Khí tượng hải dương học - Chương 4 pot

116
Phần 2
HẢI DƯƠNG HÀNG HẢI
Chương 4
CÁC TÍNH CHẤT TĨNH HỌC CỦA NƯỚC BIỂN
4.1. Đại dương thế giới và các bộ phận của nó
4.1.1. Sự phân chia bề mặt nước và lục địa trên trái đất

Lục địa của trái đất không phải là một dải liên tục, bao bọc quanh các
khối lục địa và các đảo là bồn nước mặn tương đối liên tục tạo thành Đại dương
thế giới.
Đại dương thế giới chiếm một diện tích lớn của vỏ trái đất. Nếu diện tích bề
mặt trái đất là 510 triệu km
2
thì diện tích Đại dương thế giới là 361 triệu km
2
, chiến
70,8% diện tích bề mặt trái đất, còn diện tích lục địa chỉ còn 149 triệu km
2
.
Trên mỗi bán cầu, diện tích đại dương phân bố không đều, tại Bắc bán
cầu, đại dương chiếm 60,7% còn ở Nam bán cầu, đại dương chiếm tới 80,9%.
Xét về thể tích, toàn bộ khối nước của Đại dương thế giới vào khoảng
1.338,5 x 10
6
km
3
.
4.1.2. Sự phân chia Đại dương thế giới
a, Các đại dương

Người ta gọi các mảng nước lớn của Đại dương thế giới được chia cắt bởi
các lục địa là các đại dương. Ở mỗi đại dương có tính độc lập tương đối về chế
độ khí tượng-thủy văn.
Trong lịch sử nghiên cứu và phát triển của ngành Hải dương học đưa ra
nhiều quan điểm để phân chia các đại dương.
Việc phân chia các phần theo đặc điểm địa mạo, đặc trưng bởi các đảo và
cao nguyên ngầm được các nhà khoa học thừa nhận, vào năm 1650 nhà Hải
dương học V.Vareniut bằng các công trình nghiên cứu của mình đưa ra khái
niệm chia đại dương thế giới thành năm đại dương, đó là: Thái Bình Dương, Đại
Tây Dương, Ấn Độ Dương, Bắc Băng Dương và Nam Đại Dương. Cách phân
chia này đã được hội đị
a lý Luân Đôn công nhận năm 1845 và đến nay vẫn còn
nhiều quốc gia sử dụng.
Các nhà Hải dương học Liên xô (cũ) năm 1935 đưa ra quan điểm phân
chia thành bốn Đại dương dựa trên cơ sở các đặc trưng về địa mạo, ranh giới địa
lý và chế độ khí tượng thuỷ văn với tính độc lập, đó là: Bắc Băng Dương, Thái
Bình Dương, Đại Tây Dương, Ấn Độ Dươ
ng. Cách phân chia này được hầu hết
các nước sử dụng cho đến ngày nay.
Ở một số nước lại áp dụng cách phân chia thành bảy đại dương: Bắc Băng
Dương, Bắc Đại Tây Dương, Nam Đại Tây Dương, Bắc Thái Bình Dương, Nam
Thái Bình Dương, Ấn Độ Dương và đại dương Nam Cực. Sự phân chia này dựa

117
theo truyền thống các thông báo hàng hải toàn cầu, nhưng căn cứ để phân chia
thiếu cụ thể, riêng đại dương Nam cực đã bị văn phòng thuỷ văn quốc tế tại Mô
Na Cô bác bỏ.
Những cứ liệu chính về đặc trưng hình thái các đại dương được trình bày
trong bảng 4.1.
Bảng 4.1: Đặc trưng hình thái các đại dương

CÁC ĐẠI
DƯƠNG

DIỆN TÍCH
(10
6
km
2
)
TỈ LỆ %
S
ĐDTG
THỂ TÍCH
(10
6
km
3
)
ĐỘ SÂU
(m)
NƠI ĐO
SÂU

TB Max
Thái Bình Dương
178,7 49,5 723699 3957 11034
Vực
Mariana

Đại Tây Dương

91 25,4 337699 3602 8385
Vực
Puecto-
rico

Ấn Độ Dương
76,2 21,0 291945 3736 8047
Bắc Băng Dương
14,8 4,1 16980 1131 5449
Đại dương thế giới
361,3 100 1370323 3704 11034
Vị trí tương đối của các đại dương như sau: Thái Bình Dương là đại
dương lớn nhất nằm trong khoảng nước rộng giữa hai bán cầu (kinh tuyến 180
0

