Dòng chảy biển

Sự di chuyển ngang của nước từ nơi này của biển hay đại dương đến nơi khác gọi là dòng chảy biển hay hải lưu. có vai trò to lớn trong đời sống đại dương: làm tăng sự trao đổi nước, phân bố lại nhiệt độ, độ muối, biến đổi bờ, di chuyển băng biển, đồng thời ảnh hưởng mạnh tới hoàn lưu khí quyển và khí hậu các vùng của Trái Đất.

Ở ngoài khơi đại dương di chuyển nước do dòng chảy biển diễn ra trên hàng nghìn kilômet, lôi cuốn vào chuyển động những khối lượng lớn nước. Ở những độ sâu lớn hoặc gần đáy chuyển động nước chậm hơn, thường ngược hướng với các hải lưu mặt. Các dòng chảy ngang cùng với chuyển động thẳng đứng của nước tạo thành chu trình chung hay hoàn lưu nước Đại dương Thế giới. Ở các biển và thềm lục địa quan trắc thấy những dòng chảy quy mô nhỏ hơn.

Năng lượng chủ yếu của các dòng chảy biển là gió, ứng suất tiếp tuyến của nó tạo nên và duy trì sự chuyển động của nước ở mặt đại dương. Cũng do gió, thông qua dòng chảy gió ở lớp mặt, trong đại dương có thể hình thành độ nghiêng mặt do hiện tượng dâng rút, từ đó sinh ra građien ngang của áp suất thủy tĩnh và hình thành dòng chảy građien. Tạo ra građien ngang và dòng chảy građien còn do các nguyên nhân như chênh lệch áp suất khí quyển giữa các vùng, dòng nước sông. Một loại dòng chảy građien đặc biệt, gọi là dòng chảy mật độ, được gây nên bởi sự chênh lệch mật độ nước biển do phân bố không đều của nhiệt độ và độ muôid. Dòng chảy liên quan tới chuyển động thủy triều được gọi là dòng triều, nó có tính chất tuần hoàn và đã được nói tới một phần ở chương thủy triều. Dòng chảy quan trắc thấy sau khi các lực gây nên nó ngững tác động được gọi là dòng chảy quán tính.

Cách phân loại dòng chảy biển như trên theo nguyên nhân gây nên chúng là cách phân loại chính, vì nó quyết định các phương pháp tính dòng chảy đó.

Khi nghiên cứu thủy văn biển, người ta còn phân biệt dòng chảy cố định, nếu hướng và tốc độ ít biến đổi, dòng chảy tuần hoàn (dòng triều) và dòng chảy tạm thời gây bởi tác động tạm thời của gió. Tùy theo độ sâu phân bố mà người ta có thể phân biệt dòng chảy mặt trong lớp nước hàng hải, dòng chảy sâu trong lớp nước giữa lớp mặt và lớp sát đáy, và dòng chảy sát đáy. Nếu nhiệt độ của nước trong dòng chảy cao hơn nhiệt độ nước xung quanh, thì dòng chảy được gọi là dòng chảy nóng, nếu ngược lại – dòng chảy lạnh. Dựa vào tính chất chuyển động, người ta chia dòng chảy thành dòng uốn khúc, dòng chảy thẳng, dòng chảy xoáy thuận (chuyển động ngược chiều kim đồng hồ ở bắc bán cầu) và dòng chảy xoáy nghịch (chuyển động theo chiều kim đồng hồ).

Ekman đã giải bài toán dòng chảy trôi trong điều kiện biển sâu vô hạn, không có hiện tượng dâng rút nước, mật độ nước và hệ số nhớt không đổi theo độ sâu bằng cách giải hệ phương trình chuyển động có dạng:

αμ∂2u∂z2+2ωsinϕv=0,αμ∂2v∂z2−2ωsinϕu=0,} size 12{alignl { stack { left none ital "αμ" { { partial rSup { size 8{2} } u} over { partial z rSup { size 8{2} } } } +2ω"sin"ϕ`v=0, {} # right rbrace left none ital "αμ" { { partial rSup { size 8{2} } v} over { partial z rSup { size 8{2} } } } - 2ω"sin"ϕ`u=0,``` {} # right rbra } } rbrace } {} (90)

trong đó μ− size 12{μ - {}} {} hệ số nhớt rối; α− size 12{α - {}} {} thể tích riêng của nước biển; ω− size 12{ω - {}} {} vận tốc góc quay của Trái Đất; ϕ− size 12{ϕ - {}} {} vĩ độ; u,v− size 12{u,``v - {}} {} các thành phần vận tốc ngang theo các trục x,y size 12{x,``y} {} trong hệ tọa độ oxyz size 12{ ital "oxyz"} {} có gốc trùng với mặt biển, trục z size 12{z} {} hướng xuống dưới.

Trong điều kiện trường gió đều không đổi trên mặt biển thì các vận tốc chỉ phụ thuộc vào độ sâu, nên có thể viết lại hệ phương trình:

d2udz2+2a2v=0,d2vdz2−2a2u=0,} size 12{alignl { stack { left none { {d rSup { size 8{2} } u} over { ital "dz" rSup { size 8{2} } } } +2a rSup { size 8{2} } v=0, {} # right rbrace left none { {d rSup { size 8{2} } v} over { ital "dz" rSup { size 8{2} } } } - 2a rSup { size 8{2} } u=0,``` {} # right rbra } } rbrace } {} (91)

với a=ωsinϕαμ size 12{a= sqrt { { {ω"sin"ϕ} over { ital "αμ"} } } } {}.

