20% diện tích lại tiếp giáp với phần Tây Thái Bình Dương và các biển của Philippin là điều kiện quan trọng đối với các quá trình trao đổi nước qua các eo biển sâu và rộng Luzon, Đài Loan, Mindoro và Barabac Khoảng 80% diện tích còn lại của biển Đông là thuộc thềm lục địa rộng lớn phía tây, trong đó Vịnh Thái Lan và Vịnh Bắc Bộ Địa hình Vịnh Bắc Bộ bằng phẳng dạng lòng chảo nghiêng về phía đông nam Nước biển Đông xâm nhập vào vịnh chủ yếu qua của đông nam rộng hơn 230km và sâu hơn 100m, một phần không lớn được truyền quy

eo biển Quỳnh Châu (Trung Quốc) hẹp và nông Vịnh Thái Lan ở phía tây nam là một vùng nước nông, độ sâu trung bình khoảng 60m, độ sâu lớn nhất ở trung tâm

khoảng 80m, địa hình không đơn điệu và ăn sâu vào phần đất liền, chỉ có một của giao lưu với nước biển Đông Do đặc điểm riêng về địa lý, chế độ thủy văn của Vịnh Thái Lan và Vịnh Bắc Bộ mang tính địa phương Phần phía nam của biển Đông, khả năng trao đổi nước với biển GiaVa có nguồn gốc Ấn Độ Dương không lớn

Có thể khẳng định quá trình trao đổi nước với phần tây bắc Thái Bình Dương giữ vai trò quyết định quá trình hình thành chế độ nhiệt muối biển Đông Sự biến động của cấu trúc nước nhiệt đới có nguồn gốc Thái Bình Dương có quan hệ trước hết là chế độ khí hậu gió mùa, thứ yếu là yếu tố địa phương

Bảng 1.1: Các đặc trưng địa hình của một số eo biển chủ yếu của biển Đông

TT Tên eo biển Độ sâu (m)

Tính trung bình

Chiều rộng nhỏ nhất (km)

Ghi chú

1 Eo Đài Loan 69-70 127 Trao đổi trực tiếp với Đông

Hải và Thái Bình Dương

2 Eo Luzon 2341 - 2600 372 Trao đổi với Thái Bình

Dương

3 Eo Mindoro 329-450 78 Trao đổi nước trực tiếp với

các biển của Philippin

4 Eo Barabac 49-100 49 Trao đổi trực tiếp với biển

GiaVa

5 Eo Kanimata 29-40 116 Trao đổi nước trực tiếp với

biển GiaVa

6 Eo Gaspar 30-40 23 Trao đổi trực tiếp với GiaVa

Gián tiếp theo kinh dài Malaca với biển Andaman của Ấn Độ Dương

a) Chế độ nhiệt muối trong mùa gió đông bắc

Lớp nước tựa đồng nhất mặt biển, trong thời kỳ mùa đông dưới tác dụng của gió mùa đông bắc nước lạnh tràn xuống phía nam trong hướng đông bắc – tây nam, khi gặp dòng chảy mạnh ở ven bờ Việt Nam đem khối nước lạnh nhiệt độ thấp (<24oC) của Vịnh Bắc Bộ tăng cường, các đường đẳng nhiệt độ 25oC bị ấn sâu xuống phía nam như các lưỡi nước lạnh đến tận vĩ tuyến 4oN – 5oN Trong khi đó vùng biển đông nam thuộc Trường Sa, nam Philippin và bờ tây Kalimantan vẫn là

vùng nước mang đặc tính nhiệt đới xích đạo, nhiệt độ trung bình lớn hơn 27oC –

28oC, riêng vịnh Thái Lan nhiệt độ lớn hơn 27oC do địa hình nông Trên bản đồ phân bố nhiệt độ lớp nước mặt trong thời kỳ gió mùa đông bắc thể hiện rất đậm nét ảnh hưởng của hoàn lưu nước mặt hướng đông bắc – tây nam và sự chênh lệch nhiệt

độ giữa bờ tây bắc và đông nam lớp (8o

C)

(a) độ muối mùa đông (b)- nhiệt độ mùa đông

Hình 1.2: Phân bố nhiệt độ và độ mặn trung bình (oC, %o) tầng mặt tại Biển Đông

(a)- độ muối mùa đông, (b) – nhiệt độ mùa đông

(Biển Đông, tập II (2003), Khí tượng Thủy văn Động lực biển – Chương trình điều

tra nghiên cứu biển cấp nhà nước KHCN -06 (1996 - 2000))

Độ muối trong thời kỳ mùa đông của lớp nước mặt thể hiện tính phân vùng

do ảnh hưởng của gió đông bắc mang tính địa đới Các đường đẳng trị độ muối thuộc khu vực trung tâm tựa song song với vĩ tuyến phản ánh xu thế ảnh hưởng của gió mùa từ bắc xuống nam và thể hiện phạm vi lan truyền của nước nhiệt đới Thái Bình Dương

