Vorobiev hai duong hoc dai cuong phan 2 cac qua trinh dong luc

SMIRNOVHẢI DƯƠNG HỌC ĐẠI CƯƠNG Phần 2 – Các quá trình động lực học Biên dịch: Phạm Văn Huấn NXB Đại học Quốc gia Hà Nội - 2006 Từ khóa: Dòng chảy, hoàn lưu nước, lực nội sinh, lực ngoại

V N VOROBIEV, N P SMIRNOV

HẢI DƯƠNG HỌC ĐẠI

CƯƠNG

Phần 2 – Các quá trình động lực học

Biên dịch: Phạm Văn Huấn

NXB Đại học Quốc gia Hà Nội - 2006

Từ khóa: Dòng chảy, hoàn lưu nước, lực nội sinh, lực ngoại sinh, dòng chảy quán tính, dòng chảy địa chuyển, dòng chảy trôi,

mực nước, thủy triều, triều sai, sóng gió, sóng nội, sóng thần, dao động lắc, tài nguyên sinh vật, tài nguyên khoáng vật, năng lượng sóng, năng lượng thủy triều, năng lượng dòng chảy.

Tài liệu trong Thư viện điện tử Trường Đại học Khoa học Tự nhiên có thể được sử dụng cho mục đích học tập và nghiên cứu cá nhân Nghiêm cấm mọi hình thức sao chép, in ấn phục vụ các mục đích khác nếu không được sự chấp thuận của nhà xuất bản và tác giả

đại học quốc gia Hμ Nội

В Н ВОРОБЬЕВ, Н П СМИРНОВ

ОБЩАЯ ОКЕАНОЛОГИЯ

Часть 2 Динамические процессы

Рекомендовано Министерством образования Российской федерации в качестве учебного пособия для студентов высших учебных заведений, обучаюшихся по направлению ôГидрометеорологияằ, специальности ôОкеанологияằ

Санкт-Петербург

1999

Mục lục

Lời

nói đầu 4

Mở đầu 5

Chương 1 - dòng chảy vμ hoμn lưu nước đại dương 9

1.1 Những lực cơ bản tác động trong đại dương 9

1.1.1 Các lực nội sinh 9 1.1.2 Các lực ngoại sinh 12 1.1.3 Các lực thứ sinh 13 1.2 Các dòng chảy quán tính 17

1.3 Các dòng chảy địa chuyển 20

1.3.2 Độ nghiêng của các mặt đẳng thể tích trong dòng chảy 21

1.3.3 Phương pháp động lực tính dòng chảy địa chuyển 22 1.4 Lý thuyết dòng chảy trôi ổn định 27

1.4.1 Lý thuyết của Ekman đối với biển sâu 27 1.4.2 Lý thuyết của Ekman đối với biển nông 31 1.4.3 Sự phát triển của các dòng chảy trôi 33 1.5 Lý thuyết các dòng chảy građien 34

1.6 Các hiện tượng dâng  rút ở đới ven bờ 36

1.7 Hoμn lưu nước đại dương 39

1.7.1 Các hệ thống hoμn lưu chính 39

1.7.2 Các đặc điểm biến tính hoμn lưu nước theo độ

sâu 44

1.7.3 Đặc trưng tóm tắt về các dòng chảy của Đại dương Thế giới 47

1.8 Những đặc điểm hoμn lưu nước ở đới xích đạo của Đại dương Thế giới 53

1.9 Hoμn lưu nước Bắc Băng Dương 56

1.10 Các xoáy trong đại dương 57 1.11 Các front đại dương 62

Chương 2 - Sóng trong đại dương 65

2.1 Phân loại sóng vμ những yếu tố cơ bản của sóng 65

2.2 Cơ sở lý thuyết sóng trôcôit 68

2.3.