Giả sử biển sâu vô hạn, ở trên mặt biển gió thổi hướng theo trục y size 12{y} {}, thì điều kiện biên trên mặt biển sẽ là:

−μdudz=0,−μdvdz=τ size 12{ - μ { { ital "du"} over { ital "dz"} } =0,````` - μ { { ital "dv"} over { ital "dz"} } =τ} {} tại z=0 size 12{z=0} {}, (92)

Nghiệm của hệ phương trình chuyển động và điều kiện biên trên đây có dạng:

u=τaμ2e−azsinaz+π4,v=τaμ2e−azcosaz+π4.} size 12{alignl { stack { left none u= { {τ} over {aμ sqrt {2} } } e rSup { size 8{ - a`z} } "sin" left ( ital "az"+ { {π} over {4} } right ), {} # right rbrace left none v= { {τ} over {aμ sqrt {2} } } e rSup { size 8{ - a`z} } "cos" left ( ital "az"+ { {π} over {4} } right ) "." ``` {} # right rbra } } rbrace } {} (93)

Phân tích nghiệm trên đây cho thấy rằng ở mặt biển mô đun của vận tốc dòng chảy bằng:

U0=τaμ2 size 12{U rSub { size 8{0} } = { {τ} over {aμ sqrt {2} } } } {}, (94)

còn hướng thì lệch một góc 45° size 12{"45" rSup { size 8{ circ } } } {} về bên phải so với hướng gió. Tại các độ sâu z size 12{z} {}, góc θ size 12{θ} {} giữa vectơ dòng chảy và hướng gió tăng dần:

θ=az+π4 size 12{θ= ital "az"+ { {π} over {4} } } {}, (95)

tức vectơ dòng chảy càng xuống sâu càng quay về phía bên phải so với vectơ dòng chảy trên mặt. Mô đun vận tốc:

U=U0e−az size 12{U=U rSub { size 8{0} } e rSup { size 8{ - a`z} } } {} (96)

giảm theo quy luật hàm số mũ. Tại độ sâu z=πa size 12{z= { {π} over {a} } } {} ( =παμωsinϕ=D− size 12{ {}=π` sqrt { { { ital "αμ"} over {ω"sin"ϕ} } } =D - {}} {}độ sâu ma sát) giá trị vận tốc chỉ còn bằng 1/23 giá trị vận tốc trên mặt và có hướng ngược với dòng chảy trên mặt. Tại độ sâu z=D/2 size 12{z=D/2} {} vectơ dòng chảy hướng vuông góc với dòng chảy trên mặt và tại độ sâu z=2D size 12{z=2D} {}, vectơ dòng chảy lại cùng hướng với dòng chảy mặt và về giá trị chỉ còn bằng 1/536 dòng chảy mặt.

Nếu chiếu các vectơ vận tốc tại các độ sâu khác nhau lên mặt phẳng nằm ngang và nối các điểm mút lại, thì ta được đường xoắn ốc loga gọi là đường xoắn ốc Ekman (hình 30).

Các thành phần dòng toàn phần theo trục x size 12{x} {} và y size 12{y} {} tuần tự bằng:

Sx=∫0∞udz=U0a2,Sy=∫0∞vdz=0.} size 12{alignl { stack { left none S rSub { size 8{x} } = Int cSub { size 8{0} } cSup { size 8{ infinity } } { ital "udz"} = { {U rSub { size 8{0} } } over {a sqrt {2} } } ,``` {} # right rbrace left none S rSub { size 8{y} } = Int cSub { size 8{0} } cSup { size 8{ infinity } } { ital "vdz"} =0 "." {} # right rbra } } rbrace } {} (97)

Trong trường hợp biển sâu hữu hạn phương trình chuyển động (91) được giải với các điều kiện biên sau:

- tại mặt biển z=0 size 12{z=0} {}:

μdudz0,μdvdz=−τ;} size 12{alignl { stack { left none μ { { ital "du"} over { ital "dz"} } 0,``` {} # right rbrace left none μ { { ital "dv"} over { ital "dz"} } = - τ; {} # right rbra } } rbrace } {} (98)

- tại đáy biển z=H size 12{z=H} {}, H− size 12{H - {}} {} độ sâu biển:

u=v=0 size 12{u=v=0} {}. (99)

Nghiệm sẽ là:

u=Ashaζcosaζ−Bchaζsinaζ,v=Achaζsinaζ+Bshaζcosaζ,} size 12{alignl { stack { left none u=A"sh"aζ"cos"aζ - B"ch"aζ"sin"aζ, {} # right rbrace left none v=A"ch"aζ"sin"aζ+B"sh"aζ"cos"aζ,``` {} # right rbra } } rbrace } {} (100)

trong đó

ζ=H−z size 12{ζ=H - z} {},

A=τDμπchaHcosaH−shaHsinaHch2aH+cos2aH size 12{A= { {τD} over { ital "μπ"} } ` { {"ch" ital "aH""cos" ital "aH" - "sh" ital "aH""sin" ital "aH"} over {"ch2" ital "aH"+"cos"2 ital "aH"} } } {},

B=τDμπchaHcosaH+shaHsinaHch2aH+cos2aH size 12{B= { {τD} over { ital "μπ"} } ` { {"ch" ital "aH""cos" ital "aH"+"sh" ital "aH""sin" ital "aH"} over {"ch2" ital "aH"+"cos"2 ital "aH"} } } {}.

Từ nghiệm này thấy rằng dòng chảy trôi trong biển sâu hữu hạn phụ thuộc và aH size 12{ ital "aH"} {}. Vectơ dòng chảy trôi trên mặt U0 size 12{U rSub { size 8{0} } } {} có thể tạo với hướng gió (trục y size 12{y} {}) những góc lệch về phía phải khác nhau tùy thuộc vào tỷ số giữa H size 12{H} {} và độ sâu ma sát D size 12{D} {}. Góc giữa hướng gió và hướng dòng chảy mặt được xác định bằng công thức:

tgθ=uvz=0=sh2aH−sin2aHsh2aH+sin2aH size 12{"tg"θ= left ( { {u} over {v} } right ) rSub { size 8{z=0} } = { {"sh"2 ital "aH" - "sin"2 ital "aH"} over {"sh"2 ital "aH"+"sin"2 ital "aH"} } } {} (101)

tùy thuộc vào tỷ số H/D size 12{H/D} {} được cho trong bảng sau đây:

Thấy rằng, khi tỷ số H/D size 12{H/D} {} tăng thì θ size 12{θ} {} cũng tăng: khi tăng độ sâu của biển, lúc đầu θ size 12{θ} {} tăng, đạt giá trị 45,5° size 12{"45",5 rSup { size 8{ circ } } } {}, sau đó giảm chậm đến giá trị tới hạn 45° size 12{"45" rSup { size 8{ circ } } } {}.