Đối với vịnh Bắc bộ trong thời kỳ gió mùa đông bắc nước biển khơi có độ muối cao xâm nhập sâu vào vịnh, vùng nước giữa vịnh vẫn còn mang tính chất biển khơi, mặt khác nước lục địa đổ vào vịnh lúc này không lớn nên chủ yếu chỉ ảnh hưởng đến vùng nước sát bờ Theo kết quả điều tra nghiên cứu của chương trình Việt – Trung 1960 nhận xét trong thời kỳ mùa đông ở ven bờ Vịnh Bắc Bộ Việt

Nam có 3 khối nước chính Thứ nhất là khối nước nhạt ven bờ, tiếp theo là khối nước lạnh và cuối cùng là khối nước biển khơi chiếm thể tích lớn nhất ở vùng trung tâm và cửa vịnh

b) Chế độ nhiệt muối trong mùa gió tây nam

Trong mùa gió tây nam trên toàn bộ lớp nước mặt vùng khơi nằm trong một nền nhiệt độ cao, trung bình 29oC Vùng nước ven bờ có sự phân hóa do ảnh hưởng nước nông và nước lục địa đổ vào nên nhiệt độ nước thường cao hơn từ 1oC đến

2oC so với vùng biển khơi Riêng khu vực biển ven bờ Nam Trung Bộ nền nhiệt thấp hơn ngoại vi từ 1oC đến 3oC do hoạt động nước trồi gió mùa tây nam từ tháng

5 đến tháng 9 Nước trồi hoạt động mạnh nhất vào tháng 7

(a) độ muối mùa hè (b)- nhiệt độ mùa hè

Hình 1.3: Phân bố nhiệt độ, độ muối trung bình (oC, %o) tầng mặt tại Biển Đông

(a)- độ muối mùa hè, (b) – nhiệt độ mùa hè

(Biển Đông, tập II (2003), Khí tượng Thủy văn Động lực biển – Chương trình điều

tra nghiên cứu biển cấp nhà nước KHCN -06 (1996 - 2000))

Trường muối mùa hè tương đối phức tạp Vùng biển khơi và khu vực đông bắc biển Đông độ muối có giá trị cao từ 33%o đến 34%o Mặc dù thấp hơn mùa đông nhưng vẫn là nước nhiệt đới Thái Bình Dương Khu vực ven bờ phía tây (Việt Nam, Trung quốc và Malayxia) độ muối luôn thấp, thấp hơn 32%o Đặc điểm này

có thể giải thích bằng ảnh hưởng của chế độ thủy văn lục địa Điểm quan tâm hơn

cả là trên các bản đồ trường nhiệt muối mùa hè của Võ Văn Lành không cho phép đánh giá mức độ xâm nhập của nước biển Gia va vào Biển Đông qua các eo biển phía nam dưới tác động của gió mùa tây nam, trong khi đó ở phần đông bắc của biển vẫn thấy rõ nước Thái Bình Dương độ muối cao 34%o xâm nhập qua eo Luzon Các bản đồ dòng chảy tầng mặt tháng 6 và 8 của Wyrki thể hiện rất rõ dòng nước từ biển Giava chảy vào phần phía nam Biển Đông qua eo Karimata

1.2.3 Chế độ dòng chảy Biển Đông

Dòng chảy tầng mặt mùa hè: Hình thành chủ yếu do trường gió Tây Nam

với đặc điểm bị phân hóa mạnh bởi tác động của dải hội tụ nhiệt đới có vị trí trung bình vắt chéo qua biển theo hướng từ Tây Bắc đến Đông Nam Về tổng thể trục chính của dòng chảy trên mặt biển hướng từ Tây Nam đến Đông Bắc kèm theo một

hệ thống các xoát quy mô vừa Do sự hiện diện và tăng cuờng của vùng nuớc ấm biển sâu ngoài khơi Ðông Nam Bộ, bộ phận xoáy nghịch phía Nam sau khi tách từ

bờ ở khoảng vĩ tuyến 11°N được tăng cường Vận tốc dòng chảy ở đây có giá trị trung bình vào khoảng 0,25 m/s với giá trị cực đại có thể vuợt quá 0,5 m/s

Hình 1.4: Hệ thống dòng chảy tầng mặt trên Biển Đông (Atlas Quốc gia)

Trên vùng biển phía Tây và Bắc Hoàng Sa, so với dòng chảy gió, vai trò của dòng chảy nhiệt muối đã trở nên đáng kể và một nhánh của xoáy nghịch cơ bản tiếp tục hướng theo phía Ðông Bắc xuất phát từ cửa vịnh Bắc Bộ Một nhánh khác sẽ huớng về phía Ðông trên vùng Nam Hoàng Sa sẽ gặp nhánh tách dòng từ vùng biển

Nam Trung Bộ hình thành nên dòng chảy chính đi ra eo Luzon Phụ thuộc vào mức

độ xâm nhập của dòng Kuroshio vào bắc Biển Ðông, tại phần giữa của hai nhánh dòng chảy này sẽ hình thành nên một số xoáy quy mô vừa trong đó có xoáy thuận Tây- Bắc Luzon hoạt động mạnh tạo nên vùng nuớc trồi

