Những đặc trưng vật lý của nước biển

3.1. Những đặc điểm của các tính chất lý học của nước tinh khiết

Trong nước biển, ngoài một ít tạp chất, chứa 96,5 % nước tinh khiết. Thành phần hóa học của nước tinh khiết gồm oxy và hyđro. Đặc điểm cấu tạo phân tử nước là góc giữa hai nguyên tử hyđro không phải bằng 180^o mà chỉ bằng khoảng 110^o. Thành thử các lực nội phân tử nước không bù trừ hoàn toàn, mỗi phân tử nước làm thành một cái “lưỡng cực” với mô men điện lớn. Những lực lưỡng cực này thể hiện trước hết ở chỗ một số phân tử nước tụ tập thành một hệ phức tạp. Trong nước tạo ra những tổ hợp khác nhau gồm từ 2 đến 8 phân tử riêng biệt. Nồng độ tương đối của các tổ hợp phân tử sẽ biến đổi tùy thuộc vào nhiệt độ nước. Những tính chất vật lý nói chung sẽ biến đổi theo hướng phù hợp với những hợp chất cao phân tử này.

Chính hiện tượng hình thành các tổ hợp những phân tử và biến động nồng độ tương đối của chúng có liên quan tới chi phí năng lượng để tái tạo và phân tán các phần tử, xây dựng lại mạng lưới tinh thể đã làm cho nước có một loạt những tính chất dị thường.

3.2. Thành phần hóa học và độ muối của nước biển

Như đã nói, trong nước biển ngoài nước tinh khiết còn có các muối hòa tan, các chất khí khí quyển hòa tan, các hợp chất hữu cơ và các hạt lơ lửng không hòa tan.

Nhờ bốc hơi và giáng thủy, nước trên mặt Trái Đất, nước tự nhiên, ở trong trạng thái tuần hoàn liên tục. Trên đường hành trình từ lục địa vào Đại dương Thế giới nước được bổ sung mỗi năm 5,4 tỷ tấn các chất tan, các muối từ đất đá lục địa. Đại dương trong quá trình lịch sử địa chất lâu ngày càng phong phú thêm về muối.

Trung bình trong 1 kg nước biển có 35 g muối (trong nước sông khoảng 0,17 g), tức khoảng 35 %o và chỉ một số biển với những điều kiện đặc biệt khối lượng muối trong 1 kg nước biển mới đạt đến 40 g (40 %o).

Bảng 2 cho thấy thành phần muối cơ bản của nước biển với độ muối 35 %o (độ clo 19,374 %o).

Bảng 2. Thành phần muối cơ bản của nước biển

Như vậy là kể cả oxy và hyđro, trong nước biển có 13 nguyên tố có mặt với khối lượng đáng kể nhất, chúng được gọi là những nguyên tố cơ bản trong thành phần hóa học của nước biển. Những nguyên tố khác – người ta cho rằng đó là hầu hết các nguyên tố còn lại của bảng tuần hoàn Menđêlêep – có mặt trong nước biển với khối lượng nhỏ hơn 3 mg trong 1 kg nước biển, tức nhỏ hơn 1 %o tổng độ muối.

Đặc điểm nữa trong thành phần hóa học nước biển khác với nước ngọt, nước sông là ở chỗ trong nước biển tương quan trọng lượng giữa các ion chủ yếu nhất trái ngược với tương quan đó trong nước sông. Trong nước biển:

Cl−>SO4−2>HCO3−+CO3−2 size 12{"Cl" rSup { size 8{ - {}} } >"SO" rSub { size 8{4} } rSup { size 8{ - 2} } >"HCO" rSub { size 8{3} } rSup { size 8{ - {}} } +"CO" rSub { size 8{3} } rSup { size 8{ - 2} } } {};

Na++K+>Mg+2>Ca+2 size 12{"Na" rSup { size 8{+{}} } +K rSup { size 8{+{}} } >"Mg" rSup { size 8{+2} } >"Ca" rSup { size 8{+2} } } {}.

Ngược lai, trong nước sông:

HCO3−+CO3−2>SO4−2>Cl− size 12{"HCO" rSub { size 8{3} } rSup { size 8{ - {}} } +"CO" rSub { size 8{3} } rSup { size 8{ - 2} } >"SO" rSub { size 8{4} } rSup { size 8{ - 2} } >"Cl" rSup { size 8{ - {}} } } {};

Ca+2>Mg+2>Na++K+ size 12{"Ca" rSup { size 8{+2} } >"Mg" rSup { size 8{+2} } >"Na" rSup { size 8{+{}} } +K rSup { size 8{+{}} } } {}.

Trong nước đại dương liên tục diễn ra những quá trình hóa học, sinh học và địa chất học làm biến đổi thành phần hóa học và hàm lượng các chất hòa tan. Những quá trình như dòng chảy từ lục địa, giáng thủy, bay hơi, quá trình băng làm thay đổi nồng độ dung dịch nước biển trong phạm vi rất rộng. Ở những vùng nước sát bờ cửa sông có thể thấy độ muối xấp xỉ bằng không, trong khi đó ở những vùng nóng khô độ muối nước biển có thể đạt tới 40 %o. Những quá trình như quang hợp, hô hấp, phân hủy chất hữu cơ có thể làm thay đổi hàm lượng, tức tỷ lệ giữa các chất hòa tan trong nước biển. Song nhờ dòng chảy ngang và thẳng đứng trong các biển và đại dương, làm cho nước biển được xáo trộn mạnh, đã dẫn tới một đặc điểm nữa rất quan trọng là thành phần hóa học của nước đại dương có tính ổn định, thay đổi không đáng kể trong quá trình lịch sử và giữa những phần khác nhau của Đại dương Thế giới. Tính ổn định về tỷ lệ các ion chủ yếu nhất trong nước biển được gọi là quy luật bảo tồn thành phần muối biển.

Hệ quả của quy luật này là có thể tính được độ muối và các đặc trưng khác của nước biển theo hàm lượng clo là nguyên tố chứa trong nước biển với lượng lớn hơn cả. Trong bảng hải dương học hiện đại, hàm lượng clo, hay độ clo %o, tương đương với tổng lượng các halôgien chứa trong 1 kg nước biển. Còn độ muối được định nghĩa là trọng lượng tính bằng gam của tất cả các chất rắn hòa tan trong 1 kg nước biển với điều kiện brôm và iôt được thay bằng lượng clo, tất cả các cacbonat biến thành oxit và các chất hữu cơ bị đốt cháy.

