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

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

Nguồn nhiệt cơ bản mà đại dương nhận được là bức xạ Mặt Trời. Nước đại dương nhận nhiệt từ hấp thụ phát xạ sóng dài của khí quyển, một phần nhiệt do nước sông mang vào và giáng thủy. Ngoài ra nguồn nhiệt vào đại dương còn từ quá trình ngưng tụ nước và tạo băng, quá trình hóa sinh và địa nhiệt của đáy đại dương cũng đóng góp một phần nào đó vào nguồn thu nhiệt của đại dương.

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

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

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

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

QC− size 12{Q rSub { size 8{C} } - {}} {} lượng nhiệt biến đổi của lớp nước; Qi− size 12{Q rSub { size 8{i} } - {}} {} lượng nhiệt nội; A1,A2− size 12{A rSub { size 8{1} } ,``A rSub { size 8{2} } - {}} {} lượng nhiệt được mang bởi dòng chảy và chuyển động rối ngang; Bo− size 12{B rSub { size 8{o} } - {}} {} dòng nhiệt dưới bề mặt; Bh− size 12{B rSub { size 8{h} } - {}} {} dòng nhiệt ở độ sâu h size 12{h} {}; Fi− size 12{F rSub { size 8{i} } - {}} {} sự mất nhiệt do bay hơi; Fa− size 12{F rSub { size 8{a} } - {}} {} trao đổi nhiệt rối giữa đại dương và khí quyển; FT− size 12{F rSub { size 8{T} } - {}} {} dòng nhiệt rối thẳng đứng

Chẳng hạn, có thể viết phương trình cân bằng nhiệt của mặt biển dưới dạng:

B=R±LE±P±A size 12{B=R +- ital "LE" +- P +- A} {}, (29)

trong đó B− size 12{B - {}} {} cân bằng nhiệt của mặt biển; LE− size 12{ ital "LE" - {}} {} lượng nhiệt mất do bốc hơi hay tỏa ra khi ngưng tụ ( L− size 12{L - {}} {} nhiệt hóa hơi; E− size 12{E - {}} {} tốc độ bay hơi hay ngưng tụ); R− size 12{R - {}} {} dòng nhiệt bức xạ (cân bằng bức xạ); P− size 12{P - {}} {} dòng nhiệt đối lưu giữa mặt biển và các lớp sâu hơn.

Phương pháp tính toán các thành phần của phương trình cân bằng nhiệt được đề cập trong nhiều chuyên khảo và các sách hướng dẫn. Phần lớn những phương pháp đó dựa trên việc sử dụng những tài liệu trắc xạ và những tài liệu quan trắc hải văn chuẩn trên tàu nghiên cứu biển.

Phân bố địa lý của nhiệt độ ở mặt Đại dương Thế giới là kết quả của cân bằng nhiệt và ảnh hưởng của những yếu tố khác như sự phân bố không đều của lục địa, những hải lưu, những khu vực gió ổn định...

Để có khái niệm về sự phân bố nhiệt độ trên mặt Đại dương Thế giới, người ta dựng những bản đồ nhiệt độ mặt đại dương hoặc bản đồ dị thường nhiệt độ mặt đại dương. Dị thường nhiệt độ là hiệu giữa giá trị trung bình năm của nhiệt độ và giá trị chuẩn vĩ tuyến (giá trị chuẩn vĩ tuyến này được lấy bằng trung bình vĩ tuyến đối với nửa phía nam của Đại dương Thế giới.

Trên những bản đồ như vậy nổi bật lên ba đặc điểm sau đây trong phân bố địa lý của nhiệt độ mặt đại dương, cho phép chúng ta kết luận rằng phân bố nhiệt độ mặt đại dương có tính chất đới – khu vực:

a) Những khác nhau giữa các phần tây và đông của từng đại dương ở các vĩ độ thấp và trung bình: ở phần phía tây các đại dương thuộc vùng vĩ độ trung bình quan sát thấy dị thường dương, ở phần phía đông – dị thường âm. Ở các vĩ độ thấp tình hình có xu hướng ngược lại. Nguyên nhân của đặc điểm này là do chuyển động xoáy nghịch á chí tuyến (cận nhiệt đới) ở các đại dương tạo nên;

b) Khác nhau giữa phần Đại Tây Dương - Ấn Độ Dương và phần Thái Bình Dương của vòng nước Nam Cực: ở phần Thái Bình Dương dị thường nhiệt độ dương và ở phần Đại Tây Dương và Ấn Độ Dương dị thường âm. Điều này có thể giải thích là do vị trí lệch tâm của lục địa Nam Cực;

c) Những dị thường nhiệt độ cao khác thường ở phần bắc Đại Tây Dương có nguyên nhân ở sự vận chuyển nhiệt hết sức mạnh mẽ của hệ hải lưu Gơnxtrim và các nhánh của nó.