triều 106

3.2 Cơ sở lý thuyết tĩnh học về thủy triều 107

3.3 Đặc trưng tổng quát về thủy triều 110

3.3.1 Các yếu tố thủy triều chính vμ các chuyên từ 110

3.3.2 Phâ

n loại thủy triều 112

3.3.3 Những quy luật địa lý của dao động mực nước thủy triều

115

3.4 Triều sai 116

3.4.1 Triề u

3.5.1 Nhữ

3.5.3 Đặc điểm truyền các sóng thủy triều trong Đại dương Thế giới

127

3.6 Phân tích điều hòa thủy triều 131

3.6.1 Khai triển điều hòa hμm thế vị lực tạo triều 131

3.6.2 Phân tích điều hòa số liệu quan trắc mực nước 134

3.7 Các thủy triều chu kỳ dμi 137

3.8 Những hiện tượng kiểu thủy triều ở đại dương 140

3.9 Mực nước đại dương 144

3.9.1 Khái niệm về mực nước trung bình 144

3.9.2 Các dao động mực nước ngắn hạn không tuần hoμn 145

3.9.3 Những biến thiên mực nước theo mùa 147

3.9.4 Biến thiên mực nước nhiều năm 148

Chương 4 - Tμi nguyên sinh vật, khoáng vật vμ năng lượng của đại dương

150 4.1 Tμi nguyên sinh vật của Đại dương Thế giới 150

4.1.1 Sản phẩm sơ cấp 152

4.1.2 Động vật phù du 157

4.1.3 Sinh vật đáy 158

4.1.4 Động vật biết bơi 159

4.1.5 Sử dụng tμi nguyên sinh vật đại dương trong hiện tại 161 4.2 Tμi nguyên khoáng vật của đại dương 165

4.2.1 Tμi nguyên dầu vμ khí biển 165 4.2.2 Các khoáng sản dạng rắn ở đáy đại dương 167

4.2.3 Th u nhận các nguyên tố đa vμ vi lượng từ nước biển 168

4.2.4 Quặng kết hạch sắt  măng gan 170

4.2.5 Kết hạch phosphorit 171

4.3 Sử dụng năng lượng đại dương vμ những tính chất vật lý của nước biển trong ngμnh năng lượng 171

4.3.1 Sử dụng các tính chất vật lý của nước biển 172

4.3.2 Năng lượng sóng đại dương 173 4.3.3 Năng lượng thủy triều đại dương 174

4.3.4 Sử dụng năng lượng của các dòng biển 175

5 6Tμi liÖu tham kh¶o 176

Lời nói đầu

Do một số nguyên nhân, sách giáo khoa về hải

dương học đại cương được xuất bản thμnh hai phần

Phần 1 “Hải dương học đại cương: Các quá trình vật

lý” của tác giả V N Malinhin xuất bản năm 1998 Phần

2 “Hải dương học đại cương: Các quá trình động lực

học”, của các tác giả V N Vorobiev vμ N P Smirnov, lμ

phần kết thúc của giáo trình hải dương học đại

cương Cả hai tμi liệu học tập đều được viết theo

chương trình hiện hμnh của môn học được thông

qua năm 1996

Việc xây dựng chương trình môn học “Hải

dương học

đại cương” vμ sự hình thμnh môn học nμy ở Đại học

Quốc gia Khí tượng Thủy văn Nga (trước đây lμ

Trường Đại học Khí tượng Thủy văn Lêningrat) gắn liền

với tên tuổi của các giáo sư Vsevolođ

Vsevolođovich Timonov, người sáng lập ra Khoa hải

dương học ở trường nμy, vμ Leoniđ Aleksanđrovich

Giukov, tác giả cuốn giáo khoa đầu tiên vμ lμ một

trong những cuốn giáo khoa tốt nhất về hải dương

7 8

nghiên cứu thực nghiệm vμ lý thuyết về Đại dương

Thế giới Tuy nhiên, những cơ sở nền tảng của môn

học vẫn như xưa Vì vậy, trong khi chuẩn bị cuốn

sách giáo khoa mới dựa trên những bμi giảng của một

trong các tác giả trong vòng bảy năm cho sinh viên

Khoa hải dương học, thì cuốn sách giáo khoa của L

A Giukov được sử dụng như một trong những

nguồn văn liệu chính Đồng thời, trong khi viết sách,

ở mức độ nμo đó cũng đã sử dụng những kết quả

nghiên cứu của nhiều tác giả khác, người đọc có thể

thấy một số trong số đó ở danh mục tμi liệu khuyến

cáo dẫn ở cuối sách

Phù hợp với sơ đồ kinh điển, việc trình bμy cácquá trình động lực học trong đại dương được bắt

đầu từ nghiên cứu hoμn lưu nước trong đại dương, sau

đó đến sóng vμ cuối cùng lμ thủy triều, vμ tuy rằngthủy triều cũng lμ quá trình sóng, nhưng nó khá đặcthù vμ được nghiên cứu riêng

Chương cuối cùng của sách không đề cập trựctiếp đến việc nghiên cứu động lực học đại dương,nhưng nó rất liên quan tới động lực học Bởi vì sựsống trong đại dương bị chi phối rất nhiều bởi cácquá trình động lực Vấn đề khai thác năng lượng từ

đại dương cũng như vậy

Tμi liệu giáo khoa nμy thực chất lμ một dẫn đề tớigiáo trình chuyên đề “Động lực học đại dương” vμ nógiúp khái

quát một cách khá đầy đủ, hầu như toμn bộ bức

tranh các quá trình động lực trong đại dương,

nhưng không quá chi tiết hóa vμ quá nhiều những

dẫn đề lý thuyết Một sinh viên ham hiểu biết luôn có

thể lμm sâu rộng tri thức của mình thông qua đọc

văn liệu của các nhμ khoa học Nga, những người đã

từng có đóng góp cơ bản cho sự nghiệp nghiên

cứu động lực học đại dương như: Iu M Sokalsky, V

V Suleikin, N N Zubov, V B Stokman, I V Monhin, B

A Kagan, I N Đaviđan vμ nhiều người khác, cũng

như các nhμ hải dương học ngoại quốc nổi tiếng với

L N Kuznhesova vμ P L Plink vì những nhận xét quý

báu trong khi đọc duyệt bản thảo Chúng tôi đặc biệt

cảm ơn những người phản biện: chủ nhiệm bộ môn

hải dương học

Đại học Tổng hợp Quốc gia Sankt-Peterburg V V Ionov,

giáo sư V R Fuks, phó giáo sư V V Klepikov vμ chủ

nhiệm phân ban “Tương tác đại dương vμ khíquyển” của Viện nghiên cứu khoa học Bắc Cực NamCực, giáo sư G V Alekseev về những nhận xét phêbình vμ góp ý mμ chúng