Phân tích một số lượng lớn mẫu nước ở các vùng khác nhau của Đại dương Thế giới, người ta nhận được hệ thức để tính dộ muối So size 12{S``% size 8{o}} {} theo độ clo o size 12{% size 8{o}} {} như sau:

S=0,030+1,8050Cl size 12{S=0,"030"+1,"8050"`` ital "Cl"} {}. (1)

3.3.

Khác với nước tinh khiết, những đặc trưng vật lý của nước biển phụ thuộc không những vào nhiệt độ và áp suất, mà còn phụ thuộc cả vào nồng độ muối, một yếu tố hải dương học quan trọng của nước biển. Dưới đây sẽ xem xét sự phụ thuộc của một số đặc trưng vật lý chủ yếu vào nhiệt độ, độ muối và áp suất nước biển.

Một trong những đặc trưng quan trọng nhất của nước biển là mật độ cùng với những đại lượng liên quan trực tiếp với nó như trọng lượng riêng và thể tích riêng. Phân bố mật độ nước trong biển quyết định hoàn lưu ngang và thẳng đứng trong nó.

Trong hải dương học quy ước gọi mật độ nước biển là tỷ số St4 size 12{S { {t} over {4} } } {} của trọng lượng một đơn vị thể tích nước ở nhiệt độ quan trắc t°C size 12{t rSup { size 8{ circ } } C} {} trên trọng lượng một đơn vị thể tích nước cất ở 4°C size 12{4 rSup { size 8{ circ } } C} {}. (Khái niệm mật độ hải dương học không giống khái niệm mật độ vật lý, vì nó là đại lượng không thứ nguyên, nhưng có trị số bằng mật độ vật lý). Vì mật độ nước biển luôn luôn lớn hơn 1, để đơn giản khi viết người ta dùng khái niệm mật độ quy ước của nước biển σt size 12{σ rSub { size 8{t} } } {} xác định theo biểu thức:

σt=St4−1⋅103 size 12{σ rSub { size 8{t} } = left (S { {t} over {4} } - 1 right ) cdot "10" rSup { size 8{3} } } {}.

Giá trị của mật độ nước biển được xác định qua giá trị của trọng lượng riêng nước biển ở nhiệt độ 17,5^o, tức S17,517,5 size 12{S { {"17",5} over {"17",5} } } {}, hoặc ở nhiệt độ 0^o, tức S04 size 12{S { {0} over {4} } } {} (nhiệt độ 17,5 ^oC tương đương nhiệt độ phòng thí nghiệm, nhiệt độ 4 ^oC có tỷ trọng nước cực đại).

Trọng lượng riêng S17,517,5 size 12{S { {"17",5} over {"17",5} } } {} của nước biển ở 17,5^o là tỷ số giữa trọng lượng đơn vị thể tích nước biển ở nhiệt độ 17,5^o và trọng lượng đơn vị thể tích nước cất cùng nhiệt độ đó.

Trọng lượng riêng S04 size 12{S { {0} over {4} } } {} là tỷ số giữa trọng lượng đơn vị thể tích nước biển ở nhiệt độ 0^o và trọng lượng đơn vị thể tích nước cất ở nhiệt độ 4 ^oC.

Tuần tự ta cũng có những công thức của trọng lượng riêng quy ước:

ρ17,5=S17,517,5−1⋅103 size 12{ρ rSub { size 8{"17",5} } = left (S { {"17",5} over {"17",5} } - 1 right ) cdot "10" rSup { size 8{3} } } {}, (2)

σ0=S04−1⋅103 size 12{σ rSub { size 8{0} } = left (S { {0} over {4} } - 1 right ) cdot "10" rSup { size 8{3} } } {}. (3)

Đại lượng nghịch đảo với mật độ

gọi là thể tích riêng của nước biển. Vì thể tích riêng của nước biển luôn luôn lớn hơn 0,9 nên người ta cũng dùng đại lượng thể tích riêng quy ướcVt size 12{V rSub { size 8{t} } } {} xác định theo công thức:

Vt=αt4−0,9⋅103 size 12{V rSub { size 8{t} } = left (α { {t} over {4} } - 0,9 right ) cdot "10" rSup { size 8{3} } } {}. (4)

Knutxen đã xác lập những hệ thức tương quan giữa trọng lượng riêng ở 0^o và 17,5^o với độ clo, hay độ muối của nước biển dưới dạng:

σ0=0,069+1,4708Cl−0,001570Cl2+0,0000398Cl3 size 12{σ rSub { size 8{0} } =0,"069"+1,"4708"` ital "Cl" - 0,"001570"` ital "Cl" rSup { size 8{2} } +0,"0000398"` ital "Cl" rSup { size 8{3} } } {},

σ0=−0,093+0,8149S−0,000482S2+0,0000068S3 size 12{σ rSub { size 8{0} } = - 0,"093"+0,"8149"`S - 0,"000482"`S rSup { size 8{2} } +0,"0000068"`S rSup { size 8{3} } } {},

ρ17,5=(0,1245+0,490σ0+0,000155σ02)1,00129 size 12{ρ rSub { size 8{"17",5} } = ( 0,"1245"+0,"490"`σ rSub { size 8{0} } +0,"000155"`σ rSub { size 8{0} } rSup { size 8{2} } ) `1,"00129"} {}.

Mật độ quy ước của nước biển σt size 12{σ rSub { size 8{t} } } {} có thể tính theo ρ17,5 size 12{ρ rSub { size 8{"17",5} } } {} bằng công thức:

σt=ρ17,5−E size 12{σ rSub { size 8{t} } =ρ rSub { size 8{"17",5} } - E} {},

trong đó E− size 12{E - {}} {} hiệu chỉnh, phụ thuộc vào ρ17,5 size 12{ρ rSub { size 8{"17",5} } } {} và nhiệt độ t size 12{t} {} có cho sẵn trong bảng hải dương học (Zubôp, 1957) hoặc bằng một công thức chính xác hơn của Knutxen:

σ t = ∑ t + ( σ 0 + 0, 1324 ) [ 1 − A t + B t ( σ 0 − 0, 1324 ) ] size 12{σ rSub { size 8{t} } = sum rSub { size 8{t} } + ( σ rSub { size 8{0} } +0,"1324" ) [ 1 - A rSub { size 8{t} } +B rSub { size 8{t} } ( σ rSub { size 8{0} } - 0,"1324" ) ] } {} ,

trong đó Σt− size 12{Σ rSub { size 8{t} } - {}} {} mật độ quy ước của nước cất ở nhiệt độ t size 12{t} {} và các hệ số At size 12{A rSub { size 8{t} } } {} và Bt size 12{B rSub { size 8{t} } } {} tính bằng các công thức:

∑t−(t−3,98)2t+283503,570t+67,26° size 12{ sum rSub { size 8{t} } = - { { ( t - 3,"98" ) rSup { size 8{2} } t+"283"} over {"503","570"t+"67","26" rSup { size 8{ circ } } } } } {},

At=t(4,7867−0,98185t+0,0010843t3)10−3 size 12{A rSub { size 8{t} } =t ( 4,"7867" - 0,"98185"t+0,"0010843"t rSup { size 8{3} } ) "10" rSup { size 8{ - 3} } } {},

Bt=t(18,030−0,8164t+0,01667t2)10−6 size 12{B rSub { size 8{t} } =t ( "18","030" - 0,"8164"t+0,"01667"t rSup { size 8{2} } ) "10" rSup { size 8{ - 6} } } {}.

Theo mật độ nước biển người ta xác định thể tích riêng như là đại lượng nghịch đảo của mật độ. Trong Zubôp, 1957, cũng có bảng dùng để chuyển từ mật độ quy ước σt size 12{σ rSub { size 8{t} } } {} sang thể tích riêng quy ước Vt size 12{V rSub { size 8{t} } } {} và dùng để xác định trực tiếp Vt size 12{V rSub { size 8{t} } } {} theo nhiệt độ và độ muối.

Những công thức đã dẫn trên đây và những bảng tính theo những công thức ấy cho phép xác định mật độ và thể tích riêng của nước biển ứng với áp suất khí quyển mà trong hải dương học chấp nhận làm áp suất không. Trong tự nhiên, nước biển ở độ sâu nào đó chịu tác động của áp suất thủy tĩnh và bị nén. Vì vậy, khi xác định giá trị thực của mật độ và thể tích riêng của nước biển ở các tầng sâu phải tính đến độ nén của nước biển.

Áp suất p size 12{p} {} trong nước đại dương cứ xuống sâu thêm 10 m thì tăng lên 106 size 12{"10" rSup { size 8{6} } } {} đin/cm² (gọi là 1 ba). Vậy cứ xuống sâu thêm 1 m áp suất lại tăng thêm 1 đêxiba. Điều này cho phép dễ dàng chuyển từ độ sâu biểu thị bằng mét thành áp suất biểu thị bằng dba.

Tỷ số giữa biến đổi thể tích riêng do tác dụng của áp suất dα/dp size 12{dα/ ital "dp"} {} trên giá trị thể tích riêng α size 12{α} {} gọi là hệ số nén thựck size 12{k} {} của nước biển. Ta có:

k=−1αdαdp size 12{k= - { {1} over {α} } { {dα} over { ital "dp"} } } {}. (5)

Thay thế cho giá trị thực của hệ số nén khi tính thể tích riêng insitu người ta sử dụng hệ số nén trung bìnhμ size 12{μ} {}, liên hệ với hệ số nén thực k size 12{k} {} bằng hệ thức:

k=μ+pdμdp1−μp size 12{k= { {μ+p { {dμ} over { ital "dp"} } } over {1 - μ`p} } } {}. (6)

Thể tích riêng ứng với áp suất p size 12{p} {} được xác định qua thể tích riêng tại mặt biển α0 size 12{α rSub { size 8{0} } } {} (ứng với áp suất không) và hệ số nén trung bình như sau:

α=α0(1−μp) size 12{α=α rSub { size 8{0} } ( 1 - μ`p ) } {}. (7)

Trong thực hành, khi tính toán thể tích riêng quy ước insituVpts size 12{V rSub { size 8{ ital "pts"} } } {} thay cho công thức trên người ta dùng công thức của Bierơcơnet:

Vpts=Vt+δp+δtp+δsp+δstp size 12{V rSub { size 8{ ital "pts"} } =V rSub { size 8{t} } +δ rSub { size 8{p} } +δ rSub { size 8{ ital "tp"} } +δ rSub { size 8{ ital "sp"} } +δ rSub { size 8{ ital "stp"} } } {}, (8)

trong đó Vt− size 12{V rSub { size 8{t} } - {}} {} thể tích riêng quy ước của nước biển ứng với áp suất không; δp− size 12{δ rSub { size 8{p} } - {}} {} hiệu chỉnh do áp suất đối với nhiệt độ t=0° size 12{t=0 rSup { size 8{ circ } } } {}, độ muối S=35o size 12{S="35"`% size 7{o}} {}, còn δtp,δsp,δstp size 12{δ rSub { size 8{ ital "tp"} } ,``δ rSub { size 8{ ital "sp"} } ,``δ rSub { size 8{ ital "stp"} } } {} là những hiệu chỉnh cho δp size 12{δ rSub { size 8{p} } } {} do t size 12{t} {} và S size 12{S} {} khác với 0^o và 35 %o. Những hiệu chỉnh này đều cho sẵn trong bảng hải dương học (Zubôp, 1957).

Trong thực tế tính toán hải dương học, người ta chú ý đến độ nén của nước biển khi tính dòng chảy mật độ, nghiên cứu sự biến đổi đoạn của nhiệt độ, độ ổn định, vận tốc âm v.v...

Nhiệt dung riêng của nước biển là lượng nhiệt cần để làm nóng 1 g nước biển lên 1 ^oC. Bảng 3 cho thấy sự phụ thuộc của nhiệt dung riêng đẳng áp Cp size 12{C rSub { size 8{p} } } {} của nước biển vào nhiệt độ và độ muối của nó dưới áp suất không. Còn nhiệt dung riêng đẳng thể tích Cv size 12{C rSub { size 8{v} } } {} của nước biển được tính qua Cp size 12{C rSub { size 8{p} } } {} nhờ công thức:

Cv=Cp−Tαe2kI size 12{C rSub { size 8{v} } =C rSub { size 8{p} } - { {Tα`e rSup { size 8{2} } } over { ital "kI"} } } {}, (9)

trong đó T− size 12{T - {}} {} nhiệt độ tuyệt đối; α− size 12{α - {}} {} thể tích riêng; e− size 12{e - {}} {} hệ số dãn nở nhiệt; k− size 12{k - {}} {} hệ số nén thực; I− size 12{I - {}} {} đương lượng cơ của nhiệt.