Trong trường hợp các xoáy cục bộ kém phát triển các nhánh dòng chảy chính

sẽ hướng về phía Bắc và kết hợp với dòng chảy ven bờ Trung Quốc đi thẳng qua eo Ðài Loan hoặc theo eo Luzon đi ra Thái Bình Dương nhập vào dòng chảy Kuroshio

Trên khu vực Ðông và Ðông Nam Biển Ðông, nhánh phía Ðông của xoáy nghịch chính bị phân hoá và suy yếu chỉ tồn tại trên phần trung tâm biển Dòng chảy theo hướng gió trên khu vực ngoài khơi Borneo và Palaoan vừa làm suy yếu hoàn lưu xoáy nghịch chung vừa góp phần tạo ra nhiều xoáy cục bộ khác Ðáng chú

ý nhất là sự hình thành các xoáy cục bộ trên khu vực quần đảo Truờng Sa

Như vậy, hoàn lưu mùa hè bị phân chia thành nhiều xoáy cục bộ khác nhau, tuy nhiên trên phông chung, một xoáy nghịch quy mô lớn vẫn bao trùm trên phần lớn Biển Ðông

Dòng chảy tầng mặt mùa đông: Bị chi phối chủ yếu bởi trường gió thịnh

hành trên Biển Ðông và một phần bị ảnh hưởng của hệ thống dòng chảy địa chuyển Ðặc điểm cơ bản nhất của dòng chảy mặt trong thời kỳ này là sự hiện diện của một xoáy thuận lớn trên phạm vi toàn bộ biển, chủ yếu đối với vùng nuớc sâu hơn 100 mét Sự tăng cường của dòng chảy dọc bờ Tây Biển Ðông xuất phát từ eo Ðài Loan

và eo Luzon kéo dài đến tận vĩ tuyến 5°N-6°N Trên phần biển ven bờ miền Trung Việt Nam, do sự kết hợp của dòng chảy gió với dòng chảy nhiệt muối nên vận tốc đạt giá trị trung bình từ 0,75 dến 0,85 m/s và giá trị cực đại trong một số trường hợp

có thể vuợt quá 1 m/s

Xoáy thuận lớn này thường bị thu hẹp theo huớng vĩ tuyến do sự hiện diện của các xoáy nghịch quy mô vừa ở phía Ðông Sự xuất hiện của xoáy nghịch này có thể do nguyên nhân uốn dòng tại một số khu vực như phía Ðông Hoàng Sa, nhưng cũng có thể do nguyên nhân nhiệt xuất phát từ vùng nước ấm tại trung tâm Biển Ðông Ở phía Ðông Bắc Biển Ðông, tại phần Bắc của dòng chảy đi vào từ eo Luzon

hình thành nên một xoáy nghịch quy mô vừa Ðây là một bộ phận của dòng chảy

ấm Bắc Biển Ðông ngược chiều với gió thịnh hành

Ngoài khơi bờ Ðông Nam Việt Nam xoáy thuận cơ bản vẫn được duy trì và

mở rộng do sự tăng cường của dòng chảy gió đi vào thềm lục địa Ðông Nam Bộ và hướng về biển Java Về phía trung tâm biển, sự hiện diện của vùng nuớc ấm thường xuyên hình thành nên xoáy nghịch lớn làm cho nhánh phía Ðông của xoáy thuận cơ bản bị dồn về phía Tây và Tây-Bắc tạo ra dải phân kỳ dọc kinh tuyến 110°E-112°E

Do sự tồn tại của xoáy nghịch này và các xoáy cục bộ khác, trên phần Ðông- Nam của biển gần bờ Bắc đảo Borneo, hình thành nên một nhánh dòng chảy dọc bờ theo hướng Tây Tây- Nam

Trên phần thềm lục địa Nam Biển Ðông do nhân tố gió trở nên áp đảo nên dòng chảy chủ yếu tập trung theo huớng Tây Nam dọc bờ Việt Nam và hướng Nam

đi vào biển Java

Ðặc trưng dòng chảy tại khu vực Biển Ðông thể hiện chế độ mùa rõ rệt với

sự hiện diện của hai xoáy hoàn lưu quy mô lớn ngược chiều nhau trong hai mùa Tuy nhiên do tương tác giữa các nhân tố tác động như gió, mật độ, địa hình cũng như hiện tuợng trao đổi nước với Thái Bình Dương và các biển kề cận đã hình thành nên các cấu trúc hoàn lưu dạng xoáy có quy mô khác nhau

Chương 2: PHƯƠNG PHÁP NGHIÊN CỨU 2.1 Cơ sở lý thuyết về tính toán dòng chảy [2]

2.1.1 Cơ sở lý thuyết về trường mật độ của nước biển

Tính chất vật lý của nuớc cất chỉ phụ thuộc vào hai tham số: nhiệt độ và áp suất Tính chất vật lý của nuớc biển, ngoài ra, còn phụ thuộc vào độ muối là đặc điểm đặc trưng nhất của nó Một số tính chất như độ nén, độ dãn nở nhiệt, hệ số khúc xạ biến dổi ít khi độ muối thay đổi, trong khi đó các tính chất như mật độ, nhiệt độ đóng băng, nhiệt độ ứng với mật độ cực đại v.v phụ thuộc đáng kể vào độ muối