gần giữa đại dương). Bờ Tây là rìa lục địa phía Đông Châu Á, bờ Đông là rìa
Tây Châu Mỹ, phía Bắc tiếp giáp với Bắc Băng Dương qua eo biển Berin, kéo
dài về phía Nam tiếp giáp với Ấn Độ Dương bằng cách phân chia qui ước bởi
kinh tuyến 120
0
E và tiếp giáp với Đại Tây Dương bằng điểm nối giữa mũi Hom
Nam Mỹ với doi đất Greizmơ ở rìa Tây Bắc Châu Nam Cực.
Đại Tây Dương, đại dương lớn thứ hai ở Tây Bán Cầu, nằm ở giữa bờ lục
địa phía Đông châu Mỹ và bờ Tây Âu - Phi. Phía Đông tiếp giáp với Ấn Độ
Dương bằng kinh tuyến qui ước 20
0
E, phía Tây tiếp giáp với Thái Bình Dương.
Ấn Độ Dương nằm phía Nam lục địa Châu Á, hai phía Đông-Tây tiếp
giáp với Thái Bình Dương và Đại Tây Dương, phía Nam giới hạn bởi rìa Bắc
Châu Nam Cực.

Bắc Băng Dương, đại dương băng giá, nằm xung quanh vòng Bắc cực
(giới hạn từ vĩ tuyến 66
0
N trở lên) và rìa phía Bắc các đại lục Mỹ - Âu - Á.
b, Các bộ phận của Đại dương thế giới
Biển là phần của đại dương được giới hạn bởi mép các lục địa, các đảo
hay vùng cao của đáy.
Tuỳ thuộc vào vị trí mà biển được phân chia thành biển nội lục địa, biển
ngoại lục địa (biển ven bờ), biển giữa các đảo.

118
Biển nội lục địa nằm sâu trong lục địa và được nối với đại dương bởi một
vài eo biển hẹp. Vì vậy, chế độ thuỷ văn các biển nội địa khác nhiều với phần
đại dương lân cận. Biển nội lục địa còn được chia thành biển nằm trong lục địa,
gần như tách biệt hẳn với đại dương như biển
Đen (Bắc Hải), biển Ban Tích và
biển giữa các lục địa như Địa Trung Hải, Caribe.
Biển ven là phần nước ven các bờ lục địa được ngăn với các đại dương
bởi các dãy đảo hay bán đảo lớn (biển Nhật Bản, Biển Đông Việt Nam). Các
biển này có chế độ thuỷ văn ít khác biệt so với đại dương kế cận.
Biển giữa các đảo (quần đảo)
được tách một cách tương đối ra khỏi đại
dương một vùng nước bao bọc bởi các đảo và quần đảo gần khép kín : biển Java
(Inđonexia), các biển xung quanh Philippin.
Vịnh là vùng nước đại dương hay biển ăn sâu vào lục địa nhưng không tách
khỏi bên ngoài bằng những miền đáy cao. Tuy nhiên, tuỳ thuộc vào cấu tạo bờ và
nguồn gốc phát sinh mà có những tên gọi khác nhau như vũng (vụng), vịnh, fiort.
Vì tính chất lịch sử
nên có những khu vực địa lý có các đặc trưng giống nhau, song
có cách gọi khác nhau, nơi thì gọi là biển, nơi gọi là vịnh Chẳng hạn như các vịnh

Mexico (Mếch Xích), vịnh Ba Tư thì nên gọi là biển. Nhìn chung biên giới của đại
dương, biển, vịnh v.v. chỉ là sự qui ước.
Theo luật hàng hải quốc tế, có điều luật qui ước để phân biệt vịnh và vụng
như sau:
Vịnh là vùng nước có diện tích l
ớn hơn diện tích hình bán nguyệt mà
đường kính được tạo bởi cửa vùng nước đó (Hình 4.1.a,b) còn vụng thì diện tích
vùng nước nhỏ hơn diện tích hình bán nguyệt.


a. Vụng b. Vịnh
Hình 4.1. Sơ đồ Vụng và Vịnh

119
4.2. Đặc điểm địa hình đáy và đất đáy đại dương
4.2.1. Các khu vực địa hình đáy đại dương

Hiện nay, các nhà nghiên cứu hải dương đã nhiều công trình nghiên cứu
địa hình của đáy đại dương. Căn cứ vào nguồn gốc hình thành và hình thái địa
hình (địa mạo) mà phân chia thành các khu vực. Về cơ bản, phần đáy đại dương
được chia thành ba khu vực tính từ phần ngập nước ven bờ trở ra (hình 4.2).
a, Thềm lục địa
Phần đáy biển bị ngập nước ở mép ngoài bờ lục địa
được coi như sự kéo
dài tự nhiên của địa hình bờ, cho tới khu vực có độ sâu biến đổi lớn được gọi là
thềm lục địa (1).
Độ dốc của thềm lục địa rất nhỏ (khoảng 10’) và giới hạn thường lấy ở
biên ngoài có độ sâu biến đổi từ 20 - 500 mét, trung bình 133 mét, theo một qui
ước chung là lấy đường đẳng sâu 200 mét làm nơi kết thúc thềm lục địa.
Do cấu trúc địa hình vùng th