Các đường nối đầu mút các vectơ dòng chảy trôi trong biển sâu hữu hạn

Trên hình 31 biểu diễn đầu mút của các vectơ dòng chảy trôi tại các tầng sâu từ mặt tới đáy biển cách nhau 1/10 độ sâu H size 12{H} {} của biển. Thấy rõ rằng nếu độ sâu biển H size 12{H} {} lớn hơn độ sâu ma sát D size 12{D} {}, thì hodograph vận tốc gần như trùng với trường hợp biển sâu vô hạn. Nếu độ sâu biển nhỏ hơn độ sâu ma sát, hướng dòng chảy biến đổi chậm theo độ sâu. Trường hợp H=0,1D size 12{H=0,1D} {}, tại mọi tầng sâu các vectơ dòng chảy gần như trùng với hướng gió và giảm độ lớn theo quy luật tuyến tính với độ sâu.

Ở các vĩ độ trung bình, với tốc độ gió trung bình, độ sâu ma sát D≈100 size 12{D approx "100"} {}m. Khi ϕ size 12{ϕ} {} giảm thì D size 12{D} {} tăng và tại xích đạo D→∞ size 12{D rightarrow infinity } {}. Vì vậy không thể áp dụng lý thuyết Ekman đối với biển sâu vô tận cho các vĩ độ thấp.

Từ nghiệm có thể tính được dòng toàn phần:

Sx=∫0Hudz=τD22μπ2ch2aH+cos2aH−2chaHcosaHch2aH+cos2aHSy=∫0Hvdz=τD22μπ2shaHsinaHch2aH+cos2aH.} size 12{alignl { stack { left none S rSub { size 8{x} } = Int cSub { size 8{0} } cSup { size 8{H} } { ital "udz"} = { {τD rSup { size 8{2} } } over {2 ital "μπ" rSup { size 8{2} } } } { {"ch"2 ital "aH"+"cos"2 ital "aH" - 2"ch" ital "aH""cos" ital "aH"} over {"ch"2 ital "aH"+"cos"2 ital "aH"} } `` {} # right rbrace left none S rSub { size 8{y} } = Int cSub { size 8{0} } cSup { size 8{H} } { ital "vdz"} = { {τD rSup { size 8{2} } } over {2 ital "μπ" rSup { size 8{2} } } } { {"sh" ital "aH""sin" ital "aH"} over {"ch"2 ital "aH"+"cos"2 ital "aH"} } "." {} # right rbra } } rbrace } {}(102)

Tính toán cho thấy rằng trong trường hợp biển sâu hữu hạn, dòng toàn phần theo hướng trục y size 12{y} {} có giá trị hữu hạn, nhưng cũng rất nhỏ so với dòng toàn phần theo hướng trục x size 12{x} {}. Khi H/D>1 size 12{H/D>1} {} thì thực tế dòng toàn phần tổng cộng xấp xỉ bằng U0a2 size 12{ { {U rSub { size 8{0} } } over {a sqrt {2} } } } {}.

Đại lượng ứng suất tiếp tuyến của gió lên mặt biển τ size 12{τ} {} rất khó xác định, nên trong thực hành tính dòng chảy trôi người ta hay tìm những mối liên hệ thực nghiệm giữa vận tốc dòng chảy tại mặt và vận tốc gió, một trong số đó có dạng:

U0=0,0127Wsinϕ size 12{U rSub { size 8{0} } = { {0,"0127"W} over { sqrt {"sin"ϕ} } } } {}, (103)

trong đó W− size 12{W - {}} {} vận tốc gió đo bằng cùng đơn vị đo với dòng chảy.

Trong chất lỏng phân tầng các mặt đẳng áp, đẳng mật độ và đẳng thế sẽ nằm ngang và song song với nhau nếu chất lỏng bất động (chất lỏng chính áp – 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 size 12{P rSub { size 8{0} } } {} trùng mặt biển, mặt P size 12{P} {} nằm ở độ sâu không có dòng chảy mật độ, nó song song với mặt đẳng thế tương ứng (hình 32a). 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 size 12{P rSub { size 8{0} } } {} và P size 12{P} {} ở bên phải sẽ lớn hơn, bên trái – nhỏ hơn, tức HM>HN size 12{H rSub { size 8{M} } >H rSub { size 8{N} } } {}.

Vẽ các mặt đẳng thế D1,D2... size 12{D rSub { size 8{1} } ,``D rSub { size 8{2} } "." "." "." } {} cắt mặt đẳng áp P0 size 12{P rSub { size 8{0} } } {} và xét tác dụng của các lực lên phần tử nước m size 12{m} {} có lực trọng trường hướng thẳng đứng xuống dưới vuông góc với mặt đẳng thế và lực građien áp suất thủy tĩnh αδPdn size 12{α { {δP} over { ital "dn"} } } {} hướng theo pháp tuyến với mặt đẳng áp P0 size 12{P rSub { size 8{0} } } {} về phía trên. Các lực khác xem là không tồn tại.