9 10

tôi đã tiếp thu

Các tác giả cảm ơn giáo sư hiệu trưởng Đại học

Quốc gia Khí tượng Thủy văn Nga L N Karlin đã luôn

ủng hộ trong quá trình xây dựng bản thảo, chủ

nhiệm ban biên tập

 xuất bản I G Maksimova vμ biên tập viên O Đ

Reinvers có nhiều công lao hiệu đính vμ chuẩn bị

bản thảo tới xuất bản

Mở đầu

Con người nghiên cứu đại dương trước hết do

nhu cầu thực tiễn sử dụng các tμi nguyên đại dương

để giải quyết những vấn đề đời sống quan trọngcủa mình Việc kiếm thức ăn cho mình từ đạidương vμ sử dụng các đại dương vμ biển để dichuyển dễ dμng vμ nhanh từ nơi nμy đến nơi khácthì con người đã lμm từ những thời kì xa xưa Đạidương đang tiếp tục đóng vai trò to lớn trong việcgiải quyết các vấn đề thực phẩm vμ giao thông Chỉcần nói rằng ba phần tư tổng tải trọng lưu thông trênthế giới thuộc về hμng hải vμ gần 6 % chất đạm

động vật con người nhận

được từ đại dương đã đủ để chứng minh điều

đó Trong tương lai sắp tới đây, vai trò của các đạidương trong việc giải quyết hai vấn đề nμy, nhất

lμ vấn đề thực phẩm, sẽ

tăng lên.

Về sau, việc nghiên cứu đại dương đã trở thμnh

một khâu tất yếu để hiểu những nguyên nhân vμ

quy luật biến

đổi thời tiết vμ khí hậu trên Trái Đất vμ khả năng dự

báo chúng Nhiều cuộc khảo sát thực nghiệm lớn ở đại

dương lμ nhằm giải quyết vấn đề nμy Một lý do nữa

thúc đẩy nghiên cứu, đó lμ đại dương không chỉ giμu

tμi nguyên sinh vật, mμ còn lμ kho vô tận các tμi

nguyên khoáng vật, trong khi trên lục địa nhiều loại tμi

nguyên trong số nμy đang có nguy cơ cạn kiệt Cuối

cùng, thời gian gần đây, con người đang gắn với đại

dương để giải quyết một trong những nhiệm vụ

chính yếu của mình duy trì sự tiến bộ vμ bảo tồn

cuộc sống trên hμnh tinh  tạo ra năng lượng sạch sinh

thái

Giải quyết những vấn đề đó không thể thiếu

hiểu biết các quá trình động lực xảy ra trong đại

dương Chẳng hạn,

để xác định đúng tuyến hμnh hải của tμu (ngắn

nhất vμ an toμn) phải biết các dòng biển cũng như

cường độ vμ tần suất sóng biển trên đường đi

của tμu Để tính đúng thời gian cập vμo nhiều cảng,phải biết vμ tính được thủy triều ở

đại dương Tất cả những vùng giμu có nhất về tμi nguyên cá

đều phụ thuộc cách nμy hay cách khác vμo các quá trình

động lực trong đại dương  sự hình thμnh cácvùng nước trồi, các đới front, các cấu trúc xoáy, cònnhững biến thiên

11 12

bất kỳ trong động lực đại dương có thể có ảnh

hưởng lớn tới sản lượng cá Thí dụ rõ nét nhất lμ hiện

tượng ElNino ở bờ Pêru Tại vùng nμy, tùy thuộc vμo

các quá trình động lực ở nam phần Thái Bình

Dương mμ sản lượng cá biến đổi tới một số bậc

Đời sống vμ phúc lợi của những người sống ven bờ

biển vμ đại dương (số nμy gần bằng một phần ba

dân số Trái

Đất) phụ thuộc nhiều vμo những hiện tượng động lực

ở đại dương như các trận bão với tác động hủy hoại

công trình bờ; sóng thần, đôi khi gây thiệt hại to lớn

về người vμ của; nước dâng bão vμ sóng dμi gây nên

đại dương khi giải quyết các nhiệm vụ của mình.Nước trong đại dương liên tục chuyển động Chỉ

có điều lμ cường độ chuyển động biến thiên trongthời gian vμ không gian Các đại dương chứa đựngphần lớn toμn bộ thế năng mμ Trái Đất nhận từ Mặt Trời.Nhiệt lượng Mặt Trời dự trữ trong một cột nước với diệntích thiết diện đơn vị vượt trội nhiều lần năng lượngchứa trong một cột không