Về sự phụ thuộc của nhiệt dung nước biển vào áp suất của nó có thể nhận xét qua những số liệu sau đây: nước biển với độ muối 34,85 %o và nhiệt độ 0 ^oC sẽ có nhiệt dung bằng 0,926 dưới áp suất 1000 đêxiba (độ sâu 1000 m) và 0,872 cal/g.độ dưới áp suất 10000 đêxiba (độ sâu 10000 m).

Trong tính toán nhiều khi người ta cần biết tỷ số

chứ không phải là đại lượng tuyệt đối Cv size 12{C rSub { size 8{v} } } {}.

Theo Ekman, nước biển với độ muối 34,85 %o dưới áp suất khí quyển, γ size 12{γ} {} sẽ tăng từ 1,0004 ở 0 ^oC lên 1,0207 ở 30 ^oC; γ size 12{γ} {} cũng tăng khi áp suất tăng, thí dụ, tại 0 ^oC, áp suất 1000 db thì γ=1,009 size 12{γ=1,"009"} {}, còn áp suất 10000 db, thì γ=1,0126 size 12{γ=1,"0126"} {}.

Nhiệt dung đặc biệt lớn của nước (chỉ kém amôniac với nhiệt dung riêng 1,2 cal/g.độ và hyđro lỏng với nhiệt dung riêng 3,4 cal/g.độ) đã làm cho biển và đại dương trở thành ác quy nhiệt khổng lồ, đóng vai trò quan trọng trong các quá trình nhiệt và động lực ở khí quyển, điều hòa khí hậu giữa mùa nóng và mùa lạnh, giữa lục địa và đại dương.

Độ dẫn nhiệt của nước biển. Độ dẫn nhiệt của nước biển là lượng nhiệt truyền trong một đơn vị thời gian qua một đơn vị diện tích đặt vuông góc với hướng của građien nhiệt độ khi građien nhiệt độ bằng 1 đơn vị. Độ dẫn nhiệt được đặc trưng bởi hệ số dẫn nhiệt. Trong nước biển, nếu sự truyền nhiệt là do chuyển động hỗn loạn của các phân tử gây nên, thì hệ số dẫn nhiệt được gọi là hệ số dẫn nhiệt phân tử, nếu sự truyền nhiệt được thực hiện nhờ chuyển động cuộn xoáy của những khối nước lớn, thì hệ số dẫn nhiệt được gọi là hệ số dẫn nhiệt rối.

Hệ số dẫn nhiệt phân tử của nước cất ở nhiệt độ 15^o chỉ bằng 1,39⋅10−3 size 12{1,"39" cdot "10" rSup { size 8{ - 3} } } {} cal/cm.độ, còn đối với nước biển nó có giá trị nhỏ hơn một ít và tăng khi nhiệt độ và áp suất tăng. Tính toán cho thấy rằng quá trình dẫn nhiệt phân tử không có vai trò quan trọng trong biển. Trong khi đó hệ số dẫn nhiệt rối trong biển lớn hơn hệ số dẫn nhiệt phân tử hàng ngàn lần. Vì vậy trong khi nghiên cứu các quá trình nhiệt đại dương người ta chỉ quan tâm tới quá trình truyền nhiệt rối.

Lượng nhiệt Q size 12{Q} {} chuyển vận qua một đơn vị diện tích vuông góc với građien nhiệt độ trong trường nhiệt độ của biển sẽ là:

Q=Adtdz size 12{Q=A { { ital "dt"} over { ital "dz"} } } {},

trong đó dt/dz− size 12{ ital "dt"/ ital "dz" - {}} {} građien nhiệt độ theo phương z size 12{z} {}; A− size 12{A - {}} {} hệ số dẫn nhiệt rối (nếu là hệ số dẫn nhiệt phân tử thì được ký hiệu là χ size 12{χ} {}). Như vậy thứ nguyên của hệ số A size 12{A} {} sẽ là cal/cm.độ vì thứ nguyên của Q size 12{Q} {} là cal/cm².

Trong các phương trình truyền nhiệt, người ta sử dụng một đại lượng gọi là hệ số dẫn nhiệt độ K size 12{K} {} liên hệ với hệ số dẫn nhiệt A size 12{A} {} bằng hệ thức:

K=ACpρ size 12{K= { {A} over {C rSub { size 8{p} } ρ} } } {}, (10)

trong đó Cp− size 12{C rSub { size 8{p} } - {}} {} nhiệt dung riêng đẳng áp của nước biển và ρ− size 12{ρ - {}} {} mật độ nước biển. Vì Cpρ size 12{C rSub { size 8{p} } ρ} {} xấp xỉ bằng 1 nên K size 12{K} {} có trị số như A size 12{A} {} nhưng thứ nguyên là cm²/s.

Độ dãn nở nhiệt và nhiệt độ mật độ cực đại, nhiệt độ đóng băng của nước biển

Biến đổi nhiệt độ làm cho thể tích nước biến đổi theo. Đại lượng hệ số dãn nở nhiệt (khối) phản ánh mức độ biến đổi của thể tích riêng tùy theo biến đổi của nhiệt độ được xác định bằng hệ thức:

e=1αdαdt size 12{e= { {1} over {α} } { {dα} over { ital "dt"} } } {}, 1/độ (11)

trong đó α− size 12{α - {}} {} thể tích riêng của nước biển.

Hệ số dãn nở nhiệt của nước biển phụ thuộc vào nhiệt độ và độ muối được thể hiện trên hình 4. Ở đây, những điểm trên đường e=0 size 12{e=0} {} sẽ biểu thị những cặp giá trị nhiệt độ và độ muối tương ứng làm cho thể tích riêng đạt cực tiểu, tức làm cho mật độ đạt cực đại. Từ đó suy ra e=0 size 12{e=0} {} chính là đường cong biểu thị sự phụ thuộc của nhiệt độ ứng với mật độ cực đại vao độ muối của nước biển. Ta thấy rằng khi độ muối tăng, thì nhiệt độ mật độ cực đại giảm.