Trên hình vẽ ta thấy thành phần vuông góc với mặt đẳng áp P0 size 12{P rSub { size 8{0} } } {} của trọng lực gcosβ size 12{g"cos"β} {} cân bằng với lực građien áp suất thủy tĩnh, còn thành phần gsinβ size 12{g"sin"β} {} tiếp tuyến với mặt đẳng áp làm cho phần tử nước m size 12{m} {} di chuyển theo hướng từ M size 12{M} {} đến N size 12{N} {}. Ngay lúc đó xuất hiện lực Coriolis K1 size 12{K rSub { size 8{1} } } {} (hình 32b) làm cho m size 12{m} {} di chuyển theo hướng của lực tổng hợp R1 size 12{R rSub { size 8{1} } } {} với vận tốc VT1 size 12{V rSub { size 8{T rSub { size 6{1} } } } } {}. 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 size 12{R rSub { size 8{1} } } {} và tiếp tục quay vectơ dòng chảy.

Rõ ràng vectơ dòng chảy VT size 12{V rSub { size 8{T} } } {} sẽ quay về bên phải cho đến khi nó vuông góc với lực gsinβ size 12{g"sin"β} {}, vì chỉ khi đó lực Coriolis sẽ hướng theo cùng một dường thẳng với gsinβ size 12{g"sin"β} {} nhưng về phía ngược lại. Xuất hiện sự cân bằng địa chuyển và dòng chảy trở nên ổn định.

Do đó:

gsinβ=K=2ωsinϕ⋅VT size 12{g"sin"β=K=2ω"sin"ϕ cdot V rSub { size 8{T} } } {}.

Từ đó:

VT=gsinβ2ωsinϕ size 12{V rSub { size 8{T} } = { {g"sin"β} over {2ω"sin"ϕ} } } {}. (104)

Trên hình vẽ ta thấy rằng:

sinβ=HM−HNL size 12{"sin"β= { {H rSub { size 8{M} } - H rSub { size 8{N} } } over {L} } } {},

nên

VT=gHM−gHN2ωsinϕ⋅L size 12{V rSub { size 8{T} } = { { ital "gH" rSub { size 8{M} } - ital "gH" rSub { size 8{N} } } over {2ω"sin"ϕ cdot L} } } {}.

Các tích gHM size 12{ ital "gH" rSub { size 8{M} } } {} và gHN size 12{ ital "gH" rSub { size 8{N} } } {} chính là công để chuyển dịch một đơn vị khối lượng nước biển đi những quãng đường HM size 12{H rSub { size 8{M} } } {} hay HN size 12{H rSub { size 8{N} } } {} chống lại trọng lực, thường được gọi là những khoảng cách động lực, và được ký hiệu là DM size 12{D rSub { size 8{M} } } {} và DN size 12{D rSub { size 8{N} } } {}. Vậy:

VT=DM−DN2ωsinϕ⋅L size 12{V rSub { size 8{T} } = { {D rSub { size 8{M} } - D rSub { size 8{N} } } over {2ω"sin"ϕ cdot L} } } {}. (105)

Khi chứng minh công thức trên, chúng ta đã giả thiết rằng tại mặt đẳng áp P size 12{P} {} dòng chảy bằng không, mặt đẳng áp P size 12{P} {} song sóng với mặt đẳng thế. Nếu mặt đẳng áp P size 12{P} {} nghiêng so với mặt đẳng thế, thì tại độ sâu của mặt đẳng áp P size 12{P} {} dòng chảy sẽ khác không và công thức (105) không cho vận tốc tuyệt đối, mà vận tốc tương đối (so với mặt đẳng áp P size 12{P} {}). Nếu ký hiệu vận tốc tuyệt đối của dòng chảy ở mặt biển là VT0 size 12{V rSub { size 8{T rSub { size 6{0} } } } } {}, còn ở mặt đẳng áp P size 12{P} {} là VT1 size 12{V rSub { size 8{T rSub { size 6{1} } } } } {}, thì công thức (105) sẽ có dạng:

VT=VT0−VT1=DM−DN2ωLsinϕ size 12{V rSub { size 8{T} } =V rSub { size 8{T rSub { size 6{0} } } } - V rSub {T rSub { size 6{1} } } size 12{ {}= { {D rSub {M} size 12{ - D rSub {N} }} over { size 12{2ωL"sin"ϕ} } } }} {}. (106)

Trên hình 32b vẽ các giao tuyến của các mặt đẳng áp và các mặt đẳng thế D1,D2 size 12{D rSub { size 8{1} } ,``D rSub { size 8{2} } } {}, ... 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 size 12{P rSub { size 8{0} } } {} so với mặt P size 12{P} {}, đặc trưng địa hình của mặt đẳng áp P0 size 12{P rSub { size 8{0} } } {}. 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 câu).

Khi mặt đẳng áp P0 size 12{P rSub { size 8{0} } } {} có dạng phức tạp hơn, như trên hình 33, thì các đường đồng mức cũng có dạng phức tạp hơn. Thành phần gsinβ size 12{g"sin"β} {} 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 đồng mức động lực là những đường dòng và khi chuyển động ổn định, thì chúng là những quỹ đạo của các hạt nước.

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

từ P size 12{P} {} đến P0 size 12{P rSub { size 8{0} } } {}:

∫PP0αdP=−∫z0gdz=gz=D size 12{ Int cSub { size 8{P} } cSup { size 8{P rSub { size 6{0} } } } {α ital "dP"} = - Int cSub {z} cSup {0} { ital "gdz"} size 12{ {}= ital "gz"=D}} {}, (107)

trong đó z− size 12{z - {}} {} khoảng cách giữa mặt đẳng áp P size 12{P} {} và mặt đẳng áp P0 size 12{P rSub { size 8{0} } } {}.