khí của khí quyển hay của đất đá lục địa có cùng

diện tích thiết diện Chính vì vậy, khi tìm kiếm

những nguồn năng lượng thay thế cách nhận năng

lượng bằng phương thức đốt nhiên liệu khoáng, chúng

ta phải hướng sự chú ý tới đại dương Nhiều tính chất

vật lý của các khối nước ở đại dương

được quy định bởi động lực học của đại dương, vμ

để hiểu về các tính chất đó, chỉ có thể bằng cách

nghiên cứu các quá trình động lực đại dương

Chính vì thế, những năm gần đây, nghiên cứu

động lực học đại dương rất được chú trọng Cùng với

mở rộng khảo sát lý thuyết, đã tiến hμnh những đợt

thực nghiệm đại dương quy mô lớn nhằm nghiên cứu

trước hết lμ hoμn lưu

đại dương Thật vậy, một dự án nghiên cứu chưa từng

thấy về quy mô nghiên cứu hoμn lưu lớp mặt đại

dương đã được thực hiện trong thời kỳ đợt Thực

nghiệm toμn cầu lần thứ nhất vμo năm 1979 Chỉ

riêng ở Nam bán cầu, tại vùng 2065oS đã đặt 300 trạm

phao trôi với khoảng cách nhau không quá 500 km

Hệ thống trắc đạc vô tuyến chuyên nghiệp sử dụng

các vệ tinh theo dõi vị trí các phao từ 9 đến

14 lần một ngμy Các trạm phao thiết kế không bị ảnhhưởng gió vμ cho phép người ta nhận được dữ liệurất độc

đáo về hoμn lưu nước mặt ở một vùng ít được nghiêncứu nhất của Đại dương Thế giới trong một năm liền

13 14

Cũng tại khu vực nμy, ở Nam Dương * , trong

khuôn khổ các chương trình POLEXSOUTH, các

năm 19741983 Nga vμ Mỹ đã cùng nhau thực hiện

những cuộc khảo sát thực nghiệm về cấu trúc vμ

động lực hoμn lưu nước Nam Dương Người ta đã

nhận được những dữ liệu độc đáo về sự biến đổi

cấu trúc của dòng chảy vòng quanh cực Nam Cực

theo độ sâu, sự biến động của nó trong thời gian ở

quy mô từ một số giờ đến một năm, động lực học

cấu trúc vμ vị trí của dải front cực Nam Cực Đã nhận

được những dữ liệu lμm thay đổi quan niệm rằng

tại những độ sâu lớn ở Nam Dương các dòng

chảy rất yếu Chẳng hạn, dữ liệu cho thấy rằng tại

độ sâu gần 3000 m tốc độ chảy trung bình cóthể

1967 sau đợt thực nghiệm “Polygon67” Cùng thời kỳ

đó (19671984), ở thủy vực Bắc Băng Dương đã tiếnhμnh quan trắc theo các chương trình ICEEXP vμAOBP nhằm nghiên cứu sự trôi

băng vμ ước lượng thể tích băng trôi từ Bắc Băng

Dương về thủy vực Bắc Âu, vμ “POLEXPNorth” nhằm

nghiên cứu hoμn lưu vμ cấu trúc nước các thủy vực Bắc

Âu vμ Bắc Băng Dương

Những đợt thực nghiệm lớn do các nước riêng lẻ

hoặc cộng đồng quốc tế cùng thực hiện trong khuôn

khổ các chương trình INDEXP, MONEXP v.v đã

nhằm vμo nghiên cứu hoμn lưu gió mùa trong khí quyển

vμ đại dương vμ hoμn lưu nước ở vùng xích đạo ấn Độ

Dương

Nhiều đợt khảo sát thực nghiệm quy mô lớn liên

tục

được thực hiện ở Thái Bình Dương Mục tiêu chính lμ

nghiên cứu biến động mùa vμ giữa các năm của hoμn

lưu nước, cấu trúc các dòng biển vμ các quá trình

tương tác giữa

đại dương vμ khí quyển Thí dụ, từ năm 1979 đến

1984, các quan trắc tiến hμnh trong khuôn khổ dự án

“Động lực học các dòng chảy ở Thái Bình Dương” của

Mỹ đã cho phép xác

định chính xác cấu trúc của các dòng chảy xiết xích

đạo tầng sâu vμ luận chứng sự phát triển của hiện

tượng dị thường khí hậu lớn ở Thái Bình Dương ElNino  19821983

15 16

Trong những năm tám mươi, đã đề xuất

những nhiệm vụ, chuẩn bị các chương trình vμ bắt

đầu thực hiện những

đợt thực nghiệm quốc tế lớn “Đại dương nhiệt đới 

Khí quyển toμn cầu” vμ “Hoμn lưu Đại dương Thế

giới” Các đợt thực nghiệm nμy tiếp diễn đến năm

2000, thời kì quan trắc sôi động nhất lμ các năm

19901997 Trong thời gian đợt thực nghiệm đồ sộ

nhất trong toμn bộ lịch sử khảo sát hải dương học

“Hoμn lưu Đại dương Thế giới”, đã nghiên cứu hoμn

lưu đại dương từ quy mô các xoáy không lớn vμ vai

trò của chúng trong sự biến động của đại dương,

đến các quá trình toμn cầu vận chuyển nhiệt vμmuối trong đại dương vμ sự ảnh hưởng của chúng tớithời tiết vμ khí hậu Trái