Cũng trên hình 4 đường gạch nối θ size 12{θ} {} biểu thị sự phụ thuộc của nhiệt độ đóng băng của nước biển vào độ muối của nó. Độ muối 24,7 %o, mà tại đó hai đường cong nói trên cắt nhau có ý nghĩa quan trọng: nếu nước biển có độ muối nhỏ hơn 24,7 thì nhiệt độ mật độ cực đại luôn luôn lớn hơn nhiệt độ đóng băng, chế độ nguội lạnh và đóng băng ở biển đó sẽ giống như ở các hồ nước ngọt, ngược lại, nếu nước biển có độ muối lớn hơn 24,7 thì nhiệt độ mật độ cực đại luôn luôn thấp hơn nhiệt độ đóng băng, khi nước biển đó bị nguội lạnh sự xáo trộn diễn ra cả trong thời gian đóng băng.

Nhiệt ẩn bay hơi. Nhiệt ẩn bay hơi là lượng nhiệt tính bằng calo cần để biến 1 gam nước thành hơi nước ở cùng nhiệt độ. Cũng một lượng nhiệt như vậy sẽ tỏa ra khi làm ngưng tụ 1 gam hơi nước được gọi là nhiệt ẩn ngưng tụ. Đối với nước cất, trong khoảng nhiệt độ từ 0 đến 30^o, nhiệt ẩn bay hơi được xác định bằng công thức:

L=596−0,52t size 12{L="596" - 0,"52"`t} {}, cal/g (12)

trong đó t− size 12{t - {}} {} nhiệt độ của nước. Công thức này cũng dùng để tính nhiệt bốc hơi của nước biển.

Độ nhớt (ma sát trong). Độ nhớt của chất lỏng là lực cần để dịch chuyển một cột nước có thiết diện đáy và chiều cao đơn vị với vận tốc đơn vị so với lớp nước bên cạnh. Độ nhớt đặc trưng cho sự trao đổi động lượng giữa các lớp nước kế cận nhau. Độ nhớt hay lực ma sát trong F size 12{F} {} đối với một đơn vị diện tích xác định theo công thức Newton:

F=ηdvdz size 12{F=η { { ital "dv"} over { ital "dz"} } } {},

trong đó η− size 12{η - {}} {} hệ số nhớt phân tử; dv/dz− size 12{ ital "dv"/ ital "dz" - {}} {} građien vận tốc theo phương z size 12{z} {}; hướng của lực vuông góc với hướng của građien vận tốc.

Trong biểu thức trên, hệ số η size 12{η} {} gọi là hệ số nhớt động lực học và có đơn vị đo là poazơ (g/cm.s). Nhiều khi người ta dùng hệ số nhớt động học với đơn vị đo là stôc (cm²/s) liên hệ với hệ số nhớt động lực học bằng hệ thức:

ν=αη size 12{ν= ital "αη"} {},

trong đó α− size 12{α - {}} {} thể tích riêng của nước biển. Theo Xtefan và Areniut, thì giá trị độ nhớt phân tử bằng 180⋅10−4 size 12{"180" cdot "10" rSup { size 8{ - 4} } } {} poazơ. Bảng 4 cho thấy sự phụ thuộc của hệ số nhớt phân tử của nước biển (tương đối so với hệ số nhớt phân tử của nước cất ở nhiệt độ 0^o được coi bằng 100) vào nhiệt độ và độ muối của nó.

Độ nhớt phân tử có ý nghĩa quan trọng khi nghiên cứu các quá trình lắng đọng các hạt lơ lửng, các cơ thể sống nhỏ bé. Chẳng hạn, hệ số nhớt động lực học có mặt trong công thức Stôc để tính vận tốc lắng đọng các hạt kích thước nhỏ:

w=29ρ1−ρ2ηgr2 size 12{w= { {2} over {9} } ` { {ρ rSub { size 8{1} } - ρ rSub { size 8{2} } } over {η} } ital "gr" rSup { size 8{2} } } {}, (13)

trong đó ρ1,ρ2− size 12{ρ rSub { size 8{1} } ,``ρ rSub { size 8{2} } - {}} {} tỷ trọng các hạt và chất lỏng; η− size 12{η - {}} {} độ nhớt; g− size 12{g - {}} {} gia tốc trọng trường; r− size 12{r - {}} {} đường kính của hạt.

Khi nghiên cứu những quá trình động lực ở biển, người ta thường bỏ qua độu nhớt phân tử vì giá trị của nó, cũng giống như độ dẫn nhiệt phân tử, nhỏ hơn độ nhớt rối hàng ngàn lần. Ý nghĩa vật lý và đơn vị đo của độ nhớt rối cũng tương tự như của độ nhớt phân tử. Về các phương pháp xác định hệ số nhớt rối sẽ được xem xét ở một trong những chương sau.

Sự khuếch tán trong nước biển. Trong nước biển không đồng nhất không gian, những chất hòa tan như muối, các chất khí, chất phóng xạ có xu hướng di chuyển từ nơi nồng độ cao tới nơi nồng độ thấp hơn. Lượng các hạt vật chất đi qua diện tích 1 cm² theo phương vuông góc với građien nồng độ dung dịch dS/dz size 12{ ital "dS"/ ital "dz"} {} trong một đơn vị thời gian sẽ bằng

M=DdSdz size 12{M=D` { { ital "dS"} over { ital "dz"} } } {},

trong đó D− size 12{D - {}} {} hệ số tỷ lệ, gọi là hệ số khuếch tán có thứ nguyên là cm²/s nếu S− size 12{S - {}} {} nồng độ chất tan được biểu diễn bằng g/cm³. Hệ số khuếch tán D size 12{D} {}, nếu trong quá trình khuếch tán không có mặt những xáo trộn cơ học, mà chỉ có những chuyển động cấp phân tử, sẽ gọi là hệ số khuếch tán phân tử. Trong trường hợp gây nên di chuyển các hạt chất tan là do những chuyển động cuộn xoáy của những khối nước lớn, thì hệ số khuếch tán tương ứng sẽ được gọi là hệ số khuếch tán rối và có giá trị lớn hơn gấp hàng ngàn lần. Quá trình khuếch tán rối là quá trình chủ yếu quyết định sự di chuyển của muối và các chất khí, các chất ô nhiễm trong đại dương. Vấn đề này sẽ được xét trong một chương sau.

3.4. Những đặc trưng âm học của nước biển và sự truyền âm trong nước biển

3.4.1. Vận tốc truyền âm trong nước biển

Vận tốc truyền chuyển động dao động âm từ hạt nước này tới hạt nước khác gọi là vận tốc truyền âm. Công thức lý thuyết của vận tốc âm của chất lỏng và chất khí là

C=αγk size 12{C= sqrt { { { ital "αγ"} over {k} } } } {}, (14)

trong đó α− size 12{α - {}} {} thể tích riêng sau khi đã hiệu chỉnh độ nén; γ− size 12{γ - {}} {} tỷ số giữa nhiệt dung đẳng áp và nhiệt dung đẳng tích của nước biển; k− size 12{k - {}} {} hệ số nén thực của nước biển.