ềm lục địa như sự kéo dài địa hình bờ, vì vậy
bề rộng của thềm lục địa ở các vùng biển rất khác nhau. Ở các vùng biển tiến,
địa hình thoải, bề rộng thềm lục địa kéo dài hàng trăm km như vùng Đông Nam
Á thuộc Tây Nam Thái Bình Dương, còn ở vùng địa hình bờ dốc đứng thuộc bờ
Tây châu Mỹ, bờ châu Phi, thềm lục địa có bề rộng không đáng kể. Diện tích
của vùng thềm lục địa chiếm từ 7,5% đến 8% diện tích đáy đại dương thế giới.
Thềm lục địa giữ một vai trò hết sức quan trọng kể cả về tự nhiên, chính
trị xã hội, giao thông vận tải, kinh tế và an ninh quốc phòng của các quốc gia có
biển và có vùng thềm lục địa.
Về tự nhiên, địa hình và cấu trúc đáy thềm lục địa phản ảnh khá cụ th
ể
cấu trúc địa chất vùng bờ kế cận. Vùng nước ở thềm lục địa luôn có sự thâm
nhập của bức xạ mặt trời, hoạt động mạnh của sóng, dòng chảy và triều biên.
Các lớp nước luôn được xáo trộn cả theo phương thẳng đứng cũng như nằm
ngang. Khu vực thềm lục địa tiếp nhận hầu hết các trầm tích - chất vô cơ và hữu
c
ơ tải từ các sông ngòi đổ ra.
Với những đặc điểm tự nhiên đó, thềm lục địa có ý nghĩa kinh tế lớn: khai
thác khoáng sản đặc biệt là dầu khí, giao thông đường biển, khai thác hải sản v.v
Có thể nói, vùng thềm lục địa được coi như một lục địa nữa của các quốc gia với
hơn 1/3 dân số thế giới sống ở khu vực gần bờ này.
Cũng chính vì quy
ền lợi to lớn ở vùng thềm lục địa mang lại cho các quốc
gia có biển mà vấn đề tranh chấp thềm lục địa liên quan đến an ninh, quốc
phòng và chủ quyền quốc gia tại những khu vực chồng lấn thềm lục địa.
Để bảo đảm quyền lợi cho các quốc gia có biển, công ước quốc tế ban
hành về luật biển 1982 có bổ sung thêm một khái niệm khác, đó là:

120
“Thềm lục địa là phần đáy biển kéo dài một cách tự nhiên theo độ

nghiêng của địa hình nằm trong phạm vi có thể khai thác tài nguyên, nơi nào độ
nghiêng bị kết thúc thì kéo dài đến hết phần đặc quyền kinh tế rộng 200 hải lý
tính từ đường cơ sở của quốc gia đó”.
b, Sườn lục địa
Sườn lục địa (2) là phần đáy biển bắt đầu từ mép ngoài của thề
m lục địa. Độ
dốc của nó biến đổi từ 3
0
đến 20
0
. Ở gần các mép đảo núi lửa, độ dốc lớn, có thể tới
40
0
đến 45
0
. Độ dốc trung bình của sườn lục địa trong khoảng từ 3
0
đến 6
0
.
Sườn lục địa đóng vai trò quan trọng trong sự phát triển của vỏ trái đất.
Phần lớn các trung tâm động đất bao trùm vùng ven bờ các đại dương và biển
đều thuộc vùng thềm lục địa. Tại đây thường có các phún trào nham thạch phun
lên liên quan đến hoạt động kiến tạo, gây đột biến về nhiệt độ nước có lúc lên
tới 56
0
C và độ mặn tới 300 ‰.
Giới hạn ngoài của sườn lục địa thường kết thúc ở độ sâu khoảng 2500
mét, diện tích vùng sường lục địa chiếm khoảng 11% diện tích đáy đại dương
thế giới.