Nhiệt độ trung bình năm trên toàn mặt Đại dương Thế giới bằng 17,5^o (lớn hơn nhiệt độ trung bình khí hậu Trái Đất 3^o). Ở Đại Tây Dương nhiệt độ trung bình năm của mặt nước là 16,5^o, ở Ấn Độ Dương là 17,3^o, Thái Bình Dương là 19,4^o, Bắc Băng Dương là 0,75^o. Vành đai nhiệt xích đạo của Trái Đất ở khoảng 5-10 ^oV.B. Những nơi nhiệt độ trung bình cao nhất là biển Đỏ, vịnh Pếch Xích là 35,6^o, những nơi nhiệt độ trung bình thấp nhất là các biển cực thuộc Bắc Băng Dương – không nhỏ hơn −2° size 12{ - 2 rSup { size 8{ circ } } } {}. Biên độ chênh lệch trên toàn Đại dương Thế giới dưới 40^o, trong khi đó chênh lệch của nhiệt độ không khí trên lục địa tới 140^o.

Càng xuống sâu, những khác nhau về nhiệt độ giữa các vùng càng giảm đi. Ở đáy các đại dương nhiệt độ nước hầu như bằng nhau, chỉ thay đổi từ 0^o đến ở các cực đến 2^o ở vùng xích đạo.

Trong phân bố thẳng đứng (phân bố theo độ sâu) của nhiệt độ nước biển có thể có những nhận xét như sau: về tổng quát càng xuống sâu thì nhiệt độ càng giảm; tốc độ giảm khác nhau ở những vĩ độ khác nhau và ở những cấp đoạn độ sâu khác nhau; sự giảm độ sâu khác nhau ấy là do các nhân tố bình lưu quy định.

Ở phần lớn các vùng của Đại dương Thế giới nằm giữa 50 ^oV.B và 45 ^oV.N nhiệt độ giảm theo độ sâu tới độ sâu 4000 m, trong đó: khoảng 0 – 500 m giảm nhanh, tới 1500 m tốc độ giảm nhỏ hơn nhiều, dưới 1500 m giảm rất chậm, có khi không giảm, ở khoảng 3000 – 4000 m nhiệt độ xấp xỉ +2−0° size 12{+2 - 0 rSup { size 8{ circ } } } {}, dưới 4000 m nhiệt độ thường hơi tăng do quá trình đoản nhiệt hoặc do dòng nhiệt qua đáy.

Ở các vĩ độ trung bình và vĩ độ cao biến đổi nhiệt độ theo độ sâu ít hơn vì bản thân nhiệt độ trên mặt không cao do mặt được nung nóng mùa hè ít hơn.

Đặc điểm biến đổi nhiệt độ theo độ sâu ở các vùng giáp cực là trong khoảng 0 – 100 m nhiệt độ giảm, sau đó lại tăng lên do nước ấm mặn ở các vĩ độ trung bình được vận chuyển lên và đạt cực đại ở 200 – 500 m, sau đó lại giảm chậm cho tới sát đáy.

Các tính toán cho thấy nhiệt độ trung bình năm của cả khối nước đại dương là 3,8^o, thậm chí ở xích đạo cột nước từ mặt tới đáy cũng chỉ có nhiệt độ trung bình 4,9^o.

Trong tất cả các dạng phân bố thẳng đứng vừa nêu ở trên, tùy thời gian trong năm, đều tồn tại một lớp nhảy vọt nhiệt độ trong đó nhiệt độ giảm nhanh theo độ sâu (lớn hơn 0,1 độ/m). Lớp nhảy vọt nhiệt độ thường bắt đầu xuất hiện vào mùa xuân, khi lớp mặt nước bị nung nóng, xuất hiện một lớp đột biến nhiệt độ ở gần mặt biển (gọi là nêm nhiệt mùa). Khi độ đốt nóng lớp nước mặt tăng lên cộng với sự xáo trộn sóng, nhiệt được truyền xuống các lớp dưới, lớp đột biến nhiệt độ cũng chìm xuống sâu hơn và građien thẳng đứng của nhiệt độ trong lớp đó cũng tăng lên, đôi khi tới một vài độ trên một mét. Lớp nhảy vọt nhiệt độ có cường độ (građien nhiệt độ ở giữa lớp) lớn nhất vào mùa hè. Mùa thu mặt biển bắt đầu nguội lạnh dần, mật độ nước ở mặt tăng lên làm phát sinh quá trình đối lưu thẳng đứng gây nên xáo trộn đối lưu. Mặt biển càng mất nhiệt mạnh vào thời kỳ mùa đông làm cho xáo trộn đối lưu đạt đến độ sâu 200-300 m. Từ độ sâu này trở xuống thực tế không có dao động nhiệt độ trong năm. Lớp nước gần mặt với biên dưới ở khoảng độ sâu 200-300 m, nơi không có dao động nhiệt độ năm, được gọi là lớp hoạt động của biển.