Mật độ nuớc biển phụ thuộc vào độ mặn và nhiệt độ nước biển Khi độ mặn tăng, mật độ tăng vì trong nuớc có các chất hoà tan với trọng luợng riêng lớn hơn nước Khi nhiệt độ biến thiên, mật độ nuớc biển thay đổi theo qui luật phức tạp hơn Ðối với nuớc ngọt, mật độ cực đại ở to = 4oC, như vậy, khi nhiệt độ giảm duới 4oC

và tăng lên trên 4o

C mật độ giảm Nước biển do có độ mặn nên nhiệt độ mật độ cực

đại (θ) cũng như nhiệt độ đóng băng (τ) biến thiên tuỳ thuộc vào giá trị độ mặn

Tính chất biến thiên này được biểu thị bằng giá trị ở bảng 2.1 và hình 2.1 duới đây:

Bảng 2.1 Nhiệt độ tỷ trọng cực đại và đóng băng phụ thuộc độ mặn

Khi giá trị độ mặn nhỏ hơn 25‰, nhiệt độ tỷ trọng cực đại có trị số lớn hơn nhiệt độ đóng băng như nuớc ngọt Với độ mặn lớn hơn 25‰, nhiệt độ tỷ trọng cực

đại thấp hơn nhiệt độ đóng băng Trong thực tế, thứ nước đó không bao giờ lạnh tới nhiệt độ tỷ trọng cực đại vì nó đã đóng băng rồi Nguời ta qui ước nước có độ mặn nhỏ hơn 25‰ là nước lợ hay nước pha ngọt, còn cao hơn gọi là nước biển

Hình 2.1: Biểu đồ biểu thị sự phụ thuộc vào độ muối của nhiệt độ tỷ trọng cực đại

và nhiệt độ đóng băng

Không phải tất cả các tính chất vật lý của nước biển đều có ý nghĩa như nhau đối với việc nghiên cứu những quá trình xảy ra trong Ðại dương Thế giới Những tính chất quan trọng nhất là mật độ, nhiệt dung, nhiệt độ đóng băng và nhiệt độ ứng với mật độ cực đại Các tính chất khác như nhiệt độ sôi, độ nhớt phân tử, độ truyền nhiệt và khuyếch tán phân tử ít có ý nghĩa hơn

Mật độ nước biển và những đại lượng liên quan như trọng lượng riêng, thể tích riêng là những tham số vật lý quan trọng dùng nhiều trong các tính toán hải dương học Sự phân bố mật độ trong biển quyết dịnh hoàn lưu theo phương ngang

và theo phương thẳng đứng; sự trao đổi vật chất và năng luợng trong nó; nghiên cứu trường thủy âm, trường sóng nội; nghiên cứu độ ổn định của nước biển…

Xuất phát từ cơ sở dữ liệu về các yếu tố nhiệt độ, độ muối nuớc biển sẽ tính toán những đặc trưng thứ sinh quan trọng của nuớc biển là mật độ nuớc, độ ổn định thẳng đứng của nuớc biển

Dưới đây tóm tắt các định nghĩa về mật độ, trọng luợng riêng của nước biển chấp nhận trong các sách giáo khoa và chuyên khảo về hải dương học vật lý và quy ước dùng trong luận văn này

Mật độ nuớc biển

4

t

vị thể tích nước tại nhiệt độ quan trắc so với trọng luợng một đơn vị thể tích nước cất tại 4oC Như vậy đại luợng mật độ nuớc biển trong hải dương học không có thứ nguyên, nhưng có trị số bằng mật độ vật lý Khi viết ngắn gọn người ta sử dụng tham số mật độ quy uớc của nuớc biển st tính bằng:

3

10 1

4 ÷ ø

ö ç

,

5 , 17

5 , 17

÷ ø

ö ç

ö ç

barotrop) Nhưng nếu mật độ thay đổi (do nung nóng mặt biển không đều, độ bốc

hơi, độ muối, giáng thủy khác nhau) thì xuất hiện độ nghiêng của các mặt đẳng mật

độ và đẳng áp suất (chất lỏng nghiêng áp – barocline) và các hạt nước bắt đầu

chuyển động

Lấy hai mặt đẳng áp: Mặt P0 trùng mặt biển, mặt P nằm ở độ sâu không có dòng chảy mật độ, nó song song với mặt đẳng thế tương ứng (hình 2.2a) Giả sử phía bên phải mật độ nước nhỏ hơn, còn bên trái – lớn hơn Khi đó khoảng cách giữa các mặt đẳng áp P0 và P ở bên phải sẽ lớn hơn, bên trái – nhỏ hơn, tức HM>HN