Đất Hiện nay, phần lớn chương trình quan trắc đãhoμn tất vμ đang tiến hμnh xử lý vμ phân tích thôngtin nhận

được Như vậy, nghiên cứu động lực học nước vμ cácquá trình tương tác giữa đại dương vμ khí quyển đãtrở thμnh những vấn đề cơ bản trong nghiên cứu Đạidương Thế giới trong những năm gần đây

* Vùng nước cận nam của các đại dương ở Nam bán cầu (khoảng

trên 40 o S), bao quanh lục địa Nam Cực đôi khi được gọi theo

truyền thống lμ Nam Dương (ND).

Chương 1 - dòng chảy vμ hoμn lưu nước

đại dương

1.1.Những lực cơ bản tác động trong đại dương

Những nguyên nhân lμm cho nước trong đại

dương

trọng lực g tại bề mặt Trái Đất biến thiên theo vĩ độ

ở xích đạo, gia tốc trọng lực cực tiểu (9,780 m/s2),vì tại đây bán kính Trái Đất vμ lực ly tâm lớn nhất,còn ở cực giá trị g đạt cực đại, bằng 9,832 m/s2 Giátrị thường chấp nhận của g bằng 9,81 m/s2 ứng với vĩ

độ 50

Với độ sâu, trị số của g phải tăng dần, vì bán kính r

chuyển động có thể chia thμnh các nguyên nhân nội

dương,xuất hiện trong bản thân đại dương vμ các nguyên

nhân

ngoại sinh

thì tại độ sâu z

nước bắt đầu chuyển động, sẽ xuất hiện các lực gọi

lμ thứ sinh, chúng không tham gia lμm xuất hiện các

Nếu biết sự phân bố của trường trọng lực, trường

áp suất, trường khối lượng (hay mật độ), thì có thể

có khái niệm về trạng thái của biển ở một vùng bất kỳdưới góc độ các lực nội sinh

với phần lớn các bμi toán hải dương học, người ta chấpnhận giá trị g không đổi, bằng 9,81 m/s2.

Hướng của g tại mỗi điểm trên đại dương trùng vớihướng của dây dọi Mặt phẳng vuông góc với dây dọi

gọi lμ mặt đẳng thế, hay mặt mức Qua mỗi

điểm của đườngthẳng đứng chỉ có thể có một mặt đẳng thế đi qua

chống lại trọng lực Khi nâng khối lượng 1 kg lên tới độ

1 m sẽ thực hiện một công

mgz  1 kg  9,81 m/s2 1 m  9,81 J .Công 1 J sẽ lμ công thực hiện khi nâng khối lượng

1 kg lên tới độ cao 1/9,81 = 0,102 m = 1,02 dm

Bierkness gọi

Trường áp suất thủy tĩnh Nhớ rằng các mặt có

giá trị áp suất bằng nhau gọi lμ các mặt đẳng áp

So với áp suất khí quyển, thì dư lượng áp suất (tính

khoảng cách nμy lμ đêximét

g tính bằng

 đêxiba  bằng 104 Pascal Ta thấy 1 ba bằng 105

Pascal Bierkness đặt tên gọi nμy bởi vì áp suất tiêuchuẩn xấp xỉ bằng trị số nμy (áp suất cột thủy ngân

760 mm bằng 1,013 ba, hay 1013 mb)

Nếu P đo bằng dba, ta có

P   g z /10 .(1.4)

Bảng 1.1 Liên hệ giữa độ sâu hình học vμ động lực với áp suất thủy tĩnh

Nhưng nếu nhớ lại rằng

D  0,1 g z , ta có thể viết

P   D .(1.5)

Từ (1.5) vμ nhớ rằng thể tích riêng   1/  , suy ra

D   P .(1.6)Nếu ta không sử dụng các trị số trung bình  vμ 

, thì liên hệ giữa P vμ D sẽ có dạng:

Phải nhấn mạnh rằng, việc tìm vị trí của các mặt

đẳng

áp theo những công thức (1.4), (1.5) vμ (1.7) chỉ thỏa mãn

0

nếu so với mặt biển Nếu do tác dụng của các ngoại lực(áp suất khí quyển, tác động gió) mμ mặt biển bị nghiêng, thì

trong đó  mật độ riêng in situ, thể tích riêng in

situ.