Trên cơ sở công thức lý thuyết này, người ta đã lập ra các biểu bảng cho phép xác định vận tốc âm theo nhiệt độ và độ muối cũng như các giá trị hiệu chỉnh áp suất. Trong thực hành, người ta còn dùng các công thức thực nghiệm cho độ chính xác cao hơn, phổ biến nhất trong số đó là các công thức của Del Gross và D. Winson.

Công thức Del Gross có dạng:

Để tính ảnh hưởng của áp suất lên vận tốc âm, cần phải thêm hiệu chỉnh ΔCP size 12{ΔC rSub { size 8{P} } } {} theo công thức:

ΔCP=0,0175P size 12{ΔC rSub { size 8{P} } =0,"0175"`P} {},

trong đó áp suất P size 12{P} {} tính bằng đêxiba, gần bằng độ sâu biểu diễn bằng mét. Sai số tốc độ âm tính theo công thức Del Gross không vượt quá 0,5 m/s đối với nước có độ muối lớn hơn 15 %o và 0,8 m/s đối với nước có độ muối nhỏ hơn 15 %o.

Công thức Winson có độ chính xác cao hơn công thức Del Gross có dạng như sau:

C=1449,14+Ct+Cs+Cp+Cpts size 12{C="1449","14"+C rSub { size 8{t} } +C rSub { size 8{s} } +C rSub { size 8{p} } +C rSub { size 8{ ital "pts"} } } {},

trong đó Ct− size 12{C rSub { size 8{t} } - {}} {} hiệu chỉnh do chênh lệch nhiệt độ so với 0 ^oC; Cs− size 12{C rSub { size 8{s} } - {}} {} do độ muối so với 35 %o; Cp− size 12{C rSub { size 8{p} } - {}} {} áp suất so với áp suất khí quyển và Cpts− size 12{C rSub { size 8{ ital "pts"} } - {}} {} hiệu chỉnh tổng cộng. Tất cả những hiệu chỉnh này được xác định theo nhiệt độ, độ muối và áp suất của nước biẻn theo phương pháp tương tự như xác định các hiệu chỉnh của công thức (8).

3.4.2. Sự hấp thụ và tán xạ âm trong biển

Trong nước biển năng lượng âm truyền đi luôn luôn kèm theo sự tắt dần do hiện tượng hấp thụ và tán xạ năng lượng. Sự hấp thụ âm trong nước là do độ nhớt và độ dẫn nhiệt. Ngoài ra một phần năng lượng âm còn bị mất đi để làm biến đổi nội năng các phân tử nước trong quá trình co dãn trong sóng âm. Cường độ hấp thụ âm của nước biển được đặc trưng bởi hệ số hấp thụ âm của nước biển.

Trong biển luôn luôn chứa những tạp chất như các bọt khí, các hạt lơ lửng gây nên sự tán xạ năng lượng âm theo các phương khác nhau làm cho năng lượng âm truyền trên một phương nào đó bị giảm.

Tổng các tác động của sự hấp thụ và sự tán xạ làm cho năng lượng âm giảm dần trên quãng đường truyền âm.

Sự tắt dần âm trên khoảng cách truyền x size 12{x} {} được biểu diễn bằng công thức:

I=I0e−γx size 12{I=I rSub { size 8{0} } e rSup { size 8{ - γ`x} } } {}, (15)

trong đó I0− size 12{I rSub { size 8{0} } - {}} {} cường độ âm tại nguồn; I− size 12{I - {}} {} cường độ âm ở khoảng cách x size 12{x} {} cách nguồn; γ− size 12{γ - {}} {} hệ số tắt dần.

Thực nghiệm cho thấy hệ số tắt dần trong khoảng tần số 7,5-60 kHz liên quan với tần số dao động f size 12{f} {} bằng biểu thức:

γ=0,036f3/2 size 12{γ=0,"036"`f rSup { size 8{3/2} } } {} dB/km. (16)

Trong công thức này f size 12{f} {} tính bằng kHz.

3.4.3. Sự khúc xạ âm trong nước biển

Trong biển do nhiệt độ, độ muối và áp suất khác nhau ở các tầng sâu khác nhau nên tốc độ âm trong những lớp đó cũng khác nhau. Tia âm khi truyền trong các lớp nước đó sẽ bị uốn cong do chệch hướng khi đi từ lớp này vào lớp khác, người ta nói rằng tia âm bị khúc xạ.

Nếu chúng ta chia bề dày của nước thành những lớp mà trong đó građien vận tốc âm không đổi, thì quĩ đạo tia âm trong mỗi lớp là vòng tròn bán kính R size 12{R} {} bằng:

R=C0σccosα size 12{R= { {C rSub { size 8{0} } } over {σ rSub { size 8{c} } "cos"α} } } {} (18)

với tọa độ tâm:

x=−C0tgασc size 12{x= { { - C rSub { size 8{0} } "tg"α} over {σ rSub { size 8{c} } } } } {} , y=C0σc size 12{y= { {C rSub { size 8{0} } } over {σ rSub { size 8{c} } } } } {}, (18)

trong đó C0− size 12{C rSub { size 8{0} } - {}} {} vận tốc âm tại nguồn phát; σc− size 12{σ rSub { size 8{c} } - {}} {} građien vận tốc âm theo phương thẳng đứng; α− size 12{α - {}} {} góc đi ra của tia từ nguồn phát hợp với phương ngang.

Nếu tia âm gặp một lớp với vận tốc âm biến đổi mạnh thì nó sẽ bị khúc xạ (hình 5). Góc khúc xạ β size 12{β} {} có thể lớn hơn hoặc nhỏ hơn góc tới i size 12{i} {} tùy thuộc vào tương quan của các vận tốc âm trong các lớp, còn góc phản xạ i' size 12{ { {i}} sup { ' }} {} bằng góc tới.