Trong hải dương học và dự báo biển người ta phân biệt dao động nhiệt độ nước biển theo ngày, theo năm và nhiều năm. Dao động ngày của nhiệt độ nước trên mặt đại dương ở các vùng khơi thường không quá 1^o, trừ những dải ranh giới của các dòng chảy nóng lạnh, nhiệt độ có thể biến đổi vài độ, có khi tới 10^o trong vòng vài giờ. Dao động ngày cũng chỉ tồn tại ở lớp nước mỏng sát mặt, lớp xáo trộn gió.

Biên độ dao động năm của nhiệt độ nước mặt (hiệu nhiệt độ giữa tháng nóng nhất và tháng lạnh nhất) đạt giá trị lớn đáng kể, tới 10-18^o ở các vĩ độ 40 ^oV.B và 30-40 ^oV.N và đạt giá trị nhỏ hơn ở các vùng cực và xích đạo là 2^o. Dao động năm đạt tới độ sâu lớn hơn nhiều so với dao động ngày, tức đến biên dưới lớp hoạt động của biển. Mức độ giảm biên độ dao động và dịch pha dao động (xê dịch thời gian cực đại nhiệt độ) tùy thuộc vào lượng nhiệt Mặt Trời mà các lớp nước hấp thụ, cường độ truyền nhiệt rối theo phương thẳng đứng, và ở vùng tiếp giáp giữa các hải lưu nóng và lạnh – còn phụ thuộc vào xáo trộn ngang. Trường hợp đơn giản nhất, nếu sự truyền dao động nhiệt độ xuống các lớp sâu chỉ phụ thuộc vào sự hấp thụ nhiệt ở trên mặt, tức nhiệt độ t0 size 12{t rSub { size 8{0} } } {} trên mặt dao động trong năm theo quy luật đơn giản:

(trong đó A0− size 12{A rSub { size 8{0} } - {}} {} biên độ của biến trình nhiệt độ năm tại mặt; τ0− size 12{τ rSub { size 8{0} } - {}} {} chu kỳ dao động bằng 12 tháng; τ− size 12{τ - {}} {} thời gian) và hệ số truyền nhiệt độ rối K size 12{K} {} không đổi trong toàn lớp hoạt động, tức trường hợp thỏa mãn phương trình truyền nhiệt:

∂t∂τ=K∂2t∂z2 size 12{ { { partial t} over { partial τ} } =K { { partial rSup { size 8{2} } t} over { partial z rSup { size 8{2} } } } } {}, (30)

trong đó z− size 12{z - {}} {} độ sâu, thì biến trình nhiệt độ năm ở các tầng sâu được thể hiện bằng nghiệm:

t(z)=A0e−πτ0Kzcosπτ0Kz−2πτ0τ size 12{t ( z ) =A rSub { size 8{0} } e rSup { size 8{ - `` sqrt { { {π} over {τ rSub { size 6{0} } K} } } `z} } "cos" left ( sqrt { { {π} over {τ rSub {0} size 12{K}} } z - { {2π} over {τ rSub {0} } } size 12{τ}} right )} {}. (31)

Như vậy biên độ dao động nhiệt độ ở độ sâu z size 12{z} {} giảm so với biên độ dao động nhiệt độ ở mặt theo quy luật hàm mũ:

A(z)=A0e−πτ0Kz size 12{A ( z ) =A rSub { size 8{0} } e rSup { size 8{ - sqrt { { {π} over {τ rSub { size 6{0} } K} } } ``z} } } {} (32)

và độ dịch pha dao động ở độ sâu z size 12{z} {} so với ở mặt bằng:

ϕ=πτ0Kz size 12{ϕ= sqrt { { {π} over {τ rSub { size 8{0} } K} } } ``z} {}. (33)

Những biểu thức trên đây sẽ là cơ sở của một trong những phương pháp gián tiếp để tính hệ số truyền nhiệt độ rối K size 12{K} {} trong hải dương học, nếu quan trắc được biến đổi của biên độ và pha dao động nhiệt độ theo các độ sâu ở biển, chẳng hạn như phương pháp Phurie-Smit.

Bằng các phương pháp phân tích những chuỗi quan trắc nhiều năm của nhiệt độ nước, các nhà khoa học đã phát hiện ra những dao động nhiệt độ nước ở những vùng khác nhau của Đại dương Thế giới với chu kỳ nhiều năm và những nguyên nhân gây nên những dao động đó. Chẳng hạn, Suleikin đã xây dựng hệ thống tự dao động ở thủy vực Bắc Băng Dương – Bắc Đại Tây Dương để giải thích và dự báo biến động chu kỳ 3,5 năm của hệ thống này. Còn Đuvanhin đã xác định được các chu kỳ dao động nhiệt độ và mực nước 2,5 và 5 năm liên quan tới cường độ vận chuyển khí quyển ở Bắc Đại Tây Dương.