c, Lòng chảo đại dương
Phần trũng còn lại với diện tích lớn của đáy đại dương được gọi là lòng
chảo đại dương (3). Khu vực này nằm trong gi
ới hạn độ sâu từ 2.500 mét đến
6000 mét. Độ dốc ở đây rất nhỏ khoảng từ 4’ đến 6’. Diện tích vùng lòng chảo
chiếm 78% diện tích đáy đại dương thế giới.
Trong khu vực này, thực tế có thể chia ra làm ba nhóm địa hình, đó là:
Lòng đại dương (đáy biển thẳm – bình nguyên đáy) được coi như mặt đáy
phẳng, độ dốc nhỏ hơn 1: 1000.
Vùng cao đại dương là một dạ
ng địa hình lớn, kích thước ngang đến hàng
trăm km, tương tự như cao nguyên trên lục địa, song chúng ngăn cách với vùng
núi ngầm bởi các bậc trũng, các vực.
Núi ngầm (5) là những khối nâng ít nhiều biệt lập của vùng đáy đại dương
có dạng tròn hay ellip với độ cao trên 1 km, với độ dốc lớn. Cho đến nay, các
nhà Hải dương học đã phát hiện trên 4200 núi ngầm trên khắp các đại dương,
con số đó chắc ch
ắn còn quá ít so với thực tế. Người ta cho rằng chỉ riêng ở Thái
Bình Dương đã có tới 10
4
núi ngầm tạo thành các chùm, dãy lớn từ 10 đến 100
núi như các quần đảo núi lửa ở Xamoa, Hawai.
Ngoài ba khu vực đã nêu ở trên, các khu vực đáy đại dương có độ sâu
trên 6 km là các vực thẳm đại dương. Các vực này có bề rộng 5 đến 7 km, dài từ
500 đến 700 km (vực Curin – CamChátCa).
Thái Bình Dương có 25 trong tổng số 30 vực sâu của đại dương thế giới.

121

Hình 4.2. Sơ đồ các khu vực địa hình đáy đại dương
4.2.2. Đất đáy đại dương

Việc nghiên cứu đất đáy đại dương và phân loại chất đáy có nhiều căn cứ
khác nhau theo mục đích nghiên cứu, sử dụng. Trong đó, nguồn gốc của chất
đáy có thể bao gồm các yếu tố:
- Lắng đọng trầm tích từ các chất vô cơ, hữu cơ từ quá trình chuyển tải ở
lục địa ra biển và đại dương. Các sản phẩm lắng đọng này
ở vùng thềm lục địa,
sườn lục địa tạo nên chất đáy chủ yếu ở đây, chiếm từ 80% đến 90% thành phần
chất đáy.
Ngoài ra chất đáy có thể do các quá trình hoá học xảy ra trong đại dương,
do phún trào của núi lửa .v.v.
Vì vậy, phân loại chất đáy cũng có nhiều quan điểm: Phân loại theo nguồn
gốc, theo tính chất hàm lượng hoá học, theo kích thước cơ học của các phầ
n tử
(các hạt thành phần) cấu tạo thành chất đáy.
Trong hàng hải, phân loại chất đáy dựa trên cơ sở phân loại theo thành
phần cơ học- tức kích thước, độ lớn của các hạt thành phần (mảnh vỡ).
Bảng 4.2 cho ta biết phân loại chất đáy sử dụng trong hàng hải

Bảng 4.2. Phân loại chất đáy theo kích thước phần tử
TT
TÊN MẢNH VỠ KÍCH THƯỚC
PHẦN TỬ
(mm)
KÍ HIỆU
Việt Nam Tiếng Anh Việt Nam Tiếng Anh
1 Đá tảng rất lớn Rock > 1000 Đ
K
R
K
2 Đá tảng Lớn
Vừa
Nhỏ

Rocky
500 – 1000
250 – 500
100 – 250

Đ
t

Rky
1: Thềm lục địa
2: Sườn lục địa
3: Lòng chảo đại dương
4: Vực sâu đại dương
5: Núi ngầm
1

2
4
3
5

122
3 Đá cục Lớn
Đá hòn Vừa
Nhỏ
Boulder
Cobble
50 – 100
25 – 50
10 – 25

Đ
Blds
Cob
4 Đá Sỏi Lớn
Cuội Vừa
Đá Dăm Nhỏ
Pebbles
Gramute
5,0 – 10
2,5 – 5,0
1,0 – 2,5
Đc
Đ
d
P

Gr
5 Cát Lớn
Cát bùn Vừa
Nhỏ
Sand
Silt
0,5 – 1,0
0,25 – 0,5
0,1 – 0,25
C
C
m

C
B
S
Si
6 Bùn
Bùn cát
Mud
Mudy
0,05 – 0,1
0,01 – 0,05
B
BC
M
7 Đất sét Clay < 0,01 Đ
S
Cl
8 Đá vôi Chalk V C