Theo các phương trình nμy, dễ dμng tính được

áp suất tại độ sâu động lực D nếu biết quy luật phân

bố mật độ theo độ sâu, hoặc tính được độ sâu

động lực tại nơi quan trắc áp suất P khi biết quy luậtphân bố  (P) Trong bảng

Độ sâu

áp suất (dba)

21 22

1.1 dẫn những trị số áp suất, độ sâu vμ độ sâu

động lực tương ứng tại t  0 oC vμ S  25 %o có tính đến

độ nén của nước

Thấy rõ từ bảng 1.1 rằng các giá trị tương ứng

của áp suất, độ sâu hình học vμ độ sâu động lực lμ

bằng nhau với

độ chính xác 4 % Điều nμy rất thuận tiện sử dụng

trong các tính toán sau nμy

độ nghiêng nμy bổ sung vμo độ nghiêng tìm đượccủa các mặt đẳng áp ở dưới sâu Do đó, trường ápsuất hiện thực sẽ bằng tổng các trường áp suất bêntrong xác định bởi trường mật độ vμ trường bênngoμi phụ thuộc vμo các ngoại lực

Phải nhấn mạnh rằng, việc tìm vị trí của các mặt

đẳng

áp theo những công thức (1.4), (1.5) vμ (1.7) chỉ thỏamãn nếu so với mặt biển Nếu do tác dụng của cácngoại lực (áp suất khí quyển, tác động gió) mμ mặtbiển bị nghiêng, thì

độ nghiêng nμy bổ sung vμo độ nghiêng tìm đượccủa các mặt đẳng áp ở dưới sâu Do đó, trường ápsuất hiện thực sẽ bằng tổng các trường áp suất bêntrong xác định bởi trường mật độ vμ trường bênngoμi phụ thuộc vμo các ngoại lực

Trường khối lượng (trường mật độ) Ngoμi

trường

trọng lực vμ trường áp suất, việc xác định các lực nội

sinh

đòi hỏi phải biết phân bố khối lượng, tức phân bố

mật độ hay thể tích riêng Vì vậy, ngoμi các họ mặt

đẳng thế vμ

đẳng áp, phải biết họ các mặt đẳng khối, tại các

mặt đó các giá trị mật độ lμ bằng nhau, hoặc các

mặt đẳng thể tích, nơi có các giá trị thể tích riêng

lμ bằng nhau

Trường khối lượng dễ dμng nhận được dựa trên số

liệu các trạm thủy văn Rõ rμng, nếu như theo số liệu

quan trắc chúng ta nhận được độ nghiêng của các

mặt đẳng thể tích so với các mặt đẳng thế, thì

điều đó chứng tỏ có sự tồn tại các građien áp suất

phương ngang liên quan tới sự bất đồng

trên mặt biển vμ theo nghĩa nμy nó còn phụ thuộcvμo “độ nhám” của mặt biển, tức độ gợn sóng mặtbiển vμ phân tầng nhiệt ở lớp không khí ngay sátmặt biển

Lực ma sát gió gây nên các dòng chảy trôi rất phổ

biến ở lớp mặt đại dương Từ lâu, người ta đã biếtrằng nguyên nhân chính của dòng chảy ở lớp trên của

đại dương lμ sự truyền trực tiếp xung lượng từ giócho nước Tuy nhiên, cơ chế của quá trình nμy chưaphải đã được hiểu đến cùng Vì vậy, căn cứ để tínhtoán lực nμy lμ những kết quả khảo sát thực nghiệm.Các quan trắc trên biển vμ trong phòng thí nghiệm cho

nhất của trường mật độ  (P

1.1.2 Các lực ngoại

sinh

(g/cm3) thì lực ma sát tiếp tuyến tác động lên 1 cm2 mặt biển được tính bằng công thức:

Các lực ngoại sinh lμ những lực tác dụng lên các

phần

tử nước từ bên ngoμi môi trường nước biển Có một

nhóm ngoại lực đặc biệt gồm các lực nguồn gốc thiên

ngoại lực khác thì liên quan tới việc khí quyển truyền

năng lượng cơ học của nó cho đại dương

hμm chỉ của tốc độ gió Mặc dù đã có nhiều công trình tính toán hệ số nμy, chúng ta mới chỉ biết đặc

điểm biến đổi đại

Lực lôi kéo của gió Gió tác động lên mặt đại

dương,

thể của

k khi tăng tốc độ gió vμ bậc đại lượng của nó

Cótạo ra lực ma sát Lực nμy phụ thuộc vμo mật độ

không khí vμ cường độ gió Nó liên quan tới profile tốc

độ gió ở bên

những quan điểm khác nhau về đặc điểm biến đổicủa hệ số

trở kháng Thí dụ, J Wy (1969) nhận được kết luận rằng,

tại tốc độ gió từ 1 đến 15 m/s k tăng dần theo

x

k  0,5 V 1/ 2 103

với điều kiện tốc độ gió được đo ở độ cao 10 m bên

trên mặt biển Với V  15 m/s ông chấp nhận k  2,6 103 lμ

hằng số Tuy nhiên, nhiều tác giả khác không thừa

nhận sự đột biến của giá trị k tại V  15 m/s Vì vậy, S

Smith vμ E Bunk (1975) đề xuất công thức sau đây

để xác định k :