Ngoài những biến động cỡ trung bình và cỡ lớn trên đây, trong đại dương còn quan trắc được những biến động thời gian cỡ nhỏ và vi mô của nhiệt độ với những biên độ khá lớn trong khoảng thời gian cỡ giờ và phút. Hiện nay việc quan trắc, nghiên cứu những biến động loại này có giá trị to lớn không những về lý thưyết mà cả thực tiễn.

Từ chương 3 chúng ta đã biết rằng độ muối trong đại dương về cơ bản có tính chất nguyên thủy. Ngày nay nhờ sự kết hợp giữa lượng chất khoáng do dòng lục địa mang vào đại dương và những quá trình di chuyển và biến hóa phức tạp các hợp chất hóa học mà trong nước biển đã hình thành một chế độ muối tương đối ổn định.

Những nguyên nhân làm giảm độ muối ở một bộ phận nào đó có thể là dòng nước ngọt (sông) đi vào, sự tăng lượng giáng thủy trên mặt, tan băng hoặc sự vận chuyển những lượng nước ít mặn hơn từ những vĩ độ cao xuống bởi dòng chảy. Góp phần làm tăng độ muối có quá trình bốc hơi từ mặt biển, nhất là ở những nơi với nhiệt độ không khí cao và cường độ gió lớn. Sự tạo băng kèm theo sự trôi băng đi nơi khác, sự vận chuyển nước mặn hơn từ các vùng nhiệt đới cũng làm tăng độ muối.

Về đại thể, ở các đại dương độ muối lớp nước mặt phân bố tương đối đồng nhất theo vĩ tuyến, tức có tính đới. Ở phần khơi đại dương, độ muối đạt cực tiểu ở vùng xích đạo và cực đại ở gần 20 ^oV.B và V.N. Càng lên phía các cực độ muối càng giảm và đạt những giá trị nhỏ nhất ở vùng cực. Quy luật phân bố này có liên hệ khá chặt chẽ với hiệu giữa bốc hơi và giáng thủy.

Tính chất phân bố đới bị phá hủy ở một số khu vực do ảnh hưởng của các hải lưu, đặc biệt là ở Bắc Đại Tây Dương, nơi Gơnxtrim và dòng chảy Bắc Đại Tây Dương mang nước ấm, mặn hơn từ nhiệt đới lên các vĩ độ cao.

Ở các lớp sâu, độ muối có thể rất khác với độ muối trên mặt đại dương và sự biến đổi theo phương ngang cũng có thể không giống như sự biến đổi ở trên mặt. Thí dụ, ở vùng xích đạo Đại Tây Dương và Thái Bình Dương, dưới lớp nước mặt, tại độ sâu khoảng 100-200 m quan sát thấy một lớp nước có độ muối cao do các dòng chảy nghịch tầng sâu với nước từ các vùng chí tuyến mang tới.

Sự phân bố độ muối theo phương thẳng đứng không giống nhau đối với các vĩ độ khác nhau. Sự khác biệt đó chủ yếu thể hiện ở khoảng độ sâu từ mặt tới 1500 m. Ở Sâu hơn độ muối gần như không biến đổi nữa và như nhau đối với mọi vĩ tuyến. Người ta phân biệt một số dạng phân bố thẳng đứng của độ muối như: dạng cực, dạng cận cực, dạng ôn – nhiệt đới, dạng xích đạo nhiệt đới v.v... Trong số những phân bố đo chỉ có dạng phân bố cực và cận cực là đặc trưng bởi một lớp nhảy vọt độ muối ở gần mặt với građien thẳng đứng đạt tới 1-2 %o trên 100 m. Còn những dạng khác sự tăng độ muối theo độ sâu chậm hơn hoặc có thể tồn tại những cực đại, cực tiểu trong khoảng độ sâu 0 – 1500 m.

Dao động năm của độ muối (hiệu giữa độ muối trung bình tháng của tháng với độ muối lớn nhất và tháng với độ muối nhỏ nhất) không đáng kể, không vượt quá 0,2 %o ở mặt và 0,04 %o ở 2000 m. Riêng vùng cực, nơi mùa hè tan băng, dao động năm đạt tới 0,7 %o.

Tất cả những đặc điểm nêu trên đây chỉ đúng với những vùng khơi các đại dương. Đối với các biển và những vùng ven bờ, sát bờ, độ muối có thể có độ bất đồng nhất không gian lớn hơn nhiều và độ biến động thời gian rõ rệt, điều đó là đối tượng nghiên cứu có ý nghĩa thực tiễn lớn trong hải dương học dự báo đánh bắt hải sản.

Trong đại dương liên tục diễn ra những quá trình trao đổi năng lượng và vật chất, di chuyển và xáo trộn, làm biến đổi và hướng tới san bằng những đặc trưng lý, hóa, sinh học ở mọi điểm của đại dương. Tuy nhiên vẫn tồn tại những khối nước lớn chiếm khoảng không gian kích thước cỡ đại dương hoặc biển và duy trì trong một thời gian dài tính đồng nhất tương đối của các đặc trưng của nó đã từng được hình thành ở những vùng địa lý nhất định. Những đặc trưng lý hóa cơ bản thường được sử dụng để phân biệt các khối nước với nhau là nhiệt độ và độ muối của chúng. Những yếu tố khác như oxy hòa tan, độ trong suốt tương đối, các chỉ số thủy sinh thì được dùng ít hơn.