K
9 Đá san hô Coral Đ
Sh
C
O
4.3. Các mực nước và độ sâu tương ứng
4.3.1. Các mực nước

a, Mực nước lý tưởng (Mực Gieoid): là mực nước khi đại dương hoàn toàn yên
tĩnh và tại mọi điểm trên bề mặt đều vuông góc với phương của trọng lực.
b, Mực nước biển trung bình: là mực nước được xác định theo số liệu trung bình
các lần đo độ cao mực nước ở các trạm đo tại một khu biển và trong một khoảng
thời gian nhất định.
Thông th
ường, ở nhiều quốc gia người ta thường sử dụng mực nước biển
trung bình nhiều năm ở vùng biển có chế độ thủy triều điển hình làm mực chuẩn
0 mét độ cao địa hình để xây dựng bản đồ địa hình trên đất liền.Vì vậy, mực
nước này còn gọi là mực số 0 lục đồ (h
0
: độ cao đê biển).
c, Mực số 0 hải đồ: là mực nước được lấy từ mực nước thủy triều thấp nhất
trong lịch sử quan trắc (nước ròng thấp nhất) ở vùng biển của mỗi quốc gia.
Người ta sử dụng mực nước này làm mực chuẩn 0 mét độ sâu ghi trên Hải đồ
làm cơ sở cho việc xây dựng bản đồ đi bi
ển (Hải đồ)
4.3.2. Các độ sâu tương ứng thường dùng trong hàng hải
a, Độ sâu ghi trên Hải đồ - H
0
: là khoảng cách thẳng đứng từ mực số 0 Hải đồ
tới đáy biển. Như vậy, ta có thể coi đây là độ sâu tối thiểu của hải điểm được thể

hiện trên Hải đồ và tùy thuộc vào độ chính xác của Hải đồ, độ sâu này được coi
là cố định.
b, Độ sâu (độ cao thủy triều)- H
T
: là khoảng cách thẳng đứng tính từ mực số 0
Hải đồ đến mặt biển. Độ sâu này liên tục thay đổi theo thời gian và khu biển tùy
thuộc vào hoạt động của chế độ thủy triều.

123
c, Độ sâu thực tế - H: từ những quy ước của hai độ sâu trên, ta có độ sâu thực tế
của mỗi hải điểm trên biển (từ mặt nước đến đáy biển) chính bằng tổng của hai
độ sâu trên.
H = H
0
+ H
T

Tuy nhiên cần hiểu độ sâu thực tế theo nghĩa đen của nó là: tại một thời
điểm nhất định, độ sâu thực tế của mỗi hải điểm còn phụ thuộc vào trạng thái
mặt biển (sóng biển, sự thay đổi khí áp). Vì vậy, ngoài việc xác định độ sâu thực
tế theo biểu thức trên, cần tính đến những yếu tố tham gia vào sự thay đổi giá trị
của nó. Các m
ực nước và độ sâu được mô tả ở hình 4.3.

Hình 4.3. Sơ đồ các mực nước và độ sâu tương ứng
4.4. Các tính chất vật lý, hóa học của nước biển
4.4.1. Một số khái niệm hiện đại về cấu trúc phân tử của nước.

a, Các tính chất dị thường của nước
Nước bao gồm 11,9% Hydro (H) và 88,81% Oxy (O

2
), trong đó thể tích
Hydro lớn hơn Oxy 2,00285 lần.
Nếu xem nước là một vật thể vật lý, ta có thể nhận thấy nhiều đặc điểm dị
thường của nước khác biệt với một số các vật thể vật lý khác. Sau đây là một số
tính chất quan trọng nhất.
- Từ lý thuyết động học thấy rằng: khi nhiệt độ tăng từ 0
0
C đến 4
0
C, mật độ
nước tăng và đạt cực đại tại 4
0
C, nhiệt độ tiếp tục tăng thì mật độ nước lại giảm.
- Khi đóng băng, thể tích nước sẽ tăng lên (khoảng 10%). Mật độ băng
của nước ngọt khoảng 0,9 g/cm
3
. Trong khi đó mật độ của đa số các vật thể khác
đều tăng khi chuyển từ trạng thái lỏng sang trạng thái rắn.
- Nước có nhiệt dung riêng rất lớn. Khi băng tan (0
0
C) nhiệt dung riêng
tăng từ 0,49 ở pha rắn lên tới 1,009 ở pha lỏng, nếu tiếp tục tăng nhiệt độ đến
40
0
C nhiệt dung riêng giảm sau đó mới bắt đầu tăng.
- Băng có nhiệt nóng chảy cực lớn và bằng 79,4 cal/g tức là ở 0
0
C năng
lượng ẩn của nước và băng khác nhau khoảng 80 calo.