Vẽ các mặt đẳng thế D1, D2,… cắt mặt đẳng áp P0 và xét tác dụng của các lực lên phần tử nước m có lực trọng trường hướng thẳng đứng xuống dưới vuông

góc với mặt đẳng thế và lực građien áp suất thủy tĩnh

dn P

d

a hướng theo pháp tuyến với mặt đẳng áp P0 về phía trên Các lực khác xem là không tồn tại

Hình 2.2: Giải thích sự hình thành cân bằng địa chuyển

Trên hình vẽ ta thấy thành phần vuông góc với mặt đẳng áp P0 của trọng lực b

cos

g cân bằng với lực građien áp suất thủy tĩnh, còn thành phần gsinb tiếp tuyến với mặt đẳng áp làm cho phần tử nước m di chuyển theo hướng từ M đến N Ngay lúc đó xuất hiện lực Coriolis K1 (hình 2.2b) làm cho m di chuyển theo hướng của lực tổng hợp R1 với vận tốc V1 Nhưng với sự biến đổi hướng của vectơ dòng chảy, thì hướng của lực Coriolis cũng biến đổi theo, gây nên sự quay về bên phải của lực tổng hợp R1 và tiếp tục quay vectơ dòng chảy

Rõ ràng vectơ dòng chảy VT sẽ quay về bên phải cho đến khi nó vuông góc với lực gsinb , vì chỉ khi đó lực Coriolis sẽ hướng theo cùng một đường thẳng với b

bsin 2

L

gH gH

V M N T

sin

2w j

-=

Các tích gH M và gH N chính là công để dịch chuyển một đơn vị khối lượng nước biển

đi những quãng đường HM hay HN chống lại trọng lực, thường được gọi là những khoảng cách động lực, và được ký hiệu là DM và DN Vậy:

L

D D

V M N T

sin

1 0

L

D D V V

T T T

-= -

Trên hình (2.2b) vẽ các giao tuyến của các mặt đẳng áp và các mặt đẳng thế D1, D2, trên bình đồ Người ta gọi những đường đó là những đường đồng mức động lực, vì chúng chính là những đường đẳng trị độ cao động lực của mặt P0 so với mặt P, đặc trưng địa hình của mặt đẳng áp P0 Rõ ràng dòng chảy hướng theo đường đồng mức động lực Nếu nhìn theo hướng dòng chảy, thì những độ cao động lực nhỏ hơn sẽ ở về phía bên trái (bắc bán cầu)

Khi mặt đẳng áp P0 có dạng phức tạp hơn, như trên hình 2.3, thì các đường đồng mức cũng có dạng phức tạp hơn Thành phần gsinb hướng dọc mặt tự do vẫn vuông góc với đường đồng mức động lực tại điểm nghiên cứu và hướng theo chiều

dốc lớn nhất của mặt đẳng áp, do đó, dòng chảy sẽ hướng theo tiếp tuyến của đường đồng mức động lực Như vậy các đường đồn mức động lực là những đường dòng và khi chuyển động ổn định, thì chúng là những quỹ đạo của các hạt nước

Hình 2.3: Những đường đồng mức động lực của mặt biển

Để tính độ cao động lực tại một trạm thủy văn nào đó người ta tích phân phương trình thủy tĩnh: dP= -rgdz

Từ P đến P0: ò = -ò = =

0 0

z P

P

D gz gdz dP

Trong đó: z - khoảng cách giữa mặt đẳng áp P và mặt đẳng áp P0

Trong thực hành hải dương học, người ta hay dùng thể tích riêng quy ước vtthay cho α, do đó, thay tích phân bằng tổng, ta có

9 , 0 10

Một trong những vấn đề thực tiễn đặt ra khi tính toán dòng chảy mật độ trong biển là việc xác định mặt không động lực, tại đó mặt đẳng áp nằm ngang và dòng chảy mật độ triệt tiêu Tuy nhiên, đây là vấn đề đòi hỏi những nghiên cứu chuyên sâu, nên chúng ta không xét tới trong phần này Người ta biết được rằng, thông thường mặt không động lực nằm ở độ sâu 1000-1500m ở đại dương, còn đối với các biển và vùng gần bờ, thì nó nằm ở độ sâu nhỏ hơn

2.1.3 Lý thuyết dòng chảy gradien trong biển đồng nhất

Chúng ta xét trường hợp trường dòng chảy gradien gây bởi độ nghiêng mặt nước do dâng rút, do biến đổi áp suất khí quyển trên biển hay do dòng bờ và mật độ đồng nhất theo phương ngang, bỏ qua lực nội ma sát, ma sát đáy chỉ đáng kể ở lớp sát đáy và dòng chảy ổn định Khi đó góc nghiêng γ của các mặt đẳng áp cũng như của mặt thoáng của biển như nhau ở mọi độ sâu (hình 2.4)