Một trong những phương pháp phân tích các khối nước được sử dụng nhiều nhất hiện nay là phương pháp đường cong T−S size 12{T - S} {} dựa trên biểu đồT−S size 12{T - S} {}của các trạm quan trắc hải văn. Biểu đồ T−S size 12{T - S} {} là hệ trục vuông góc có tọa độ là nhiệt độ T size 12{T} {} và độ muối S size 12{S} {}, trên đó ghi các độ sâu quan trắc ứng với nhiệt độ và độ muối quan trắc được.

Nếu tại một số điểm hay một số tầng sâu gần nhau chỉ có một loại nước (một khối nước) thuần nhất ngự trị, thì những điểm, những tầng sâu quan trắc đó được biểu thị bằng một điểm trên biểu đồ T−S size 12{T - S} {}. Còn những điểm hay những tầng sâu khác, nơi đó ngự trị một khối nước khác, sẽ được biểu thị trên biểu đồ T−S size 12{T - S} {} bằng một điểm khác. Trên thực tế, trong biển tồn tại đồng thời hai hoặc một số khối nước và chúng xáo trộn với nhau. Những giá trị của nhiệt độ và độ muối nguyên thủy đặc trưng cho mỗi khối nước riêng biệt chỉ có thể quan trắc thấy ở nhân của nó, nơi cách xa với nhân của khối nước bên cạnh. Còn những điểm nằm trong khoảng giữa hai nhân (trong trường hợp có hai khối nước xáo trộn) sẽ có những giá trị nhiệt độ và độ muối tương ứng với nước đã xáo trộn, tức giá trị nhiệt độ và độ muối ở những điểm đó được xác định theo công thức xáo trộn:

T'−TBTA−T'=S'−SBSA−S'=mAmB size 12{ { { { {T}} sup { ' } - T rSub { size 8{B} } } over {T rSub { size 8{A} } - { {T}} sup { ' }} } = { { { {S}} sup { ' } - S rSub { size 8{B} } } over {S rSub { size 8{A} } - { {S}} sup { ' }} } = { {m rSub { size 8{A} } } over {m rSub { size 8{B} } } } } {},

trong đó T' size 12{ { {T}} sup { ' }} {} và S' size 12{ { {S}} sup { ' }} {} là nhiệt độ và độ muối của hỗn hợp xáo trộn từ thể tích (hay khối lượng) mA size 12{m rSub { size 8{A} } } {} của loại nước A size 12{A} {} có nhiệt độ TA size 12{T rSub { size 8{A} } } {} và độ muối SA size 12{S rSub { size 8{A} } } {} với thể tích (hay khối lượng) mB size 12{m rSub { size 8{B} } } {} của loại nước B size 12{B} {} có nhiệt độ TB size 12{T rSub { size 8{B} } } {} và độ muối SB size 12{S rSub { size 8{B} } } {}.

khi xáo trộn hai khối nước đồng nhất

Như vậy, mỗi cặp hai khối nước kế cận nhau trong khi xáo trộn sẽ được biểu thị trên biểu đồ T−S size 12{T - S} {} bằng một đoạn thẳng mà các điểm mút là các nhân của hai khối nước, còn các điểm khác với khoảng cách tới các đầu mút được xác định theo tỷ số mA/mB size 12{m rSub { size 8{A} } /m rSub { size 8{B} } } {} là những tầng quan trắc trung gian nằm giữa hai nhân đó (hình 15).

Nếu có ba khối nước chồng lên nhau: khối nước A size 12{A} {} với nhiệt độ TA size 12{T rSub { size 8{A} } } {}, độ muối SA size 12{S rSub { size 8{A} } } {}; khối nước B size 12{B} {} với nhiệt độ TB size 12{T rSub { size 8{B} } } {}, độ muối SB size 12{S rSub { size 8{B} } } {}; khối nước C size 12{C} {} với nhiệt độ TC size 12{T rSub { size 8{C} } } {}, độ muối SC size 12{S rSub { size 8{C} } } {}, trong đó khối nước B size 12{B} {} (trung gian) có bề dày nhỏ hơn nhiều so với các khối nước nằm bên trên và phía dưới nó (trường hợp hay gặp nhất), thì ở giai đoạn khởi đầu chưa xáo trộn chúng sẽ được biểu thị băng ba điểm riêng biệt A,B,C size 12{A,``B,``C} {} trên biểu đồ T−S size 12{T - S} {} (hình 16). Đến một giai đoạn xáo trộn nào đó, khối nước trung gian sẽ biến đổi các đặc trưng của nó trong khắp bề dày, kết quả là tương quan T−S size 12{T - S} {} không phải là đường gấp khúc ABC size 12{ ital "ABC"} {}, mà là đường cong nét đứt, chỗ lượn của nó tương ứng với các đặc trưng của khối nước trung gian.