Sự khúc xạ của tia âm

Định luật khúc xạ các tia âm được xác định bằng công thức:

Csini=C1sini1=C2sini2=...=Cnsinin=const size 12{ { {C} over {"sin"i} } = { {C rSub { size 8{1} } } over {"sin"i rSub { size 8{1} } } } = { {C rSub { size 8{2} } } over {"sin"i rSub { size 8{2} } } } = "." "." "." = { {C rSub { size 8{n} } } over {"sin"i rSub { size 8{n} } } } ="const"} {}, (19)

trong đó C,C1,C2,...,Cn− size 12{C,``C rSub { size 8{1} } ,``C rSub { size 8{2} } ,`` "." "." "." ,``C rSub { size 8{n} } - {}} {} vận tốc âm trong các lớp tương ứng; i1,i2,...,in− size 12{i rSub { size 8{1} } ,``i rSub { size 8{2} } ,`` "." "." "." ,``i rSub { size 8{n} } - {}} {} góc tới của các tia âm trên biên phân cách giữa hai lớp nước kề nhau.

Tỷ số sin góc tới và góc khúc xạ được gọi là chỉ số khúc xạ các tia âm n size 12{n} {}. Tỷ số này bằng tỷ số vận tốc âm trong các lớp tương ứng. Vì vậy:

n=CC1=sinisinβ size 12{n= { {C} over {C rSub { size 8{1} } } } = { {"sin"i} over {"sin"β} } } {}. (20)

Trên cơ sở phân bố vận tốc âm theo phương thẳng đứng ở biển có thể phân chia bốn loại khúc xạ âm như sau:

- khúc xạ loại 1 – khúc xạ cộng, quan trắc thấy khi vận tốc âm tăng theo độ sâu;

- khúc xạ loại 2 – khúc xạ trừ, quan trắc thấy khi vận tốc âm giảm theo độ sâu;

- khúc xạ loại 3 – chuyển từ khúc xạ cộng ở lớp mặt, nơi vận tốc âm tăng theo độ sâu, sang khúc xạ trừ ở lớp dưới, nơi vận tốc âm giảm theo độ sâu;

- khúc xạ loại 4 – kênh âm ngầm, tồn tại khi vận tốc âm giảm theo độ sâu ở lớp trên và tăng theo độ sâu ở lớp dưới.

Khúc xạ cộng (loại 1) được thể hiện trên hình 6. Các tia âm bị uốn cong quay bề lõm lên phía trên. Trong số những tia âm, có những tia khi phát ra khỏi nguồn dưới những góc nhất định, lệch về phía mặt biển, không đạt tới đáy (phản xạ nội toàn phần). Khi đạt tới mặt biển, các tia này bị phản xạ từ mặt và một lần nữa bị phản xạ nội toàn phần lại quay về mặt biển. Những tia này được gọi là những tia nhóm 2. Chúng có đóng góp đáng kể trong việc mang năng lượng âm từ máy phát tới điểm thu trong nước biển.

Khúc xạ cộng

Nếu từ máy phát có những tia đi vào nước biển với góc α size 12{α} {} lớn, đường gạch nối trên hình vẽ, thì chúng có thể đạt tới đáy biển, bị phản xạ trở lại vào trong nước biển rồi đạt tới mặt biển, bị phản xạ ở đó rồi lại tiếp tục đi trong nước biển. Chúng đóng góp không nhiều vào việc tăng cường độ âm ở điểm thyu âm, vì khi phản xạ ở đáy biển chúng mất hầu hết năng lượng chứ không gần như giữ nguyên năng lượng như phản xạ ở mặt biển.

Khúc xạ trừ (loại 2) được thể hiện trên hình 7. Các tia âm bị uốn cong quay bề lõm xuống dưới. Ứng với một số góc nào đó của các tia khi ra khỏi nguồn, các tia này bị phản xạ nội toàn phần, nên không đạt tới mặt biển, mà lệch xuống đáy và sau đó phản xạ từ đáy để lại đi vào nước biển nhưng với năng lượng nhỏ đi rất nhiều. Những tia như vậy được gọi là những tia nhóm 3. Vùng không gian phía sau tới hạn, tia phản xạ nội toàn phần ở mặt biển, được gọi là vùng tối âm (vùng gạch sọc) vì trước khi phản xạ từ đáy tất cả các tia bị khúc xạ đều đi về phía vùng bên trái nó. Trong vùng tối âm, sự truyền âm chỉ xảy ra yếu ớt do những tia nhóm 3 phản xạ từ đáy hoặc những tia nhóm 1 (đường nét đứt).

Khúc xạ loại 3. Trong loại khúc xạ này, đường đi của các tia âm phụ thuộc vào độ sâu đặt nguồn. Khi nguồn âm ở trong lớp với građien dương của vận tốc âm (hình 8a), thì sự truyền âm trong lớp này sẽ xảy ra do phản xạ nhiều lần các tia từ mặt biển (các tia nhóm 3) tạo nên “kênh âm gần mặt” với biên dưới là biên dưới của lớp tăng tốc độ âm.

Ở biên dưới của lớp tăng tốc độ âm xảy ra hiện tượng “tách” tia âm phản xạ nội toàn phần, bởi vì tia này khi đi tới độ sâu phản xạ nội toàn phần thì bị tách làm đôi. Nửa phí trên bị uốn cong lên phía mặt biển, còn nửa phía dưới – xuống đáy, tạo thành vùng tối (vùng gạch sọc) tương tự như vùng tối trong khúc xạ trừ. Trong vùng này chỉ có thể có các tia nhóm 1 và nhóm 3 đi qua. Nhưng do ảnh hưởng của nhiễu xạ từ vùng kênh âm gần mặt, nên sự suy giảm cường độ âm chậm hơn so với vùng tối của khúc xạ trừ. Vì vậy vùng tối trên hình 8a được gọi là vùng bán dạ.

Nếu giảm độ dày lớp građien dương, hay cũng như giảm sự thay đổi vận tốc âm trong lớp gần mặt, thì hiệu ứng kênh âm gần mặt sẽ biến mất. Khi vận tốc âm trong lớp mặt không đổi (hình 8b), sự truyền âm trên khoảng cách xa nguồn sẽ chỉ do các tia phản xạ từ mặt và đáy (các tia nhóm 1). Ở vùng gần nguồn phát, sự truyền âm sẽ xảy ra trong lớp mặt giống như trong môi trường đồng nhất, đồng thời xảy ra hiện tượng khúc xạ trừ của các tia khi chuyển sang các lớp dưới. Phạm vi hoạt động của các máy thủy âm trong trường hợp đó bị hạn chế so với trường hợp lớp gần mặt có građien vận tốc âm dương.