H
T
h
o
Mực nước thực tế

H
0
H

Mực nước trung bình

Mực số 0
hải đồ


124
- Nhiệt ẩn bốc hơi rất lớn và bằng 539 cal/g ở nhiệt độ 100
0
C.
- Hằng số điện môi ε của nước tại nhiệt độ 20
0
C bằng 81 đơn vị CGSE
còn ở đa số các vật thể khác chỉ trong khoảng 2 đến 3 đơn vị.
Như vậy, xét về tính chất hoá học với hằng số điện môi cao như vậy dẫn
đến hậu quả trực tiếp là nước có tính chất dễ làm ion hoá (tức làm phân ly các
chất hoà tan thành ion) và có khả năng hoà tan lớn.
- Hệ số khúc xạ ánh sáng trong nước là n = 1,34. Trong khi đó theo lý
thuyết sóng ánh sáng thì hệ số này phả
i bằng: 9=ε=n

Các tính chất dị thường nói trên có thể giải thích trên cơ sở cấu trúc phân
tử nước. Trong phạm vi tài liệu này, chúng ta không đi sâu phân tích cơ sở lý
thuyết phức tạp này.
b, Các đồng vị của Oxy và Hydro - nước nặng
Như trên đã nói, Oxy và Hydro là hai nguyên tố cơ bản của nước, quyết
định trạng thái tập hợp và các tính chất cơ bản của nó.
Trước những năm 30 của thế kỷ này, người ta cho rằ
ng, tất cả các chất
trong đó có Oxy và Hydro đều là những nguyên tố hoá học đơn giản hoặc là hợp
chất của chúng. Do lúc bấy giờ người ta không xác định được khối lượng tuyệt
đối của hạt nhân nguyên tử mà chỉ xác định được trọng lượng nguyên tử qui ước.
Sau này, khoa học phát triển, khi tiến hành thử nghiệm để xác định khối
lượng hạt nhân nguyên tử, người ta phát hiện ra rằng, những ch
ất mà trước đây
cho là những nguyên tố hoá học đơn giản, thực ra là hỗn hợp của một số nguyên
tố các đồng vị có nguyên tử lượng hay khối lượng hạt nhân gần bằng nhau. Sở dĩ
có sự khác nhau về khối lượng là do tính chất vật lý giữa các hạt nhân tuy cùng
có một số lượng Proton nhưng số lượng Nơtron khác nhau.
Đến nay, người ta đã phát hiện Hydro có năm đồng vị, trong
đó có ý
nghĩa nhất là hai đồng vị H
1
với số khối bằng 1, gồm 1 Proton được gọi là Hydro
nhẹ. Đồng vị H
2
= D với số khối bằng 2, bằng tổng của 1 Proton và 1 Nơtron,
được gọi là Đơteri.
Đồng vị H
3
= T với số khối bằng 3, bằng tổng của 1 Proton và 2 Nơtron,

được gọi là Triti, là chất đồng vị phóng xạ. Do nguyên tử không bền vững nên
đồng vị này thực tế không thể phát hiện được trong nước tự nhiên.
Tương tự như vậy, bằng thực nghiệm, người ta cũng phát hiện được một
số đồng vị của Oxy.
Đồng vị O
16
với số khối 16 bằng tổng của 8 Proton và 8 Nơtron. Đồng vị
O
17
với số khối 17 bằng tổng của 8 Proton và 9 Nơtron. Đồng vị O
18
với số khối
18 bằng tổng của 8 Proton và 10 Nơtron. Cũng qua thực nghiệm, người ta thu
được các đồng vị không bền vững O
15
và O
19
, thực tế không phát hiện thấy trong

125
nước tự nhiên.
Sự tồn tại các đồng vị của Hydro và Oxy chứng tỏ rằng, nước là hỗn hợp
của tất cả các hợp chất đồng vị của Oxy và Hydro.
Các phân tử nước tinh khiết H
2
1
O
16
chiếm khối nước cơ bản và gồm
99,73% tổng thể tích nước. Phần thể tích còn lại thuộc về các hợp chất phân tử

của những đồng vị Hydro H
2
, Oxy O
17
, O
18
với các tỷ lệ kết hợp khác nhau
không những giữa chúng mà còn với các nguyên tử đơn giản H
1
và O
16
. Các hợp
chất như vậy được gọi là “nước nặng”.
Bảng 4.3 dưới đây sẽ trình bày hàm lượng phần trăm các thành phần của
nước (theo nhà vật lý ĐiTơRích) để so sánh, ở cột cuối cùng của bảng ghi các
nguyên tố hoà tan trong nước với các hàm lượng gần với hàm lượng các thành
phần nước nặng tương ứng.
Bảng 4.3. Các thành phần của nước
PHÂN TỬ
NƯỚC