Một cách tổng quát, biến đổi của nhiệt độ và độ muối trong mỗi khối nước do trao đổi rối theo phương thẳng đứng được mô tả bởi các phương trình truyền nhiệt và tương tự với nó là phương trình khuếch tán muối:

∂T∂t=K∂2T∂z2,∂S∂t=K∂2S∂z2 size 12{ { { partial T} over { partial t} } =K { { partial rSup { size 8{2} } T} over { partial z rSup { size 8{2} } } } ,`````````` { { partial S} over { partial t} } =K { { partial rSup { size 8{2} } S} over { partial z rSup { size 8{2} } } } } {},

trong đó t− size 12{t - {}} {} thời gian; z− size 12{z - {}} {} độ sâu; K− size 12{K - {}} {} hệ số trao đổi rối.

Stôcman đã giải hệ phương trình này với những điều kiện ban đầu và điều kiện biên của trường hợp ba khối nước như vừa nói ở trên và đã thu được những kết quả quan trọng làm cơ sở cho việc phân tích đường cong T−S size 12{T - S} {} để xác định những đặc trưng của các khối nước xáo trộn. Sau đây là những kết luận cơ bản của Stôcman:

1) Vào thời điểm đầu của sự xáo trộn, đương cong T−S size 12{T - S} {} là đoạn thẳng gấp khúcgồm các đoạn nối nhân các khối nước với nhau;

2) Trên đường cong T−S size 12{T - S} {} những điểm cực trị sẽ tương ứng với các nhân của các khối nước trung gian;

3) Tại những điểm trên đương cong T−S size 12{T - S} {} đủ cách xa các biên của khối nước trung gian, những tiếp tuyến của các đường cong T−S size 12{T - S} {} thực tế trùng với các đoạn thẳng nối nhân của ba khối nước vào thời điểm đầu;

4) Những điểm đặc trưng cho tâm của khối nước trung gian tại các thời điểm tiếp sau nằm trên đường trung tuyến của tam giác xáo trộn vẽ từ đỉnh tương ứng với khối nước trung gian;

5) Những điểm tương ứng với các biên của khối nước trung gian tại thời điểm xáo trộn nằm trên các đường thẳng nối từ điểm giữa của cạnh đối của khối nước trung gian đến các điểm giữa của hai cạnh kia.

ở trung tâm Bắc Băng Dương

Căn cứ vào những kết luận lý thuyết trên đây có thể sử dụng những quan trắc hải văn chuẩn ở các trạm nước sâu để phân tích cấu trúc tầng nước và xác định nhiều đặc trưng quan trọng của các khối nước có mặt tại các trạm quan trắc đó một cách tương đối đơn giản.

Dưới đây là một thí dụ áp dụng những kết luận của phương pháp đường cong T−S size 12{T - S} {} để phân tích các khối nước ở một số trạm vùng trung tâm Bắc Băng Dương (hình 17). Sử dụng các kết luận 1 và 2, dễ thấy rằng đường cong T−S size 12{T - S} {} đã cho biểu diễn bốn khối nước, trong đó hai khối nước tương ứng với các đoạn uốn cong của đương cong (những điểm cực trị), còn hai khối nước khác tương ứng với điểm đầu và điểm cuối của đường cong.

Các đặc trưng ban đầu của các khối nước xác định theo kết luận 1 và 3. Muốn vậy chỉ cần vẽ các đường tiếp tuyến với những đoạn tương đối thẳng của đường cong. Tọa độ giao điểm của các tiếp tuyến sẽ cho nhiệt độ T size 12{T} {} và độ muối S size 12{S} {} của các khối nước trung gian trước khi xáo trộn.

Dùng kết luận 4, vẽ các tam giác xáo trộn và các trung tuyến của chúng, ta sẽ xác định được độ sâu và các đặc trưng của các khối nước trung gian. Những giao điểm của các trung tuyến với phần uốn cong của đường cong sẽ tương ứng với các tâm của các khối nước trung gian. Từ đó biết các trị số T size 12{T} {} và S size 12{S} {} và độ sâu được nội suy giữa các tầng sâu kế cận.

Các độ sâu của các biên của những khối nước xác định theo kết luận 5. Muốn vậy ta vẽ các trung tuyến bên của các tam giác xáo trộn. Những giao điểm của chúng với đường cong sẽ tương ứng với các biên của các khối nước.

