Giáo trình Thuỷ văn và thuỷ động lực biển đông

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: 36 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. 37 f M e W (1.18) có thứ nguyên kg m-1 s-1. Dòng vận chuyển ny có h‡ớng vuông góc với h‡ớng gió v quay về bên phải so với h‡ớng gió ở Bắc Bán Cầu v về bên trái ở Nam Bán Cầu. Nh‡ vậy dòng vận chuyển Ekman l phần bổ sung của dòng vận chuyển không có nguồn gốc địa chuyển trong đại d‡ơng. Dòng chảy gió l một trong những loại dòng chảy mạnh nhất tồn tại trên mặt biển. Dòng vận chuyển trong lớp Ekman đóng một vai trò hết sức quan trọng l một trong những nguyên nhân hình thnh nên chuyển động của các tầng sâu đại d‡ơng. Sở dỹ điều ny xẩy ra vì dòng chảy Ekman th‡ờng tồn tại d‡ới dạng các xoáy với những khu vực hội tụ v phân kỳ, từ đó lm xuất hiện các dòng chuyển động thẳng đứng trong những lớp n‡ớc mặt v đáy nhằm thay thế hoặc mang đi các khối n‡ớc do phân kỳ v hội tụ. Hiện t‡ợng chuyển động ny đ‡ợc gọi l bơm Ekman. 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 38 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 Mw eYeX w w  w w 0U với Mex v Mey l các thnh phần của vận chuyển Ekman. Công thức ny có thể có dạng khác liên quan đến xoáy ứng suất gió: y f x f f rotw xyz w w  w w  )/()/( )(0 WWWU (1.19) 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‡ớc trồi: trên vùng xích đạo Đại Tây D‡ơng v đông Thái Bình D‡ơng gió th‡ờng h‡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. 39 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 HH yf g t H w w' w w 0 2 )( U UE (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‡ợc thể 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 HH yf g z 00 2 )( U W U UE 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‡ơng 1.1/2 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! 40 Trong khi đó, vế trái của ph‡ơng trình lại phụ thuộc chủ yếu vo các đặc tr‡ng hải d‡ơng đó l nhiệt độ v độ muối. Trong mô hình đại d‡ơng 1.1/2 chúng ta đã mô tả động lực học đại d‡ơng một cách đơn giản thông qua các quan trắc nhằm xác định độ sâu nêm nhiệt. Trong các điều kiện gần với thực tế hơn, khi phân tầng mật độ đảm bảo tính liên tục, t‡ơng quan Sverdrup có dạng sau: ááạ ã ăăâ Đ w w f rotf x Pg z 0 2 U W E (1.22) trong đó ³ 0 ),,(),( z dzzyxhyxP (1.23) có thứ nguyên m2 v l tích phân theo độ sâu của độ cao áp lực h từ độ sâu không chuyển động z0 đến mặt biển; ˜P/˜x l đại l‡ợng khái quát cho H(ǻȡ/ȡ0)˜H/˜x trong mô hình 1.1/2 lớp. Dễ dng nhận thấy công thức 1.22 hon ton xác định tại xích đạo. Có thể đánh giá vế phải của hệ thức 1.22 bằng cách sử dụng ȕҏ=df / dy 00 )( U WW EU x zrot f x Pg  w w (1.24) Trong