Hình 2.4: Giải thích sự hình thành dòng chảy gradien

Nếu độ sâu của biển lớn hơn độ sâu ma sát dưới (

jw

ampsin ' =

ma sát rối giữa các lớp nước), thì ở trên mặt biển thành phần gsing cân bằng lực Coriolis, giống như trường hợp dòng chảy mật độ đã xét (hình b)

jw

gsin 2

sin

g

V T =

Dòng chảy này sẽ tồn tại từ mặt tới độ sâu D' Góc γ ở đây không thể xác định như trong dòng chảy mật độ, mà phải xác định từ quan trắc mực nước Như vậy dòng chảy có tốc độ không đổi từ mặt tới D' và hướng vuông góc với độ dốc lớn nhất của mực nước về phía bên phải Ở các vĩ độ trung bình D' có giá trị khoảng 100m

Ở lớp ma sát đáy, gsing cân bằng với R (tổng hợp lực Coriolis K vuông hóc với dòng chảy và lực mà sát T hướng ngược dòng chảy) (hình 2.4c )

Xét sơ đồ cân bằng lực, nếu chiếu các lực lên hướng dòng chảy và hướng vuông góc với nó, ta có

K g

g

T g

=

=bg

bgsin sin

cos sin

Suy ra:

m

jw

) sin 2 (

sinjm

Ta thấy càng gần đáy, hệ số µ tăng, góc lệch β và độ lớn của VT càng giảm

Rõ ràng, trong lớp ma sát đáy, từ biên trên D' tới đáy, vecto dòng chảy quay về bên trái tiến đến trùng với hướng của độ dốc lớn nhất của mực nước, còn về trị số thì giảm dần và tiến tới bằng không ở đáy

Trong chuyển động ổn định như vật công của lực áp suất và công của lực Coriolis theo đường khép kín ABCD bằng nhau:

dL - phần tử của đường vòng ABCD

Như vậy theo hình vẽ ta có

(2) Trong đó: DA, DB - các độ sâu động lực

(3) Trong đó: v1, v2 - các tốc độ dòng chảy trung bình trên các đường đẳng áp P1, P2

L - khoảng cách giữa 2 trạm A và B (các tích phân dọc theo BC và DA triệt tiêu lẫn nhau)

Thay (3), (2) vào (1) ta nhận được công thức cơ bản của phương pháp động lực

(4) Nếu đường đẳng áp dưới lấy ở đáy biển hoặc độ sâu mà ở đó tốc độ dòng chảy nhỏ có thể bỏ qua được thì công thức (4) sẽ đơn giản hơn:

(5) Tính vận tốc dòng chảy theo công thức (4) hoặc (5)

2.2.2 Tính độ sâu (hay độ cao) động lực của trạm hải văn và dựng bản đồ động lực

Trong công thức (2) nếu các đại lượng D tính tương đối so với mặt biển thì gọi là độ sâu động lực, còn nếu tính từ đáy hoặc từ một đường đẳng áp nào đó tới mặt thì gọi là độ cao động lực của trạm

Khi tính các độ cao động lực người ta không dùng thể tích riêng thực α mà dùng thể tích riêng quy ước V Trong trường hợp này có thể viết:

(7) Nếu áp suất p biểu thị bằng đêxiba, thì về trị số nó bằng ngang độ sâu biểu thị bằng mét, làm cho việc tính toán đơn giản rất nhiều Khi sử dụng công thức (7) vào tính độ cao động lực nếu p tính bằng đê xi ba và bỏ qua số nhân 10-3 thì ta nhận được ngay độ cao động lực tính bằng milimet động lực

Sau khi tính độ cao động lực của tất cả các trạm, người ta ghi những giá trị nhận được lên bản đồ vùng biển nghiên cứu và vẽ các đường đồng mức động lực (thông thường cách nhau 5 milimet động lực)

Về thực chất, bản đồ động lực là địa hình của một mặt đẳng áp nào đó so với một mặt đẳng áp "không", còn những đường đẳng trị động lực sẽ là những đường dòng của dòng chảy ổn địng Hướng của dòng chảy được chỉ ra trên những đường đồng mức bằng những mũi tên sao cho ở Bắc bán cầu địa hình cao hơn sẽ ở phía bên phải của dòng chảy

Theo bản đồ động lực cũng có thể xác định tốc độ dòng chảy tại điểm bất kỳ Muốn vậy cần xác định hiệu các độ cao động lực tại hải điểm và tốc độ dòng chảy (tính bằng cm/s) xác định theo công thức:

Trong đó:

jsin

7 , 3

L

M = (L - khoảng cách giữa hai điểm tính bằng hải lý, φ - vĩ

độ trung bình của hai điểm đó) Hệ số M cũng có thể tra theo một bảng lập sãn trên

cơ sở công thức này trong "Bảng hải dương học"

2.2.3 Tính độ cao động lực của các trạm có độ sâu khác nhau

Trong thực tế tính toán theo phương pháp động lực có thể gặp hai trường hợp đặc trưng:

- Có một mặt đẳng áp "không" để từ đó thực hiện tính các độ cao động lực hay các trạm có cùng độ sâu;

- Độ sâu của các trạm khác nhau, nhưng cần phải tính từ đáy

Trong trường hợp thứ nhất các độ cao động lực tính tương đối so với mặt đẳng áp "không" hoặc so với đáy