Trong thực hành hải dương học, người ta hay dùng thể tích riêng quy ước vt size 12{v rSub { size 8{t} } } {} thay cho α size 12{α} {}, do đó, thay tích phân bằng tổng, ta có

D=∑PP0αΔP=∑PP0vt10−3ΔP+∑PP00,9ΔP size 12{D= Sum cSub { size 8{P} } cSup { size 8{P rSub { size 6{0} } } } {αΔP} = Sum cSub {P} cSup {P rSub { size 6{0} } } {v rSub {t} size 12{ cdot "10" rSup { - 3} } size 12{ΔP}} size 12{+ Sum cSub {P} cSup {P rSub { size 6{0} } } {0,9ΔP} }} {}.

Vì khi tính dòng chảy, chúng ta cần hiệu các độ cao động lực giữa các mặt đẳng áp, nên số hạng thứ hai có thể bỏ qua và công thức tính toán có dạng:

D=∑PP0vt⋅10−3ΔP size 12{D= Sum cSub { size 8{P} } cSup { size 8{P rSub { size 6{0} } } } {v rSub { size 8{t} } cdot "10" rSup { size 8{ - 3} } ΔP} } {}. (108)

Trong công thức này, nếu áp suất tính bằng đêxiba (tương đương 1 m khoảng cách giữa hai đường đẳng áp), thì D size 12{D} {} tính được bằng mét động lực. Nếu bỏ 10−3 size 12{"10" rSup { size 8{ - 3} } } {} ở vế phải, thì D size 12{D} {} tính được sẽ biểu diễn bằng milimet động lực.

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 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 1000-1500 m ở đại dương, còn đối với các biển và vùng gần bờ, thì nó nằm ở độ sâu nhỏ hơn.

Chúng ta xét trường hợp trường dòng chảy građien gây bởi độ nghiêng mặt nươvs 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 size 12{γ} {} của các mặt đẳng áp cũng như của mặt thoáng của biển như nhau ở mọi độ sâu (hình 34a).

Nếu độ sâu của biển lớn hơn độ sâu ma sát dưới ( D'=παμωsinϕ size 12{ { {D}} sup { ' }=π` sqrt { { { ital "αμ"} over {ω"sin"ϕ} } } } {}, μ− size 12{μ - {}} {} hệ số ma sát rối giữa các lớp), thì ở trên mặt biển thành phần gsinγ size 12{g"sin"γ} {} cân bằng lực Coriolis, giống như trường hợp dòng chảy mật độ đã xét (hình 34b):

VT=gsinγ2ωsinϕ size 12{V rSub { size 8{T} } = { {g"sin"γ} over {2ω"sin"ϕ} } } {}. (109)

Dòng chảy này sẽ tồn tại từ mặt tới độ sâu D' size 12{ { {D}} sup { ' }} {}. Góc γ size 12{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' size 12{ { {D}} sup { ' }} {} và hướng vuông góc với độ dốc lớn nhất của mực nước về phía bên phải. Ở các vĩ độ trung bình D' size 12{ { {D}} sup { ' }} {} có giá trị khoảng 100 m.

Ở trong lớp ma sát đáy, gsinγ size 12{g"sin"γ} {} cân bằng với R size 12{R} {} (tổng hợp lực của lực Coriolis K size 12{K} {} vuông góc với dòng chảy và lực ma sát T size 12{T} {} hướng ngược dòng chảy) (hình 34c).

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

gsinγcosβ=T size 12{g"sin"γ"cos"β=T} {},

và suy ra:

tgβ=KT=2ωsinϕμ size 12{ ital "tg"β= { {K} over {T} } = { {2ω"sin"ϕ} over {μ} } } {} (110)

và VT=gsinγμ2+(2ωsinϕ)2 size 12{V rSub { size 8{T} } = { {g"sin"γ} over { sqrt {μ rSup { size 8{2} } + ( 2ω"sin"ϕ ) rSup { size 8{2} } } } } } {}. (111)

Ta thấy càng gần đáy, hệ số μ size 12{μ} {} tăng, góc lệc β size 12{β} {} và độ lớn của VT size 12{V rSub { size 8{T} } } {} càng giảm. Rõ ràng, trong lớp ma sát đáy, từ biên trên D' size 12{ { {D}} sup { ' }} {} tới đáy, vectơ 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.

Bài toán dòng chảy građien trong biển đồng nhất có thể được giải một cách chính xác hơn nếu sử dụng hệ phương trình chuyển động đối với chất lỏng nhớt của Navier-Stocks. Kết quả cho thấy biến đổi của vectơ dòng chảy građien theo độ sâu phụ thuộc vào tỷ số giữa độ sâu biển H size 12{H} {} và độ sâu ma sát dưới D' size 12{ { {D}} sup { ' }} {}. Trên hình 35 biểu diễn các đường cong nối các điểm mút của các vectơ dòng chảy ở các độ sâu cách nhau 0,1H size 12{0,1H} {} cho ba trường hợp tỷ số giữa độ sâu của biển và độ sâu ma sát dưới khác nhau. Điểm cuối cùng của các đường cong ứng với mặt biển, điểm gốc ứng với đáy biển.

Các đường nối đầu mút các vectơ dòng chảy građien trong biển đồng nhất

Thấy rằng, đối với biển nông ( H=0,25 {D' size 12{H=0,"25 {" ital {D}} sup { ' }} {}), dòng chảy ở mọi độ sâu ít lệch so với hướng độ dốc lớn nhất của mực nước và giá trị vận tốc giảm tuyến tính theo độ sâu. Biển càng sâu ( H=0,5D') size 12{H=0,5 { {D}} sup { ' } ) } {} dòng chảy ở mặt biển càng lệch nhiều hơn về bên phải so với hướng độ dốc lớn nhất của mực nước và khi xuống sâu, thì quay dần sáng phía trái, tốc độ giảm không còn theo quy luật tuyến tính nữa. Đối với biển sâu ( H=1,25 {D' size 12{H=1,"25 {" ital {D}} sup { ' }} {}), thì toàn bộ bề dày nước biển có thể chia làm hai lớp: trong lớp nằm trên độ sâu D' size 12{ { {D}} sup { ' }} {}, dòng chảy građien không đổi theo độ sâu, lệch về bên phải một góc vuông so với hướng độ dốc lớn nhất của mực nước và giá trị vận tốc được tính theo công thức (109); ở lớp sát đáy, với độ dày D' size 12{ { {D}} sup { ' }} {}, dòng chảy biến đổi cả về hướng lẫn độ lớn, ở biên trên của lớp, nó bằng dòng chảy ở lớp trên, còn ở dưới biên trên, thì quay trái và giảm giá trị đến bằng không ở đáy.