dạng ph‡ơng trình 1.22 cả hai vế của t‡ơng quan Sverdrup đều có thể xác định theo các nguồn số liệu hiện có: vế phải đ‡ợc tính theo tr‡ờng gió quan trắc còn vế trái từ số liệu tr‡ờng mật độ trung bình. Bằng cách ny chúng ta có khả năng thử nghiệm v kiểm chứng giả thiết của mình về động lực học biển. Hình 1.26 cho ta bản đồ độ cao áp lực tích phân theo độ sâu đ‡ợc tính từ số liệu khí quyển dựa trên cơ sở về phải của t‡ơng quan Sverdrup kết hợp với điều kiện không có thông l‡ợng khối l‡ợng đi qua biên phía đông đại d‡ơng. Cùng chung đại l‡ợng đ‡ợc thể hiện trên các hình 1.27 v 1.28 nh‡ng đ‡ợc tính từ các thông tin hải d‡ơng học căn cứ vo vế trái của ph‡ơng trình 1.22 với các độ sâu không chuyển động t‡ơng ứng bằng 1500m v 2500m. Sự t‡ơng thích các kết quả từ hai cơ sở dữ liệu khá tốt trên khu vực cận nhiệt đới. Cả ba sơ đồ đều chỉ ra cực đại giá trị P gần biên phía tây của các đại d‡ơng trong khoảng 30˚- 40˚ N hoặc S. Vị trí cực đại ny cũng đ‡ợc thể hiện rõ trên hình 1.26 đối với các đại d‡ơng. Số l‡ợng các đ‡ờng đồng mức từ đông sang tây trong các đại d‡ơng cũng đ‡ợc thể hiện khá tốt, mặc dầu tính toán dựa theo tr‡ờng gió cho l‡ợng vận chuyển lớn hơn so với kết quả tính theo tr‡ờng nhiệt độ v độ muối. Theo một số nh khoa học nh‡ Hellerman v Rosenstein (1983) thì điều ny có thể do việc lựa chọn hệ số ma sát gió Cd để tính ứng suất quá lớn. Kết quả cũng cho thấy rằng việc lựa chọn độ sâu quy chiếu trong các tích phân trên không gây ảnh h‡ởng đáng kể tới kết quả. Sự khác biệt đáng kể có thể thấy đ‡ợc trên khu vực gần châu Nam Cực, điều đó cho thấy tại vùng đại d‡ơng 41 ny dòng chảy cơ bản hiện hữu tại độ sâu lớn hơn 1500m. Sai số tính toán theo số liệu khí t‡ợng chủ yếu xẩy ra ở phía tây của phần nam châu Phi, nơi cho thấy có sự hiện diện khá lớn của gradient P theo h‡ớng bắc nam. Gradient ny đã tạo ra một dòng địa chuyển mạnh chảy qua nam Đại Tây D‡ơng đến Nam Mỹ, sau khi đi về phía nam khoảng 500km lại quay trở về ấn Độ D‡ơng. Trong thực tế những dòng chảy mạnh nh‡ thế v‡ợt qua đại d‡ơng, nhất l trong tr‡ờng hợp quay trở lại hai lần th‡ờng có sự bất ổn định rất lớn; dòng Agultas thực ở tây nam Nam Phi đã quay trở lại v liên kết với dòng chảy vòng cực nh‡ trên hình 1.27 v 1.28. Mặc dầu còn một số khác biệt giữa kết quả mô phỏng v hiện trạng hon l‡u đại d‡ơng song mô hình 1.1/2 đã tính đến một cách khá đầy đủ các nhân tố ảnh h‡ởng tới hon l‡u tích phân theo độ sâu của hon l‡u đại d‡ơng thế giới. Các giả thiết đơn giản hóa về bơm Ekman, lan truyền sóng Rossby v cân bằng Sverdrup giữa hai hiện t‡ợng trên cho phép khẳng định các đặc tr‡ng hon l‡u thu đ‡ợc từ các kết quả sử dụng các số liệu khảo sát khí t‡ợng