Trong trường hợp thứ hai cần phải tính một lượng "bổ sung" cho độ cao động lực của trạm có độ sâu nhỏ hơn, thì hai độ cao động lực của hai trạm mới có thể so sánh được với nhau

Hình 2.5: Hai trạm có độ sâu khác nhau

Nếu hiệu độ sâu của hai trạm là p 2 - p 1 (hình 2.5), còn các thể tich riêng quy

ước ở đáy thứ tự bằng VA

pts và VBpts thì phải thêm vào độ cao động lực của trạm

nông hơn một lượng hiểu chỉnh: ( )

2 p2 p1

V

V B

pts A pts+ -

= D

2.3 Các bước thực hiện tính toán dòng chảy qua một mặt cắt lựa chọn

2.3.1 Tính độ cao động lực tại một trạm hải văn trên mặt cắt

Theo những quan trắc thủy văn (nhiệt độ và độ muối) đã thu thập tại các trạm (ở đây là tại 1 điểm tọa độ trên mặt cắt) thực hiện tính những độ cao động lực

D theo giá trị nhiệt độ (T) và độ muối (S) của tất cả các trạm trên mặt cắt cần nghiên cứu, tính từ đáy hoặc từ tầng quan trắc sâu nhất:

1 Trước hết tính trọng lượng riêng quy ước tại nhiệt độ 0o

C - hay còn gọi là trọng lượng riêng chuẩn của nước biển theo độ muối bằng công thức của M.Knuđxen:

3 2

) 283 ( ) 98 3

+

+ -

-= å

t

t t

t

3 2

10 ) 0010843

0 098185

0 7867 4

A t

6 2

10 ) 01667 0 8164 0 030 18

10

3

6

+

-=

t t

V

s

4 Tính thể tích riêng quy ước của nước biển ứng với áp suất p tại độ sâu quan trắc: Tính thể tích riêng ứng với áp suất p tại độ sâu quan trắc bằng cách bổ sung các hiệu chỉnh do áp suất (công thức Bierkness):

stp sp tp p t pts V

V = +d +d +d +dTrong đó: dp =a35,0,0-a35,0,p - hiệu chỉnh do áp suất khi nhiệt độ t=0oC và độ muối S=35%o;

) (

) (a35 , a35,0, a35, ,0 a35,0,0

-) (

) (a ,0, a35,0, a ,0, a35,0,0

dsp = S P - P - S P

-)]

( ) [(

)]

( ) [(a , , a35, , a , ,0 a35 ,0 a ,0, a35,0, a ,0,0 a35,0,0

-Các hiệu chỉnh dp,dtp,dsp,dstp được cho trong "Bảng hải dương học" Khi tra các bảng hiệu chỉnh, áp suất p trong biển lấy theo độ sâu quan trắc z với giả thiết khi tăng 1m độ sâu thì áp suất tăng 1 đêxiba (db)

Bảng 2.2: Ví dụ về tính thể tích riêng quy ước của nước biển tại trạm hải văn

5 Tính thể tích riêng quy ước trung bình:

2

B pts A pts pts

V V

=

6 Tính độ cao động lực D tại các tầng sâu trên một trạm quan trắc theo công thức: D=D m-(V pts xDp) Trong đó Dm là độ cao động lực tại mặt, quy ước độ cao động lực tại đáy = 0, thực hiện tính dần lên các độ cao động lực tại tầng trên cho đến hết tầng mặt

7 Nếu độ sâu của các trạm là khác nhau, hiệu độ sâu 2 trạm là p2-p1, còn các thể tích riêng quy ước ở đáy thứ tự bằng A

pts

V và B

pts

V thì phải thêm vào độ cao

động lực của trạm nông hơn một lượng hiệu chỉnh: ( )

Bảng 2.3: Ví dụ về tính độ cao động lực tại trạm Hải văn

2.3.2 Dựng bản đồ đẳng vận tốc qua mặt cắt

- Tính vận tốc dòng chảy theo công thức:

j

w sin 2

2 1

L

D D v

j

w sin 2

1

L

D D

v A- B

Trong đó: v 1 , v 2 - các tốc độ dòng chảy trung bình trên các đường đẳng áp;

DA, DB- các độ sâu động lực; w- tốc độ góc quay của trái đất; φ - vĩ độ địa lý

- Thực hiện dựng các đường đẳng vận tốc trên một mặt cắt theo các giá trị vận tốc đã tính được trên toàn mặt cắt đó và vẽ lên góc bản đồ động lực