Khi nguồn phát nằm trong lớp građien âm âm (hình 8c), biên vùng tối được tạo nên bởi tia bị tách trên biên dưới của lớp građien dương. Trong vùng tối sự truyền âm sẽ xảy ra chỉ do các tia nhóm 1 bị phản xạ nhiều lần (các tia nét đứt), sự suy yếu cường độ âm xảy ra mạnh như trong khúc xạ trừ.

Kênh âm ngầm. Khi trong phân bố vận tốc âm theo độ sâu có cực tiểu ở độ sâu nào đó và nguồn phát đặt gần độ sâu đó, thì những tia âm đi từ nguồn về phía mặt biển sẽ có dạng paraboon với bề lồi hướng lên trên (khúc xạ trừ). Khi bị phản xạ nội toàn phần, tia sẽ đi xuống, đạt tới tầng sâu cực tiểu vận tốc âm và bắt đầu từ đó trở xuống tia âm đi theo chế độ khúc xạ cộng với bề lồi hướng xuống dưới và lại bị phản xạ nội toàn phần để quay lên phía trên. Tiếp sau, bức tranh sẽ lặp lại. Tương tự như vậy ta có quĩ đạo các tia đi ra từ nguồn về phía đáy (hình 9). Như vậy sẽ có một vùng truyền âm với nhiều tia phản xạ nội nhiều lần, không đạt tới mặt và đáy biển (tia nhóm 4). Vùng đó được gọi là kênh âm ngầm.

Người ta phân biệt kênh âm ngầm loại I, nếu vận tốc âm trên mặt biển nhỏ hơn ở đáy (hình 9a) và kênh âm ngầm loại II, nếu vận tốc âm trên mặt biển lớn hơn ở đáy. Trên các hình vẽ ta thấy biên giới kênh loại I là mặt biển và tầng sâu nằm phía dưới của trục kênh (độ sâu cực tiểu vận tốc âm), nơi có vận tốc âm bằng vận tốc âm ở mặt biển. Đối với kênh âm ngầm loại II, thì biên giới sẽ là đáy biển và tầng nằm phía trên trục kênh, nơi có vận tốc âm bằng vận tốc âm ở đáy biển.

Kênh âm ngầm có liên quan với hiện tượng tạo đới hội tụ. Hiện tượng này xuất hiện trong trường hợp kênh âm ngầm loại I khi nguồn phát nằm cao hơn trục kênh. Đới hội tụ là nơi mà các tia âm đạt tới mặt biển sau khi bị khúc xạ trong kênh âm ngầm. Trên hình 9a thấy rằng độ rộng của đới hội tụ bị giới hạn bởi các tia phản xạ nội toàn phần ở biên dưới của kênh âm ngầm (tia 2) và ở đáy (tia 3). Tia 1 giới hạn phạm vi truyền âm khi không có đới hội tụ. Giữa tia 1 và tia 2 là một vùng tối âm.

Trong đại dương, kênh âm ngầm có thể thuộc một trong hai loại: kênh âm ngầm mặt và kênh âm ngầm sâu. Kênh âm ngầm mặt xuất hiện trong lớp nước trên vào mùa xuân hè, khi mặt biển bị đốt nóng, còn các lớp dưới vẫn duy trì phân bố nhiệt mùa đông. Trong trường hợp đó nhiệt độ nước giảm dần từ mặt đến một độ sâu nhất định rồi sau tăng lên kéo theo sự biến đổi của vận tốc âm làm xuất hiện kênh âm ngầm mặt. Thông thường trong các đại dương, vận tốc âm lúc đầu giảm theo độ giảm nhiệt độ nước và đạt cực tiểu ở độ sâu građien nhiệt độ thẳng đứng gần bằng không ở độ sâu 1000 m. Sâu hơn nữa nhiệt độ cũng như độ muối không biến đổi đáng kể cho tới đáy, nhưng áp suất thủy tĩnh tăng đã gây nên sự tăng vận tốc âm theo độ sâu cho tới đáy. Trường hợp này cực tiểu tốc độ âm ở độ sâu khoảng 1000 m chính là trục của kênh âm ngầm sâu.

3.5. Những đặc trưng quang học của nước biển và sự truyền bức xạ ánh sáng trong biển

3.5.1. Sự tán xạ và khúc xạ ánh sáng bởi mặt biển

Mặt biển được chiếu sáng bởi ánh sáng Mặt Trời trực tiếp (gồm phần phổ nhìn thấy 0,380-0,770 μ size 12{μ} {}, phần phổ cực tím 0,0-10-0,38 μ size 12{μ} {} và hồng ngoại 0,770-3,000 μ size 12{μ} {} cũng như phần phổ hồng ngoại với bước sóng lớn hơn nữa) và ánh sáng tán xạ của khí quyển và mây. Thông lượng ánh sáng tới một đơn vị diện tích mặt biển (gọi là độ rọi của mặt biển) phụ thuộc vào độ cao của Mặt Trời. Nếu lấy độ rọi ứng với vị trí Mặt Trời ở thiên đỉnh điểm quan trắc (140 000 lux) làm một đơn vị, thì độ rọi tương đối ứng với các độ cao khác nhau của Mặt Trời có thể được biểu diễn bằng đường cong M size 12{M} {} (hình 10). Đường cong N size 12{N} {} (hình 10) là độ rọi của ánh sáng tán xạ từ khí quyển không mây. Độ rọi của mặt biển bởi ánh sáng tán xạ trong các dạng mây khác nhau cũng phụ thuộc vào độ cao Mặt Trời và đường cong độ rọi phụ thuộc vào độ cao Mặt Trời trong các dạng mây khác nhau cũng khác nhau.

Khi đạt tới mặt biển, dòng ánh sáng một phần bị phản xạ, phần khác bị khúc xạ và đi vào lòng biển. Tỷ số giữa thông lượng ánh sáng khúc xạ và phản xạ phụ thuộc vào độ cao Mặt Trời. Trong quang học biển người ta quan tâm tới tỷ số giữa thông lượng ánh sáng phản xạ từ mặt biển và ánh sáng tới, tỷ số này gọi là anbeđô mặt biển. Với bức xạ trực tiếp, anbeđô phụ thyuộc mạnh vào độ cao Mặt Trời, với độ cao Mặt Trời 90^o, anbeđô mặt biển bằng 2 %, còn với độ cao Mặt Trời 0^o anbeđô bằng 100 %. Với tán xạ, anbeđô mặt biển gần như không phụ thuộc đ