hải d‡ơng. 1.5.4. Hˆm dòng vˆ dòng vận chuyển tích phân theo độ sâu Hình 1.29 chỉ ra các hm dòng vận chuyển tính cho ton đại d‡ơng thế giới theo cân bằng Sverdrup. Các chi tiết về hon l‡u gần xích đạo đ‡ợc thể hiện trên hình 1.26 có tính đến sự biến đổi của tham số Coriolis f. Có thể nhận thấy Dòng chảy ng‡ợc bắc xích đạo đi về phía đông trong dải từ 5˚ đến 15˚N ở bắc Thái Bình D‡ơng. Đặc điểm t‡ơng tự của hon l‡u thể hiện không rõ ở Nam Thái Bình D‡ơng nh‡ng lại khá rõ ở Nam ấn Độ D‡ơng. Đặc điểm bất đối xứng ny có thể xuất phát từ bất đối xứng t‡ơng tự trong tr‡ờng gió đ‡ợc thể hiện trên hình 1.4. Hình 1.26. Độ cao áp lực tích phân theo độ sâu tính toán theo vế phảI công thức (1.22) với tr‡ờng gió Hellerman v Rosenstein (1983). Đơn vị 101 m2 42 Cần nhấn mạnh thêm về kết quả đánh giá đại l‡ợng các dòng chảy biên phía tây dựa trên cơ chế Sverdrup nh‡ sau: 50 Sv cho Kuroshio, 30 Sv cho Gulf Stream v dòng Brasil, 25 Sv cho dòng Đông úc v 70 Sv cho dòng Agulhas. Những đánh giá ny đối với từng đại d‡ơng cụ thể sẽ có các điều chỉnh do ảnh h‡ởng của các điều kiện biên. Từ hình 1.29 có thể nhận thấy các hon l‡u bao quanh đ‡ờng hm dòng 0, đây chính l các xoáy. Các xoáy hon l‡u nằm giữa vùng gió tây mạnh v tín phong đ‡ợc gọi l xoáy cận nhiệt đới. Trong mỗi xoáy cận nhiệt đới, xoáy ứng suất gió đã tạo nên dòng vận chuyển tích phân theo độ sâu h‡ớng về phía xích đạo trong lòng đại d‡ơng v h‡ớng về phía các cực tại những dòng chảy biên tây đại d‡ơng. ở Bắc Bán Cầu các xoáy hon l‡u cực đới xuất hiện ở phía bắc các xoáy cận nhiệt đới, trong đó dòng tích phân h‡ớng về phía cực trong lòng đại d‡ơng v h‡ớng về phía xích đạo trên các dòng biên phía tây. Hiện t‡ợng hội tụ các dòng chảy ở biên phía tây các đại d‡ơng do những xoáy cận nhiệt đới v cực đới tạo ra các front cực nơi n‡ớc ấm cận nhiệt đới gặp n‡ớc lạnh cận cực đúng trên đ‡ờng hm dòng bằng 0. Những xoáy ở khu vực nhiệt đới-xích đạo nằm giữa 15˚N v 10˚S hình thnh nên một hệ thống hon l‡u xích đạo hết sức phức tạp. Do tr‡ờng gió trên biển phân bố chủ yếu theo đới v ít biến đổi theo kinh tuyến, đ‡ờng hm dòng bằng 0 cần trùng với đ‡ờng xoáy ứng suất gió bị triệt tiêu. Nh‡ vậy giới hạn của các xoáy hon l‡u có thể đ‡ợc xác định dựa vo đ‡ờng phân bố cực đại của đới gió tây cũng nh‡ của tín phong. Các đ‡ờng đồng mức 0 của hm dòng thể hiện trên hình 1.29 gần nh‡ trùng khớp với cực đại đới gió tây v tín phong đ‡ợc thể hiện trên hình 1.9. Hình 1.27. Độ cao áp lực tích phân theo độ sâu tính tóan theo vế trái công thức (1.22) theo số liệu Levitus (1982) với độ sâu lớp không có chuyển động l 1500 m. Đơn vị 103 m2. 