% CỦA TỔNG
THỂ TÍCH NƯỚC
% CỦA THỂ TÍCH
NƯỚC NẶNG

NỒNG ĐỘ TƯƠNG ỨNG
VỚI CHẤT HOÀ TAN
TRONG NƯỚC BIỂN
H

1
2
O
16
99,73
H
1
2
O
18
0,20 73,5 Magiê
H
1
2
O
17
0,04 14,7 Can xi
H
1
O
15
H
2
0,032 11,8 Ka li
H
1
O
18
H
2

0,00006 0,022 Argon
H
1
O
17
H
2
0,00001 0,003 Phốt pho
H
2
2
O
16
0,000003 0,001 Sắt
H
2
2
O
18
0,000000006 0,000002 Thuỷ ngân
H
2
2
O
17
0,000000001 0,0000003 Vàng
Như vậy, theo bảng 4.3, nước nặng Oxy H
1
2
O

18
chiếm ưu thế. Hợp chất
phân tử H
2
2
O
16
(D
2
O) được gọi là nước nặng Hydro. Hợp chất phân tử Triti H
3

(T) được gọi là nước cực nặng và trong đại dương chiếm một tỉ lệ nhỏ bé.
Nước được coi như là một dung môi, có đặc tính hoà tan các chất khác nhau
nhờ tính phân cực mạnh và mô men lưỡng cực lớn của các phân tử. Như vậy, xét
về lý thuyết không có chất nào không hoà tan trong nước nếu không hạn chế về
thời gian. Vì thế, trong thiên nhiên không có nước tinh khiết về mặt hoá học.
Nước biển khác với nước ng
ọt ở lục địa ở chỗ nó giàu thành phần các chất
hoà tan hơn. Vì vậy nên tất cả các tính chất của nó đều khác với nước ngọt. Ảnh
hưởng của các chất hoà tan làm biến đổi tính chất của nước biển đến mức có thể
xem nước biển là một dung dịch yếu, do đó nó bị Ion hoá hoàn toàn, đồng thời
chứa một lượng lớn các hạt lửng lơ. Sự tồ
n tại của các tạp chất lơ lửng trong

126
nước có ảnh hưởng lớn đến các hiện tượng quang học, âm học và các hiện tượng
khác xảy ra trong đại dương.
Nước tinh khiết H
1

2
O
16
và các thành phần nước nặng có nhiều tính chất và
đặc điểm rất khác nhau. Bảng 4.4 dưới đây của Fritsman thiết lập cho thấy sự
khác nhau về tính chất vật lý giữa nước tinh khiết H
1
2
O
16
và nước nặng Hydrô
H
2
2
O
16
(D
2
O).
Bảng 4.4. Các tính chất vật lý của nước thường và nước nặng
CÁC TÍNH CHẤT VẬT LÝ
H
1
2
O
16
D
2
O
Mật độ ở 20

0
C 0,9982 1,1056
Nhiệt độ khi mật độ cực đại (
0
C) 4 11,6
Nhiệt độ sôi (
0
C) 100 101,12
Nhiệt độ đóng băng (
0
C) 0 - 3,3
Hằng số điện môi tại 20
0
C (CGSE) 82 80,5
Độ nhớt ở 20
0
C (POAZO) 0,010182 0,0120
Sức căng mặt ngoài (đyn/cm
2
) 72,75 67,8
4.4.2. Thành phần hoá học và độ muối của nước biển
a, Thành phần hoá học của nước biển
Như trên đã nêu, về mặt lý thuyết có thể tìm thấy trong nước biển hầu hết các
chất có trong tự nhiên. một số chất với hàm lượng rất nhỏ chỉ có thể tìm thấy trong
các cơ thể sống như : Coban, Niken, Thiếc có trong tôm hùm, sò
Ngoài các chất khoáng rắn, trong nước biển còn hoà tan một số chất khí
như Oxy, Nitơ, Argon, Axit Cacbonic, Đihydro Sunfua .v.v. và một số chất hữu
c
ơ có nguồn gốc ở lục địa hay đại dương.
Số lượng trung bình các chất rắn hoà tan trong nước đại dương thế giới về

trọng lượng chiếm khoảng 3,5% (một số biển đạt tới 4% - Hồng Hải).
Các chất hoà tan có tỷ lệ trong nước biển đáng kể là: Clo - 1,9%, Natri:
1,06%, Magiê - 0,13%, Lưu huỳnh - 0,088%, Can xi - 0,04%, Ka li - 0,038% ,
Brôm - 0,0065%, Các bon - 0,003%.
Các nguyên tố hoà tan trong nước quan trọng nhất thường tìm thấy dưới
dạng hợp ch
ất (các muối). Trong đó các hợp chất cơ bản là:
- Các hợp chất có gốc Clorua: NaCl, MgCl
2
với hàm lượng bằng 88,7%
tổng các muối hoà tan, chúng làm cho nước có vị mặn.
- Các hợp chất có gốc Sunfat: MgSO
4
, CaSO
4
, K
2
SO
4
chiếm 10,8%.
- Các hợp chất có gốc Cacbonat: CaCO
3
chiếm 0,3%.
Cho đến nay, trong suốt quá trình nghiên cứu đại dương thế giới tồn tại
cùng lịch sử trái đất, thành phần hoá học của nước biển thay đổi không đáng kể