Kết quả ta có những đặc trưng của bốn khối nước có mặt ở trạm như sau: khối nước lạnh trên mặt bị nhạt đi nhiều do băng tan vào mùa hè với nhiệt độ -1,70 và độ muối 31,0 tại thời điểm quan trắc, dày 40 m. Dưới đó là lớp nước gần mặt cũng lạnh nhưng mặn hơn do đối lưu mùa đông, có nhân ở 84 m, biên trên ở 40 m, biên dưới ở 170 m, trước khi xáo trộn có nhiệt độ -1,80, độ muối 34,15, còn vào thời điểm quan trắc nhiệt độ bằng -1,65 và độ muối bằng 34,08. Lớp nước ấm Đại Tây Dương có nhân ở 275 m, nằm ở độ sâu từ 170 đến 690 m với nhiệt độ và độ muối ban đầu tương ứng la 2,90 và 34,95, còn vào thời điểm quan trắc 2,12 và 34,85. Loại nước sâu của Bắc Băng Dương với nhiệt độ -0,67 và độ muối 34,85 vào thời điểm quan trắc chiếm các độ sâu từ 690 m cho tới đáy.

Ở các mục trước chúng ta đã thấy rằng trong biển và đại dương luôn luôn diễn ra những quá trình như hấp thụ và bức xạ nhiệt, giáng thủy và bốc hơi, biến động dòng lục địa v.v... và những quá trình này lại không đồng đều ở các bộ phận và các độ sâu khác nhau của đại dương làm cho các đặc trưng vật lý phân bố không đồng đều, gây nên tính bất đồng nhất của các trường các đặc trưng vật lý, xuất hiện građien của các đặc trưng đó cả theo phương ngang lẫn phương thẳng đứng. Ngược lại, trong biển luôn luôn tồn tại các dạng chuyển động làm xáo trộn nước biển, làm cho các đặc trưng vật lý được phân bố lại.

Tồn tại xáo trộn phân tử, xáo trộn đối lưu và xáo trộn rối.

4.6.1. Xáo trộn phân tử

Như trước đây đã nói, xáo trộn phân tử do các chuyển động hỗn loạn của các phân tử trong nước, làm đồng đều các tính chất của nó theo mọi phương. Được biết rằng xáo trộn phân tử có cường độ yếu, ít đóng vai trò đáng kể trong quá trình phân bố lại các đặc trưng hải dương học trong biển.

4.6.2. Xáo trộn đối lưu

Trong nước biển xáo trộn đối lưu có quy mô lớn hơn nhiều so với xáo trộn phân tử. Quá trình này chỉ xảy ra khi mật độ của nước biển ở các lớp nước mặt lớn hơn so với các lớp dưới, nước ở các lớp mặt chìm xuống, còn nước ở các lớp dưới nổi lên để bù lại, kết quả là nước bị hòa trộn và các tính chất vật lý của nó cũng được san bằng.

Để xuất hiện xáo trộn đối lưu, đòi hỏi nhiệt độ và độ muối của lớp mặt phải biến đổi sao cho mật độ của nó trở nên lớn hơn mật độ các lớp dưới. Trong khi tính toán đối lưu cần chú ý hiện tượng “cô đặc” khi xáo trộn do tính phi tuyến của mối phụ thuộc giữa mật độ nước biển với nhiệt độ và độ muối.

Những vùng có hiện tượng đối lưu mạnh mẽ là thủy vực Bắc Băng Dương, các biển nằm ở những vĩ độ cao, nơi đây mật độ nước mặt tăng mạnh vào các mùa thu đông do độ muối tăng khi tạo băng hoặc do cùng một lúc giảm nhiệt độ và tăng độ muối làm tăng mật độ nước rất đáng kể. Ở các biển nằm ở vĩ độ cao và vĩ độ trung bình, dù không tạo băng mạnh mẽ, nhưng nhiệt độ mùa lạnh giảm mạnh cũng phổ biến hiện tượng đối lưu. Ở vùng nhiệt đới và cận nhiệt đới quá trình đối lưu chỉ xảy ra do tăng mạnh độ muối khi bốc hơi.

Như vậy là hiện tượng xáo trộn đối lưu phổ biến ở đại đa số các vùng của Đại dương Thế giới và chủ yếu vào nưa lạnh trong năm, tạo thành một chế độ đặc biệt gọi là hoàn lưu thẳng đứng mùa đông. Kết quả của đối lưu tạo ra một đặc điểm quan trọng trong chế độ thủy văn của các biển và đại dương là tồn tại lớp đẳng nhiệt bề mặt dày cỡ vài chục đến vài trăm mét với nhiệt độ đồng nhất trong toàn bề dày và bằng nhiệt độ trên mặt biển. Cường độ xáo trộn đối lưu, thể hiện qua độ sâu lớp đẳng nhiệt bề mặt, càng lớn nếu lớp nước mặt bị mất nhiệt càng nhiều vào thời kỳ thu đông.

Lớp nước ở dưới lớp đẳng nhiệt không tham gia vào hoàn lưu thẳng đứng mùa đông, vì độ muối của nó thường lớn, bất chấp nhiệt độ của nó lớn hay nhỏ hơn lớp trên. Đến mùa nóng tiếp theo, lớp nước lạnh bề mặt có thể bị nung nóng dần. Nhưng tùy thuộc vào lượng nhiệt được truyền xuống sâu, có thể có khả năng một lớp nước lạnh ở dưới mặt không mất hẳn vào cuối mùa nung nóng , duy trì mãi tới mùa đông tiếp sau. Đó là nguyên nhân tồn tại của lớp nước lạnh trung gian, một đặc điểm thủy văn của rất nhiều biển vùng vĩ độ trung bình và vĩ độ cao của Đại dương Thế giới.