43 Hình 1.28. Độ cao áp lực tích phân theo độ sâu tính tóan theo vế trái công thức (1.22) theo số liệu Levitus (1982) với độ sâu lớp không có chuyển động l 2500 m. Đơn vị 103 m2. Hình 1.29. Hm dòng đối với đại d‡ơng thế giới theo kết quả tính dựa vo ứng suất gió Hellerman v Rosenstein (1983). Їờng đẳng trị cách nhau 10 Sv. Do dòng vận chuyển tích phân theo độ sâu không thể đi qua các đ‡ờng dòng, nh‡ vậy sẽ không có sự trao đổi khối l‡ợng giữa các xoáy với nhau. Điều ny không đồng nghĩa với việc không có hiện t‡ợng n‡ớc đi từ một xoáy ny sang một xoáy khác. Thực ra, vận chuyển trong lớp n‡ớc mặt đi qua các đ‡ờng 44 dòng đạt giá trị cực đại với gió địa đới thổi dọc theo các biên ny nên vận chuyển Ekman có giá trị lớn nhất. Dòng vận chuyển trong lớp n‡ớc mặt sẽ đ‡ợc cân bằng bởi dòng địa chuyển ở lớp d‡ới từ đó dẫn đến vận chuyển tổng cộng giữa các xoáy bị triệt tiêu. Nh‡ vậy tuy không có vận chuyển khối l‡ợng giữa các xoáy song vận chuyển nhiệt giữa các xoáy theo h‡ớng xích đạo-cực vẫn xẩy ra. Kết quả tính toán theo tr‡ờng gió cho thấy dòng Ekman vận chuyển về phía cực ở Bắc Thái Bình D‡ơng đạt giá trị 28 Sv v v‡ợt qua biên phía nam của xoáy cận nhiệt đới l 16˚N. T‡ơng tự ở Nam Thái Bình D‡ơng, dòng Ekman đi qua biên xoáy cận nhiệt đới tại 14˚S vo khoảng 29 Sv. 1.6. Chế độ thủy văn vˆ khối n€ớc đại d€ơng thế giới Các khối n‡ớc với những đặc tr‡ng cụ thể về nhiệt độ v độ muối đ‡ợc hình thnh do các quá trình xẩy ra trên mặt biển v tại từng vùng biển cụ thể, sau đó chìm xuống v xáo trộn từ từ với các khối n‡ớc khác. Do quá trình chuyển động của khối n‡ớc xẩy ra một cách chậm chạp nên th‡ờng rất khó để quan trắc đ‡ợc một cách trực tiếp. Chỉ có thể thông qua phân bố của các tính chất của từng khối n‡ớc mới suy ra đ‡ợc tốc độ chuyển động cũng nh‡ xáo trộn xẩy ra với chúng. Việc phân tích chuyển động của các khối n‡ớc v quá trình xáo trộn sẽ hỗ trợ cho tìm hiểu hon l‡u đại d‡ơng d‡ới tầng sâu khi đánh giá độ cao áp lực đã không cho kết quả. Cách tiếp cận ny còn đ‡ợc gọi l “mô hình nghịch đảo”. Yêu cầu tìm hiểu các quá trình liên quan đến hình thnh v l‡u hnh của các khối n‡ớc chính l một trong những chuyên đề của hải d‡ơng học khu vực. 1.6.1. Những khái niệm chung Chúng ta có thể xem xét khối n‡ớc nh‡ một thể tích n‡ớc với một nguồn gốc hình thnh cụ thể. Tên chung của các khối n‡ớc đ‡ợc lấy theo địa danh nơi khối n‡ớc chiếm lĩnh th‡ờng xuyên. Cần nhận thấy rằng một khối n‡ớc duy nhất chiếm lĩnh một vùng đại d‡ơng cụ thể chỉ có ở nơi xuất xứ của khối n‡ớc. Chúng ta có thể xác định tỷ lệ phần trăm của các khối n‡ớc đối với từng mẫu n‡ớc cụ thể trên cơ sở sử dụng giản đồ T-S (nhiệt –muối). Trên hình 1.30 đ‡a ra ví dụ giản đồ T-S cho một vùng biển nhiệt đới. Có thể thấy