Chương 3: KẾT QUẢ TÍNH PHÂN BỐ DÒNG CHẢY MẬT ĐỘ TRUNG

BÌNH THÁNG TẠI CÁC EO BIỂN 3.1 Cơ sở dữ liệu và phạm vi nghiên cứu

3.1.1 Tình hình số liệu và phương pháp xử lý

Biển Đông, do tính chất quan trọng của nó, đã được nhiều tàu nước ngoài khảo sát từ đầu thế kỷ XIX, hơn nữa Viện Hải Dương Học (Nha Trang) ra đời cũng rất sớm (1923); tuy nhiên, vì những lý do khác nhau mà dữ liệu về Biển Đông (trong đó có số liệu khảo sát) chúng ta có chưa được tương xứng với thực tế Thông qua việc thực hiện đề tài thuộc các chương trình biển 48-06.01, 48B.01 số trạm thủy văn đo sâu được kiểm kê và sử dụng không vượt quá 10.000 trạm Đề tài KHCN-06.01 có bước đột phá cơ bản trong việc kiểm kê dữ liệu (DL) hải dương học (HDH) biển Việt Nam và Biển Đông hiện có trong nước và trên thế giới Kết quả kiểm kê trình bày ở bảng…Sau khi tách DL của các vùng phụ cận và loại bỏ dữ liệu trùng lặp ta có:

Tổng số các chuyến khảo sát, đo đạc bằng tàu và thuyền trên toàn Biển Đông

là 4.400 chuyến Trong đó có 600 chuyến của Việt Nam, chủ yếu ở vùng biển ven

bờ và cửa sông, 230 chuyến của LB Nga (Liên Xô cũ), 250 chuyến của Nhật Bản,

100 chuyến của Anh, 70 chuyến của Trung Quốc và Đài Loan, 250 chuyến của Australia, 32 chuyến của Thái Lan, 24 chuyến của Indonesia, 7 chuyến của Philippin và 2837 chuyến của Hoa Kỳ

Tổng số trạm đo mặt rộng (MR) là 150.000 trạm Trong đó trên 6.000 trạm

đo các yếu tố khí tượng, 126.000 trạm đo nhiệt độ nước, 35.000 trạm đo độ mặn, 13.000 trạm đo ô xy hòa tan, 8.000 trạm đo các muối dinh dưỡng, 3.000 trạm đo các

yếu tố nhiễm bẩn môi trường nước

Bảng 3.1: Tình trạng số liệu Nội dung kiểm kê Nguồn DL

trong nước

Nguồn DL của NODC

Nguồn dữ liệu của LBNga

Tổng số trạm đo đạc và

Số trạm đo liên tục nhiều

đo đạc nhiều nhất, tiếp đến là độ mặn, độ sâu đáy biển và oxy hòa tan v.v

Tổng quan trên kết quả thống kê số liệu khảo sát tại Biển Đông cho thấy, số liệu đo nhiệt – muối là tương đối phong phú, tuy nhiên tại các mặt cắt lựa chọn tính toán của luận văn thì gần như không đáng kể và không có số liệu đo liên tục của 2 trạm trên cùng một mặt cắt kinh tuyến hoặc vĩ tuyến Chính vì vậy, phương án sử dụng số liệu thực đo về nhiệt độ và độ muối cho một mặt cắt lựa chọn là không khả thi về mặt dữ liệu đầu vào

Với mục đích này, chúng tôi đã thu thập các dữ liệu khách quan tái phân tích

và đồng hóa, hàng tháng về nhiệt độ và độ mặn trung bình các tầng từ bề mặt đến đáy tại khu vực Biển Đông cho tất cả các tháng trong năm Nguồn dữ liệu của luận văn được thu thập từ một máy chủ OPeNDAP thuộc Trung tâm đồng hóa dữ liệu hải dương – Trường Đại học Texas A&M, Hoa Kỳ (SODA)

Dữ liệu nhiệt – muối được thu thập cho toàn Biển Đông từ năm 1958 đến năm 2008, theo từng tháng từ tháng 1 đến tháng 12 Phạm vi không gian của số liệu

là từ 0o15’N – 32o15’N và 100o15’E – 123o15’E với bước lưới số liệu là ½ độ kinh

vĩ

Số liệu thu thập trên toàn Biển Đông trong nhiều năm, được sử dụng phương pháp thống kê, tính toán phân bố nhiệt độ và độ muối trung bình theo 12 tháng, từ năm 1958 đến năm 2008

Sau khi có các giá trị nhiệt – muối trung bình 12 tháng cho toàn biển, đã thực hiện chiết suất dữ liệu tại các eo (biên lỏng) đã lựa chọn như eo Đài Loan (nằm trên mặt cắt có vĩ tuyến 23o15’N và chạy dọc theo kinh tuyến từ 116o15’E đến

120o15’E), eo Ba Shi ( nằm trên mặt cắt có kinh độ 120o45’E và chạy dọc theo vĩ tuyến 18o15’N đến 22o

15’N), Eo Min đô rô (nằm trên mặt cắt có kinh độ 120o15’E

và chạy dọc theo vĩ tuyến 12o15’N đến 15o45’N), Eo Balabac (nằm trên mặt cắt có kinh tuyến 117o45’E và chạy dọc theo vĩ tuyến 5o45’N đến 9o

15’N), Eo Singgapo (nằm trên mặt cắt có vĩ tuyến 2o15’N và chạy dọc theo mặt cắt có kinh tuyến từ

103o45’E đến 111o15’E)

(a)

(b)

Hình 3.1: Số liệu nhiệt – muối trên một mặt cắt eo Bashi

(a) - độ muối, (b) - nhiệt độ