Trong tính toán đối lưu người ta sử dụng rộng rãi sơ đồ của Zubôp dựa vào phân bố nhiệt độ và độ muối của các tầng sâu trong lớp hoạt động của biển vào thời kỳ đầu thu và lượng nhiệt mà biển bị mất vào khí quyển thời kỳ thu đông.

4.6.3. Xáo trộn rối

Trong chuyển động kiểu này không tồn tại những đường dòng rõ nét, trường vận tốc rối loạn trong không gian và thời gian, xuất hiện những cuộn xoáy lôi cuốn sự tham gia của những lượng nước nhiều cỡ khác nhau, các dòng lamina trở nên xáo trộn với nhau. Kết quả của chế độ chuyển động như vậy làm cho mọi tính chất của nước biển trở nên rối loạn trong không gian và thời gian. Khi đó không thể nói đến tính xác định của bất kỳ trường các đặc trưng nào của nước biển. Thành thử nghiên cứu xáo trộn của nước biển trong trường hợp này là nghiên cứu diễn biến của những trường trung bình ổn định nào đó của các đặc trưng nước biển trong sự ảnh hưởng của rối.

Theo Reinôn, các thành phân vận tốc thực theo hướng của các trục tọa độ x,y,z size 12{x,``y,``z} {} tuần tự là u,v,w size 12{u,``v,``w} {} có thể xem là tổng của các thành phần trung bình (với dấu gạch ngang trên đầu) và các thăng giáng rối (với dấu phảy)

u=uˉ+u',v=vˉ+v',w=wˉ+w' size 12{u= { bar {u}}+ { {u}} sup { ' },`````v= { bar {v}}+ { {v}} sup { ' },`````w= { bar {w}}+ { {w}} sup { ' }} {},

trong đó

uˉ=1T∫0Tudt size 12{ { bar {u}}= { {1} over {T} } Int cSub { size 8{0} } cSup { size 8{T} } { ital "udt"} } {}, vˉ=1T∫0Tvdt size 12{ { bar {v}}= { {1} over {T} } Int cSub { size 8{0} } cSup { size 8{T} } { ital "vdt"} } {}, wˉ=1T∫0Twdt size 12{ { bar {w}}= { {1} over {T} } Int cSub { size 8{0} } cSup { size 8{T} } { ital "wdt"} } {},

với T size 12{T} {} là khoảng thời gian lấy trung bình được lấy lớn hơn nhiều so với mọi chu kỳ thăng giáng và

uˉ=uˉˉ size 12{ { bar {u}}= { bar bar {u}}} {}, vˉ=vˉˉ size 12{ { bar {v}}= { bar bar {v}}} {}, wˉ=wˉˉ size 12{ { bar {w}}= { bar bar {w}}} {}, uˉ'=vˉ'=wˉ'=0 size 12{ { bar {u}} sup { ' }= { bar {v}} sup { ' }= { bar {w}} sup { ' }=0} {}.

Muốn nhận được phương trình chuyển động trung bình, thì người ta thay các đại lượng thực trong các phương trình chuyển động Navier-Stocks bằng tổng của thành phần trung bình và thành phần thăng giáng rồi lấy trung bình các phương trình đó. Trong trường hợp này, người ta nhận được những phương trình chuyển động Reinôn như sau:

ρ ∂ v ˉ ∂ t + u ˉ ∂ v ˉ ∂ x + v ˉ ∂ v ˉ ∂ y + w ˉ ∂ v ˉ ∂ z = − ∂ P ˉ ∂ y + μ ∇ 2 v ˉ + 2 v ¯ − ρ + ∂ ∂ z − ρ v ' w ' ¯ ; + ∂ ∂ x − ρ v ' u ' ¯ + ∂ ∂ y alignr { stack { size 12{ρ left ( { { partial { bar {v}}} over { partial t} } + { bar {u}} { { partial { bar {v}}} over { partial x} } + { bar {v}} { { partial { bar {v}}} over { partial y} } + { bar {w}} { { partial { bar {v}}} over { partial z} } right )= - { { partial { bar {P}}} over { partial y} } +μ nabla rSup { size 8{2} } { bar {v}}+{}} {} # + { { partial } over { partial x} } left ( - ρ {overline { { {v}} sup { ' } { {u}} sup { ' }}} right )+ { { partial } over { partial y} } left ( - ρ {overline { { {v}} sup { ' } rSup { size 8{2} } }} right )+ { { partial } over { partial z} } left ( - ρ {overline { { {v}} sup { ' } { {w}} sup { ' }}} right ); {} } } {}