103 k  0,63  0,66 V  0,23 .Người ta vẫn đang tiếp tục tìm những mối liên

hệ tin

Các dòng biển được gây nên bởi lực nμy gọi lμ các dòng chảy građien Nếu các dòng biển liên quan

tới sự biến đổi

độ nghiêng đường đẳng áp dưới tác động của áp

suất khí quyển thay đổi thì gọi lμ các dòng chảy građien áp suất, còn do nước dâng vμ nước rút ở gần

vùng bờ  dòng bù trừ hoặc dòng do nước sông Lưu ýrằng, nếu trường áp suất khí quyển không đổi,thì địa hình mặt tự do thích ứng với nó vμ sự bất

đồng đều tĩnh học ổn định của trường khí ápkhông

cậy hơn

giữa k vμ V

gây nên các dòng chảy trong đại dương

Chuyển động mμ gió gây nên tại thời điểm ban

đầu ở lớp nước mỏng sát mặt sau đó được truyền

xuống những lớp sâu hơn do độ nhớt vμ rối

Lực gây bởi độ nghiêng mặt biển dưới tác

động của các ngoại lực Một tác động bất kỳ của khí

quyển lμm thay đổi độ nghiêng của các mặt đẳng

áp sẽ dẫn tới xuất hiện građien áp suất phương

ngang Sự biến đổi áp suất khí quyển, các hiện tượng

nước dâng vμ nước rút ở gần vùng bờ, sự xuất hiện độnghiêng mặt đẳng áp do tăng lượng nước sông, giángthủy hoặc ngược lại  bốc hơi nhiều v.v cũng dẫntới građien áp suất phương ngang trong nước biển Lựcgrađien áp suất ngang G xác định theo công thức:

25 26

1.1.3 Các lực thứ sinh

Lực gây nên bởi sự xoay của Trái Đất (lực

Coriolis) Trong nước yên tĩnh, lực Coriolis không

gây nên chuyển động Nhưng một khi chất điểm

Nếu các trục tọa độ tại điểm nμo đó trong biển

được bố trí như quy định trong hải dương học ( OX 

hướng sang

đông, OY  hướng lên bắc vμ OZ  hướng thẳng đứnglên

trên), thì các thμnh phần của lực Coriolis K ở điểm

không thứ nguyên, gọi lμ số Rossby Khi số Rossby

nhỏ, lực Coriolis lμ một trong những lực chủ yếu nhấtcủa cân bằng lực

 các thμnh phần tốc độ dòng chảy tuần tự theo trong tồn tại ở tất cả các chất lỏng chuyển động Nó có xu

hướng vĩ tuyến vμ theo hướng kinh tuyến

Thμnh phần phương ngang của lực Coriolis tỷ lệ

thuận với tốc độ chuyển động ngang; các thμnh phần

tỉ lệ thuận với các hình chiếu tốc độ lên trục vuông

27 28

thế san bằng tốc độ chuyển động ở tất cả các lớp của

chất lỏng

Giữa hai lớp lân cận có tốc độ khác nhau, các lực

nhớt hướng tới lμm chậm lớp chuyển động nhanh vμ

lμm nhanh lớp chuyển động chậm Chính các lực nμy

có tác dụng truyền chuyển động do gió ở lớp mặtxuống tới các lớp nằm ở dưới ở đây phải xét haitrường hợp tùy thuộc vμo tính chất của chuyển

động Trường hợp chuyển động phân lớp, ứngsuất ma sát trên một đơn vị diện tích được xác

L / c Nếu khoảng thời gian nμy bé hơn nhiều so với

xoay của Trái Đất, thì chất lỏng chưa chắc có thể bị

hưởng của sự xoay Trái Đất trong khoảng thời

đây, có thể cho rằng sự xoay Trái Đất sẽ quan trọng

điều

kiện L / c   1 , hay nói một cách tương đương,

thì không thể có những giá trị lớn của građien tốc độ vμ đã xuất hiện Với dòng chảy trong kênh hở

ngược lại, trong chất lỏng “không nhớt” (   0 ) thì có

thể quan sát thấy những građien tốc độ rất lớn Từ

Trong các điều kiện tự nhiên, nhớt phân tử có vai

động rối, đặc trưng bởi sự hiện diện rất nhiều các

cuộn xoáy trong chất lỏng, đã được Reynolds nghiên

cứu tỉ mỉ Theo gương A Lacomb (1974), chúng tôi

sẽ trình bμy những kết quả nghiên cứu thực nghiệm

của Reynolds đối với chuyển

vμ

Re 

động trong ống thủy động với đường kính D có

nhuộm mμu Reynolds đã chỉ ra rằng, chừng

chảy trong ống lμ phân lớp vμ chất mμu di

trong lớp không thể xem lμ không đổi Tuy nhiên, luôn luôn

chuyển trong đó theo một đường thẳng mảnh thể

hiện rất rõ luồng chảy của chất lỏng Với những giá trị

Re lớn hơn, chất lỏng bắt đầu chuyển động không

đều đặn vμ mang theo chất mμu dưới dạng các đám

mây run rẩy  chế độ rối

có thể tìm một tốc độ trung bình C xác định bằngthương số giữa lưu lượng chất lỏng chia cho thiếtdiện của dòng Các cuộn xoáy lμm xuất hiện các tốc