Ở bờ sâu ( H>D size 12{H>D} {}) gió thổi song song với bờ ở phía bên trái đường bờ sẽ gây nên hiện tượng nước dâng ở bờ do dòng toàn phần hướng về bên phải hướng gió. Nếu gió thổi vuông góc với bờ, dòng toàn phần sẽ chuyển động dọc bờ.

Thành phần dòng toàn phần pháp tuyến đối với bờ sẽ tạo nên độ nghiêng mực làm xuất hiện dòng chảy građien.

Khi độ nghiêng mặt còn nhỏ, dòng chảy građien cũng yếu so với dòng chảy trôi. Dần dần với sự tăng của độ nghiêng mực, dòng chảy trôi và dòng chảy građien tiến tới trạng thái cân bằng, hoàn lưu trở nên ổn định, ở vùng ven bờ biển hình thành dòng chảy trôi – građien tổng cộng.

Nếu H>(D+D') size 12{H> ( D+ { {D}} sup { ' } ) } {}, thì bề dày nước chia làm ba lớp:

- Lớp sát đáy – từ đáy đến D' size 12{ { {D}} sup { ' }} {}, sẽ ngự trị dòng chảy građien với vận tốc tăng dần từ không ở đáy tới cực đại ở độ sâu D' size 12{ { {D}} sup { ' }} {}, còn hướng thì quay dần từ hướng xấp xỉ với hướng độ nghiêng cực đại của mực nước (ở các tầng sát đáy) đến vuông góc với độ nghiêng cực đại (ở độ sâu D' size 12{ { {D}} sup { ' }} {});

- Lớp sâu nằm giữa độ sâu D' size 12{ { {D}} sup { ' }} {} và D size 12{D} {}, nơi đây quan trắc thấy dòng chảy građien sâu, không bị ảnh hưởng của ma sát, không bị ảnh hưởng của gió, hướng dòng chảy song song bờ (vuông góc với hướng độ nghiêng cực đại của mực), còn vận tốc thì không đổi;

- Lớp mặt (lớp ma sát) – từ mặt tới độ sâu ma sát trên D size 12{D} {}– nơi đây quan trắc thấy dòng chảy mặt tổng cộng của dòng chảy sâu không đổi và dòng chảy trôi biến đổi theo độ sâu cả về tốc độ và hướng.

Nếu độ sâu biển H=D+D' size 12{H=D+ { {D}} sup { ' }} {}, thì lớp sâu với dòng chảy sâu sẽ mất đi. Nếu độ sâu biển giảm hơn nữa, thì vùng bờ biển sẽ có chế độ dòng chảy trôi và građien cùng chịu tác động của ma sát đáy.

Ở vùng bờ nước nông thoải, độ sâu H<D size 12{H<D} {}, sự dâng và rút nước sẽ do gió thổi vuông góc bờ gây nên, còn dòng chảy građien thì hướng theo độ dốc mực. Thành thử, ở lớp mặt sẽ quan trắc thấy dòng chảy gió vuông góc bờ, ở lớp sát đáy sẽ là dòng chảy građien hướng ngược lại với dòng chảy trên mặt.

Rõ ràng sơ đồ hoàn lưu ven bờ đã nêu trên đây luôn luôn dẫn đến sự tồn tại của dòng nước trồi hoặc nước chìm mà người ta vẫn thường quan sát thấy ở một số vùng bờ. Trên hình 36 thể hiện sơ đồ của hoàn lưu ven bờ ở vùng bờ tây bắc châu Phi nổi tiếng như là một vùng khai thác cá lớn của thế giới.

Ở chương nói về thủy triều, chúng tqa đã xét đến một số đặc điểm của loại dòng chảy có tính chất tuần hoàn này của đại dương. Dòng triều được đặc trưng bởi chính những quy luật riêng có của dao động triều của mực nước. Chúng ta cũng đãxét những điều kiện trong đó hình thành chế độ dòng triều thuận nghịc hay dòng triều xoay.

Trong tự nhiên, dòng triều thuận nghịch được quan sát thấy ở những dải ven bờ, vùng cửa sông, các eo biển. Nếu như sóng thủy triều lan truyền dưới dạng sóng tiến, thì vận tốc dòng triều đạt cực đại vào lúc nước lớn, nước ròng và đổi dòng, tức bằng không, vào thời điểm mực nước đi qua vị trí trung bình. Nếu như sóng thủy triều là sóng đứng, chẳng hạn như trường hợp phản xạ sóng triều ở đỉnh các vịnh, thì dòng triều đạt cực đại khi mực nước trung bình và bằng không khi nước lớn và nước ròng.

Dòng triều xoay quan trắc được ở những vùng khơi xa bờ. Hodograph của dòng triều xoay thực tế có dạng ellip với bán trục lớn hướng theo hướng truyền sóng, các vectơ dòng triều thông thường quay theo chiều kim đồng hồ ở bắc bán cầu.

Như đã biết trong chương thủy triều, những lý thuyết dòng triều chưa có thể sử dụng vào việc dự tính nó trong tương lai. Trên thực tế, người ta phải sử dụng những quan trắc trực tiếp để thu được những đặc trưng cơ bản của dòng triều.