các đặc tr‡ng của khối n‡ớc Trung tâm ở biển San Hô liên quan trực tiếp đến khu vực hình thnh v cho thấy ít xẩy ra hiện t‡ợng xáo trộn với các khối n‡ớc khác. Trong khi đó khối n‡ớc trung gian v khối n‡ớc tầng sâu lại không thể hiện các đặc tr‡ng T-S xuất xứ của mình; các tính chất đó đã bị biến tính do xáo trộn với các khối n‡ớc khác nằm trên v d‡ới chúng, sự hiện diện của các khối n‡ớc ny chỉ đ‡ợc xác định theo những tổ hợp giá trị tới hạn của những khối n‡ớc gốc. Từ hình 1.30 có thể thấy rằng không thể chỉ dựa vo duy nhất t‡ơng quan T-S để xác định các khối n‡ớc. Điều ny cng thấy rõ đối với các khối n‡ớc ở lớp trên của đại d‡ơng khi tính chất của chúng biến đổi mạnh mẽ d‡ới tác động của các điều kiện khí t‡ợng nh‡ đã đ‡ợc dẫn qua giá trị chuẩn sai của độ muối. 45 Các điểm trên giản đồ T-S đ‡ợc xem nh‡ các loại n‡ớc v những điểm xác định cho khối n‡ớc đ‡ợc xem l các loại n‡ớc xuất phát. Hình 1.30. Giản đồ T-S trung bình v chuẩn sai độ muối ở phần đông biển San Hô so sánh với các khối n‡ớc Nam TháI Bình D‡ơng. Kết quả của Tomczak v Hao (1989). Tr‡ớc khi đi vo xem xét cụ thể các đặc tr‡ng của khối nuớc, chúng ta sẽ đi sâu tìm hiểu cấu trúc thủy văn theo độ sâu đại d‡ơng thông qua các khái niệm về nêm nhiệt. 1.6.2. Nêm nhiệt mùa vˆ nêm nhiệt cố định. Phần lớn các khối n‡ớc đ‡ợc hình thnh trong lớp n‡ớc mặt đại d‡ơng. Lớp ny đ‡ợc đặc tr‡ng bởi quá trình xáo trộn mạnh, đồng nhất về các đặc tr‡ng vật lý v biến đổi nhanh theo thời gian. Các nh hải d‡ơng học gọi lớp đồng nhất ny l lớp xáo trộn bề mặt. 46 Hình 1.31a. Độ sâu trung bình của lớp đồng nhất nhiệt trên mặt (m) trong tháng VIII-X. Các đ‡ờng đồng mức 10 m, 25 m, 50 m, 75 m, 100 m, 250 m. Theo Sprintall v Tomczak (1990). Lớp ny đóng vai trò cơ bản trong quá trình trao đổi nhiệt v n‡ớc ngọt giữa đại d‡ơng v khí quyển. Lớp n‡ớc ny th‡ờng có độ dy từ 50 đến 150m v th‡ờng sâu hơn trong mùa đông khi hiện t‡ợng đối l‡u hoạt động mạnh do đại d‡ơng bị mất nhiệt vo khí quyển. Trong thời kỳ xuân, hè lớp xáo trộn thu nhiệt nên độ dy giảm dần với nhiệt độ n‡ớc cao hơn. Vo thời kỳ ny quá trình xáo trộn chủ yếu do tác động của sóng biển trên mặt. Ngay d‡ới lớp ny có một lớp n‡ớc với nhiệt độ n‡ớc giảm rất nhanh theo độ sâu. Lớp n‡ớc chuyển tiếp đó đ‡ợc gọi l nêm nhiệt mùa. Do l đáy của lớp xáo trộn, lớp n‡ớc ny sẽ có độ dy lớn nhất vo mùa thu, nhỏ nhất vo mùa xuân hè v hầu nh‡ biến nhất vo mùa đông. ở khu vực biển nhiệt đới, do mùa đông không có hiện t‡ợng biển bị lạnh nh‡ ở ôn đới nên ít có khả năng phá võ lớp nêm nhiệt vì vậy nêm nhiệt mùa ở đây còn có tên l nêm nhiệt nhiệt đới. Hình 1.31 dẫn ra độ dy của lớp đẳng nhiệt lấy từ kết quả phân tích của Levitus (1982), cho rằng nhiệt độ tại đây nhỏ hơn nhiệt độ trên mặt 0,5˚C. Lớp n‡ớc có độ sâu từ phía d‡ới nêm nhiệt mùa đến khoảng 1000m đ‡ợc gọi l nêm nhiệt cố định hay nêm nhiệt đại d‡ơng. Đây l đới chuyển tiếp từ n‡ớc ấm trên mặt đến n‡ớc lạnh ở độ sâu lớn v l mẫu cho mô hình đại d‡ơng 1.1/2 lớp. Giá trị nhiệt độ ở mặt phân cách trên cùng của nêm nhiệt cố định phụ thuộc vo vĩ độ địa lý nh‡ng đ‡ợc giới hạn trong khoảng từ 20˚C ở vùng biển nhiệt đới đến 15˚C ở vùng biển ôn đới. Tại giới hạn d‡ới của nêm nhiệt cố định nhiệt độ hầu nh‡ đồng nhất trong khoảng 4-6˚C đối với các đại d‡ơng khác nhau. . 47 Hình 1.31b. .Độ sâu trung bình của lớp đồng nhất nhiệt trên mặt (m) trong tháng II-IV. Các đ‡ờng đồng mức 10 m, 25 m, 50 m, 75 m, 100 m, 250 m. Theo Sprintall v Tomczak (1990). 1.6.3. Hiện t€ợng n€ớc chìm Lm sao có thể duy trì nêm nhiệt cố định v bảo vệ nó khỏi quá trình xáo trộn từ cả hai phía trên v d‡ới? Các nhân tố cơ bản ở đây bao gồm tổ hợp giữa bơm Ekman v hình thnh các khối n‡ớc. Trên hình 1.25 cho thấy có một khu vực lớn với giá trị âm của xoáy ứng suất gió, đồng nghĩa với việc n‡ớc bị đẩy xuống sâu. Do mật độ của n‡ớc không lớn hơn mật độ lớp d‡ới, khối n‡ớc ny đi vo các tầng sâu trung gian lan theo các mặt đẳng thể tích t‡ơng ứng. Hiện t‡ợng ny đ‡ợc gọi l n‡ớc chìm đ‡ợc mô tả trên hình 1.32, đó l nguyên nhân cơ bản hình thnh nên khối n‡ớc của nêm nhiệt cố định. C‡ờng độ của quá trình ny biến đổi theo mùa v phụ thuộc một phần vo biến đổi c‡ờng độ bơm Ekman nh‡ng một phần cơ bản lại l sự phát triển của nêm nhiệt mùa. Với sự biến động mùa độ dy lớp nêm nhiệt mùa khối n‡ớc trong nêm nhiệt cố định chủ yếu đ‡ợc hình thnh trong giai đoạn thu đông khi nêm nhiệt mùa có độ dy nhỏ nhất. Điều ny có thể kiểm chứng thông qua so sánh các đặc tr‡ng của lớp xáo trộn trên mặt tại khu vực hội tụ cận nhiệt đới với các đặc tr‡ng của nêm nhiệt cố định ở khu vực nhiệt đới. Điều ny có thể tiến hnh khi so sánh các giản đồ T-S dọc theo đ‡ờng ABCD v A’B’C’D’ trên hình 1.32. Ví dụ so sánh ny đ‡ợc thể hiện trên hình 1.33: trong khoảng biến đổi của nhiệt độ v độ muối của nêm nhiệt cố định có hai đ‡ờng T-S hầu nh‡ trùng nhau vo cuối mùa đông (tháng 8- 10) nh‡ng lại khác so với các mùa khác. 48 Hình 1.32. Sơ đồ hình thnh các khối n‡ớc do hặên t‡ợng n‡ớc chìm tại khu vực hội tụ cận nhiệt đới. Giản đồ T-S cho ta sự biến đổi trên mặt cắt giữa hai trạm A v D. Các khối n‡ớc chìm sâu xuống d‡ới nêm nhiệt đ‡ợc gọi l khối n‡ớc trung tâm. Hình 1.33. So sánh các giản đồ T-S qua vùng hội tụ cận nhiệt đới dọc kinh tuyến 102.5°E giữa 30°S v 45°S, qua nêm nhiệt cố định trênvĩ tuyến 20°S. Các giản đồ T-S qua vùng hội tụ cận nhiệt đới cho các tháng VIII-X (ASO),XI-I (NDJ),II-IV (FMA),V-VII(MJJ). Giản đò còn lại đI qua 20°S. Theo Sprintall v Tomczak (1993). 