độ khác với tốc độ trung bình vμ trị số lấy trungbình của chúng bằng không Những tốc độ như vậycần phải xem như lμ các biến ngẫu

 6

xét chuyển động theo quan điểm thống kê Ông giữ

công thức (1.10) đối với cả chuyển

f  A z

dC

,

d z

rối ngang có thể có vai trò lớn hơn đáng kể trong

động lực học nước, bởi vì các građien mật độ trong phương ngang

phụ thuộc trước hết vμo quy

chuyển động, sự phân tầng trong chất lỏng vμ một

số nhân tố khác chưa được tìm hiểu rõ tổng quát có thể biểu diễn bằng những biểu thức sau đây trong hệ tọa độ Đêcác:

Do tính chất chuyển động rối, “các phần” nước

ở trong lớp nhanh hơn, tức tồn tại một đương lượng lực

lôi kéo tiếp tuyến

Các giá trị A z biến thiên rộng từ 1 đến 103 (g/

Vì chúng ta thường chỉ xem xét các lớp nhớt thẳng

đứng, nên phương trình (1.11) biến đổi thμnh dạng:

đặc trưng cho chế độ dòng vμ các khối nước Thật vậy, trong

phương thẳng đứng, lực Acsimet cản trở sự trao đổi, nó tác

F  A z x

w dt

 0 Điều nμy tương

Vì đa số trường hợp giá

còn

R lại ứng với trường hợp dòng chảy ổn định Còn nếu không có sựrất lớn, nên người ta không chú ý tới các lực ly tâm

khi R nhỏ (tại các eo biển cong), lực ly

Các lực quán tính Các lực quán tính xuất hiện

khi có sự biến thiên của vận tốc chuyển động

Đối với khối l−ợng

đơn vị

f   dc ,

i dt

ở đây các giá trị thμnh phần gia tốc theo các trục đ−ợc xác

các điều kiện khí tượng khi các front, các xoáy thuận

mạnh v.v đi qua), građien áp suất trong phương

vμ nhớ lại rằng trong hệ tọa độ vuônggóc

35 36

Nếu nhân phương trình thứ nhất của (1.16)

sin 2 

Từ đây suy

ra

dt dt



dt

dt  nhất định, tốc độ biến thiên hướng của hạt chuyển

động lμkhông đổi Do đó, các hạt nước trong các dòng chảy quán

Bảng 1.2 Bán kính vòng tròn quán tính r i (km) vμ chu kỳ quán

tùy thuộc vμo tốc độ vμ vĩ độ địa lý

Bán kính vòng tròn quán tính tiến tới bằng vô cùng tại

xích đạo, đạt cực tiểu tại các cực (bảng 1.2)

Chu kỳ chuyển động của chất điểm theo vòng tròn

(chu kỳ quán tính) không phụ thuộc vμo tốc độ chuyển

động, tức

T i  2 

r c

 2  r

đối với ba giá trị tốc độ

Các dòng chảy quán tính mới chỉ được phát hiện lần

đầu tiên vμo năm 1931 ở Đại Tây Dương Trên hình

1.1 dẫn thí dụ kinh điển về các dòng chảy quán tính

do Gustavs vμ Kullenberg quan trắc được ở biển

Baltic Ngμy nay, các

1.3.Các dòng chảy địa chuyển

1.3.1 Độ nghiêng của các mặt đẳng áp trong

dòng chảy

Trong dòng chảy phương ngang không ma sát với

tốc độ không đổi, một ngoại lực duy nhất (trọng lực)

vμ ở điều kiện không có chuyển động thẳng đứng

thì các thμnh phần phương ngang của lực Coriolis vμ

građien áp suất cân bằng

bên phải theo hướng dòng chảy, còn ở Nam bán cầu 

ngược lại Kiểu dòng chảy nμy gọi lμ dòng chảy địa chuyển, còn sự cân bằng các lực biểu diễn bởi phương trình (1.22) gọi lμ cân bằng địa chuyển.

Thay građien áp suất phương ngang trongphương trình (1.21) bằng góc nghiêng của các mặt

đẳng áp Trên hình 1.2a biểu diễn độ nghiêng củacác mặt đẳng áp so với

với nhau,

2  sin  v  1 P, chảy c áp suất ở điểm A bằng P , còn ở điểm

Từ phương trình (1.22) thấy rằng, yêu cầu cân

bằng các lực dẫn tới chổ lực Coriolis phải bằng vμ ngược

chiều với lực građien áp suất phương ngang Từ đó

suy ra, vectơ dòng chảy phương ngang song song với