Dòng chảy mà chúng ta quan trắc được bằng những dụng cụ đo trực tiếp là dòng tổng cộng của các dòng chảy gió, građien và dòng triều. Khi nghiên cứu những dòng chảy không tuần hoàn, chúng ta có thể dễ dàng loại trừ được dòng triều tuần hoàn từ chuỗi quan trắc dòng chảy thực bằng những phép lấy trung bình khác nhau. Với những chuỗi quan trắc dòng chảy ngày, cách đơn giản nhất là loại trừ các dòng triều bằng cách cộng tất cả những hình chiếu tốc độ trong ngày để nhận được dòng dư (dòng chảy gió hoặc dòng chảy građien); muốn nhận được giá trị tốc độ dòng triều từng giờ, chỉ cần lấy dòng tổng cộng từng giờ trừ đi dòng dư.

Với những chuỗi quan trắc dài ngày, có thể áp dụng các phương pháp phân tích điều hòa để xử lý và cũng nhận được những hằng số điều hòa dòng triều tương tự như những hằng số điều hòa của mực nước dùng để dự báo các dòng triều.

Hệ thống các dòng chảy trên mặt Đại dương Thế giới được hình thành dưới sự tác động của khí quyển, bức xạ Mặt Trời, các lực tạo triều và lực Coriolis. Trên các bản đồ địa lý thường chỉ cung cấp những sơ đồ tổng quát của các dòng chảy građien và các dòng chảy gió tổng cộng. Bức tranh các dòng chảy nhìn chung phản ánh trường gió tổng quát ở lớp không khí sát mặt nước. Ở đây biểu lộ tác động của áp thấp xích đạo, các xoáy nghịch cận nhiệt đới, những dòng tín phong; phần bắc Ấn Độ Dương chịu sự ảnh hưởng của các gió mùa.

Về tổng thể, hoàn lưu nước mặt Đại dương Thế giới có thể thể hiện bằng những hệ thống xoáy thuận và xoáy nghịch khổng lồ. Ở phần tây đới cận nhiệt đới bắc và nam bán cầu có những hệ thống xoáy nghịch tương ứng với những xoáy nghịch cận nhiệt đới của khí quyển. Ở các vĩ độ trung bình (bắc bán cầu) và những vĩ độ cao hoàn lưu xoáy nghịch của nước được thay thế bởi hoàn lưu xoáy thuận và sau đó, ở Bắc Băng Dương, lại thay thế bởi hoàn lưu xoáy nghịch. Những kích thước ngang của các hệ thống hoàn lưu được đo bằng hàng nghìn kilômet.

Ở đới xích đạo tương quan giữa hoàn lưu đại dương và khí quyển bị phá vỡ, nơi đây hình thành những vòng tuần hoàn nước xoáy nghịch cỡ trung bình, ở phần đông của các vĩ độ nhiệt đới được thay thế bởi những hệ thống hoàn lưu vĩ mô xoáy thuận. Chuyển động quay vòng của nước ở đây đối ngược với sự di chuyển của các khối không khí và người ta đã giải thích bằng sự bất đồng đều của vận tốc các dòng tín phong.

Những hệ thống xoáy nghịch cận nhiệt đới là những khâu phát triển mạnh nhất của hoàn lưu nước đại dương. Chúng hình thành như sau: những dòng tín phong cố định tạo nên ở bắc và nam bán cầu những dòng chảy mậu dịch cố định rất bền vững, chảy qua các đại dương từ đông sang tây và tạo nên phần ngoại vi phía nam của vòng quay xoáy nghịch ở bắc bán cầu và phần ngoại vi phía bắc của vòng quay xoáy nghịch ở nam bán cầu. Ở các bờ Đại Tây Dương, dưới ảnh hưởng lục địa và sự bất đồng đều của các tín phong, những dòng chảy mậu dịch chia nhánh. Một bộ phận nước không lớn ngoặt về xích đạo, ở đó bị lôi cuốn vào chuyển động xoáy nghịch và tham gia hình thành dòng chảy nghịch xích đạo, còn nhánh chính, dưới dạng hải lưu nhiệt đới mạnh mẽ, chuyển động về phía các vĩ độ cao làm nên phần ngoại vi phía tây của hoàn lưu xoáy nghịch. Động lực của chuyển động này là ở sự dâng nước do những hải lưu mậu dịch mang đến bờ đông các lục địa và hoàn lưu khí quyển trong các xoáy nghịch cận nhiệt đới.

Ở các vĩ độ trung bình, trong đới tác động của các dòng gió tây cố định, dòng chảy quay ngoặt lại và cắt qua đại dương từ tây sang đông dưới dạng những hải lưu cận nhiệt đới ấm mang nước nóng và mặn của các vĩ độ thấp, làm thành các phần ngoại vi phía bắc (ở bắc bán cầu) và phía nam (ở nam bán cầu) của các hệ thống xoáy nghịch trong đại dương.

Ở phần phía đông của đại dương, do ảnh hưởng của lục địa, những hải lưu bắc đại dương và nam đại dương này lại chia nhánh. Một nhánh, dưới tác động của xoáy nghịch cận nhiệt đới của khí quyển, ngoặt về xích đạo để hoàn lại lượng nước rút mất do các dòng tín phong và khép kín hệ thống hoàn lưu xoáy nghịch đại dương. Đó là những hải lưu bù trừ nhiệt đới lạnh. Khi chuyển động đến xích đạo, chúng được nung nóng dần và do được các dòng tín phong thu hút, lệch về phía tây khỏi bờ và hòa nhập vào những hải lưu mậu dịch.

Một bộ phận nước khác đi chệch về phía các vĩ độ cao, bị thu hút vào hệ thống xoáy thuận vĩ mô vĩ độ cao ở bắc bán cầu và vào chuyển động xoay tròn quanh nam cực ở nam bán cầu.