49 Các nghiên cứu về giản đồ T-S cũng nh‡ đặc điểm phân bố trên các mặt đẳng thể tích riêng có thể đ‡a ra kết luận về khả năng xáo trộn qua các mặt đẳng thể tích riêng yếu hơn xáo trộn trên các mặt đó. Tuy nhiên tại một số khu vực đặc biệt nh‡ dòng chảy biên phía tây, dòng chảy ng‡ợc d‡ới xích đạo v các đới front, tại đây hiện t‡ợng xáo trộn qua các mặt đẳng thể tích riêng đóng một vai trò đáng kể trong các quá trình trao đổi. Tuy nhiên nhìn chung với sai số bậc nhất có thể bỏ qua hiện t‡ợng xáo trộn qua các mặt đẳng thể tích khi đánh giá hon l‡u đại d‡ơng. Trên hình 1.34 đ‡a ra sơ đồ tổng l‡ợc về nêm nhiệt v hiện t‡ợng n‡ớc chìm trong đại d‡ơng thế giới. Khối n‡ớc trung gian nằm ngay d‡ới nêm nhiệt cố định cũng đ‡ợc xem l có nguồn gốc n‡ớc chìm. Tuy nhiên nguồn gốc tạo n‡ớc chìm ở đây không phải l bơm Ekman m do xáo trộn v đối l‡u xẩy ra tại khu vực giáp ranh của các dòng chảy mạnh. 1.6.4. Lớp barie Thông th‡ờng chúng ta chỉ sử dụng phân bố nhiệt độ để xác định biến động của lớp xáo trộn hay lớp chịu tác động của các quá trình xáo trộn trên mặt biển. Với nguồn số liệu khảo sát ngy cng đầy đủ hơn, chúng ta có khả năng xem xét những đặc tr‡ng khác để có thể lm rõ hơn cơ chế hình thnh các khối n‡ớc trong đại d‡ơng. Hình 1.34. Mặt cắt đại d‡ơng dọc kinh tuyến với phân bố của các khối n‡ớc v quá trình hình thnh v lan truyền của chúng. 50 Hình 1.35a. Bản đồ độ sâu lớp đồng nhất mật độ trên mặt đại d‡ơng (m). Các tháng VIII-X. Các đ‡ờng đồng mức 10 m , 25 m, 50 m, 75 m, 100 m, 250 m, 500 m. Theo Sprintall v Tomczak (1990). Trên hình 1.35 dẫn ra bản đồ phân bố độ dy của lớp đẳng thể tích riêng l lớp trong đó mật độ của n‡ớc không thay đổi. Bản đồ ny thu đ‡ợc bằng cách xác định độ sâu m tại đó mật độ n‡ớc biến đổi trong giới hạn t‡ơng ứng với nhiệt độ biến đổi bằng 0,5˚C nh‡ đã sử dụng để lập bản đồ 1.31. Độ dy của lớp ny phụ thuộc khá chặt chẽ vo độ muối. Để đảm bảo rằng các bản đồ 1.31 v 1.35 có thể so sánh đ‡ợc khoảng cách giữa các đ‡ờng đẳng mật độ đ‡ợc thay đổi phù hợp với đặc điểm phân bố của nhiệt độ v độ muối trên mặt biển. Hình 1.36 cho ta kết quả hiệu số giữa các độ sâu các lớp đẳng nhiệt độ v đẳng thể tích riêng. Hình 1.35b. Bản đồ độ sâu lớp đồng nhất mật độ trên mặt đại d‡ơng (m). Các tháng II-IV. Các đ‡ờng đồng mức 10 m , 25 m, 50 m, 75 m, 100 m, 250 m, 500 m. Theo Sprintall v Tomczak (1990). 51 Hình 1.36a. Chênh lệch độ sâu trung bình (m) giữa các lớp đồng nhất nhiệt v mật độ trong các tháng VIII-X. Các đ‡ờng .... thể hiện giá trị âm, Theo Sprintall v Tomczak (1990). Hình 1.36b. Chênh lệch