Các hệ thống xoáy thuận vĩ độ cao (các hệ thống xoáy thuận cận cực bắc hoặc cận cực nam) ở bắc bán cầu và nam bán cầu khác biệt nhau một cách đáng kể.

Hệ thống xoáy thuận cận cực bắc hình thành ở vùng áp thấp Iceland và Aleut trong quá trình chuyển động tiến lên phía bắc của dòng chảy bắc đại dương. Khi tiến đến biên Bắc Băng Dương hải lưu phân nhánh: một nhánh hướng vào Bắc Băng Dương (như một dòng chảy ấm và mặn), nhánh khác bám dọc biên đi về phía tây đến tới lục địa, hòa nhập với nước cực lạnh được mang tới từ Bắc Băng Dương, tạo nên đoạn khởi đầu của dòng chảy cận cực bù trừ lạnh (ảnh hưởng của nước cực lạnh đặc biệt mạnh ở Đại Tây Dương).

Khi gặp hải lưu nhiệt đới nóng, nước của hải lưu bù trừ lạnh quay sang phía đông, khép kín hệ thống xoáy thuận bắc bán cầu.

Hệ thống xoáy nghịch cận nam cực về kích thước và sự phát triển kém xa hệ thống cận bắc cực. Nó hình thành giữa hải lưu vòng quanh Nam Cực (hải lưu gió tây) và hải lưu sát bờ Nam Cực của các gió đông nam do cao áp trên lục địa Nam Cực. Hệ thống xoáy thuận dưới ảnh hưởng của hình dạng đường bờ, địa hình đáy, baqát đồng đều trường gió và một số nguyên nhân khác bị phân dã thành một số vòng chuyển động xoáy thuận với quy mô trung bình.

Trong vòng quay xoáy nghịch diễn ra sự dồn nước về phía tâm kèm theo sự dâng nước ở phần ngoại vi và chìm nước ở vùng trung tâm. Trong xoáy thuận, quá trình dâng nước xảy ra ở trung tâm, còn sự chìm nước xảy ra ở phần ngoại vi.

Hệ thống xoáy nghịch Bắc Băng Dương là mắt xích chính của hoàn lưu nước Bắc Băng Dương. Nó chịu sự ảnh hưởng của cao áp cực ở phần sát Thái Bình Dương của thủy vực Bắc Băng Dương và hệ thống hoàn lưu xoáy thuận vĩ độ cao.

Hệ thống xích đạo nằm ở phía bắc xích đạo đến khoảng 10-12 ^oV.B, nó đạt được sự phát triển mạnh nhất vào mùa hè của bắc bán cầu, khi mà hải lưu mậu dịch nambán cầu tăng cường, còn hải lưu mậu dịch bắc bán cầu yếu đi,

Phần ngoại vi phía bắc của các xoáy nghịch của hệ thống xích đạo hình thành một dòng chảy nghịch xích đạo bù trừ ở vùng cực tiểu vận tốc gió, độ ổn định và cường độ của nó tăng dần về phía đông.

Các hệ thống xoáy thuận nhiệt đới có lẽ liên quan tới sự hình thành xoáy và bất đồng đều của trường gió và có thể lan rộng sang phía tây. Chúng được hình thành ở phần phía đông nhiệt đới của đại dương ở khoảng giữa bờ tây của lục địa và các phần ngoại vi đông nam và đông bắc của các hệ thống cận nhiệt đới và xích đạo (tuần tự ở bắc và nam bán cầu). Những hệ thống xoáy thuận nhiệt đới có lẽ cấu tạo từ những xoáy thuận quy mô trung bình, phần lớn ở lớp nước mặt và chỉ đôi khi lộ lên trên mặt.

Sơ đồ hải lưu đã nêu trên đây có tính chất phổ biến cho cả Đại Tây Dương, Thái Bình Dương và phần nam Ấn Độ Dương. Phần bắc Ấn Độ Dương nằm trong đới các gió mùa, các hải lưu ở đấy có tính mùa và đặc điểm gió mùa. Những mắt xích chính của hoàn lưu nước ở đấy chỉ phát hiện vào thời kỳ mùa đông, khi hướng của gió mùa trùng với hướng của gió tín phong đông bắc.

Như vậy là sự trao đổi nước ngang của nước đại dương được thực hiện chủ yếu dọc theo các vĩ tuyến. Sự trao đổi giữa các vĩ độ diễn ra bằng cách mang nước từ một hệ thống hoàn lưu vĩ mô này sang một hệ thống khác ở những phần ngoại vi phía đông và phía tây của chúng. Còn sự liên quan giữa bán cầu bắc và bán cầu nam được thực hiện thông qua những xoáy quy mô trung bình của hệ thống hoàn lưu xích đạo. Trong hoàn lưu liên tục này của nước đại dương, hay như người ta nói, trong trường vận tốc liên tục này, với một mức độ quy ước nhất định, người ta tách ra những dòng chảy riêng biệt và cho chúng những tên gọi như đã ghi trên những bản đồ dòng chảy các đại dương.

Câu hỏi để tự kiểm tra

1) Phân biệt nguyên nhân của dòng chảy trôi, dòng chảy mật độ và dòng chảy građien.

2) Biến đổi của vectơ vận tốc theo độ sâu trong các loại dòng chảy trên.

3) Độ sâu ma sát trên, độ sâu ma sát dưới là gì?

4) Cân bằng địa chuyển là gì?

5) Vẽ sơ đồ biến đổi của vectơ vận tốc dòng chảy theo độ sâu ở một điểm gần bờ sâu dốc đứng trong các trường hợp, chẳng hạn, a) gió thổi song song với bờ ở phía bên trái bờ; b) gió thổi từ bờ ra tạo với bờ một góc 45^o.

6) Những nhân tố nào quyết định hoàn lưu mặt đại dương? Nêu những hệ thống hoàn lưu vĩ mô của mặt đại dương.