127
thể hiện tính ổn định cao của nó.
b, Độ muối của nước biển
Lượng các chất khoáng rắn hoà tan (các muối) tính bằng gam có trong

một ki lô gam nước biển được gọi là độ muối (hay độ mặn) của nước biển.
Như vậy, độ muối được thể hiện qua mối quan hệ g/kg hay ‰ (phần
nghìn) và ký hiệu bằng S.
Như phần trên đã nêu, các hợp chất khoáng r
ắn hoà tan chiếm thành phần
lớn nhất là các muối có gốc Clorua: 88,7%. Qua phân tích các mẫu nước mặn ở
các vùng khác nhau của đại dương thế giới, người ta thấy rằng, hàm lượng Clo
chiếm không ít hơn 55,21% và không nhiều hơn 55,34% so với trọng lượng tất cả
các chất hoà tan. Từ đó, người ta áp dụng phương pháp xác định độ mặn bằng
định lượng Clo trong nước biển. Trong nước biển, các muối hoà tan phân ly thành
các Ion tích điệ
n dương là các Cation (nguyên tử Hydro và các kim loại), các ion
tích điện tích âm là các anion (những nguyên tử còn lại sau khi phân ly).
Lượng ion chứa trong nước biển định lượng bằng phương pháp phân ly
được thể hiện trong bảng 4.5 dưới đây:
Bảng 4.5. Lượng các ion chính chứa trong nước biển
CÁC ION

LƯỢNG ION (G) CÓ TRONG
1KG NƯỚC BIỂN VỚI S= 35‰
TỶ LỆ %
Anion
Ion Clo (Cl’) 19,378 55,04
Ion Brôm (Br
’
) 0,067 0,19
Ion Sun phat (SO
4
’’) 2,704 7,68
Ion Cacbonat (CO

3
’) 0,166 0,48
Cation
Ion Natri (Na
*
) 10,670 30,61
Ion Kali (K
*
) 0,388 1,10
Ion Magiê (Mg
*
) 1,299 3,64
Ion Canxi (Ca
*
) 0,425 1,20
35,000 100
Trên cơ sở đó, bằng thực nghiệm, các nhà Hải dương học đã thiết lập hệ
thức giữa độ muối và hàm lượng Clo bằng công thức (4.1).
S‰ = 0,030 + 1,8050 Cl (4.1)
Công thức (4.1) dùng để xác định độ mặn (độ muối) trên cơ sở định lượng
các ion Clo có trong 1 kg nước biển tính theo quan hệ g/kg hay ‰.
Tuy vậy, ở các biển kín, thành phần muối có thể khác so với biển khơi
nên ở các biể
n này cần sử dụng các hệ thức phù hợp để lập bảng tính độ muối

128
cho biển đó.
Chẳng hạn, ở biển Azốp (Liên xô cũ) sử dụng hệ thức sau:
S‰ = 0,23 + 1,79 Cl (4.2)
Hoặc ở biển Caxpien sử dụng hệ thức:

S‰ = 0,14 + 2,386 Cl (4.3)
Hiện nay đã có phương pháp hoàn thiện hơn để tính độ muối dựa vào độ
dẫn điện của nước biển. Bằng các dụng cụ tinh vi, hiện đại, người ta đo
độ dẫn
điện của nước biển, theo kết quả đó tổ chức văn hoá giáo dục Liên Hợp Quốc
UNESCO và viện Hải dương học Anh đã công bố các bảng Hải dương học quốc
tế. Khi lập các bảng này, người ta dựa vào hệ thức quy ước giữa độ muối và độ
Clo như sau:
S‰ = 1,8655 Cl % (4.4)
Để tính toán cụ thể độ muối ở các vùng, b
ằng mối quan hệ giữa độ muối và độ
dẫn điện tương đối R
15
được thiết lập trên cơ sở xác định Clo và R
15
.
Độ dẫn điện tương đối R
15
là tỷ số giữa độ dẫn điện của mẫu nước đang
xét với độ dẫn điện của nước biển có S = 35‰ ở cùng nhiệt độ 15
0
C và áp suất
là 1 atmotphe.
Sau khi chuyển độ Clo thành độ muối theo hệ thức trên (4.4), bằng
phương pháp bình phương tối thiểu, người ta tính độ muối theo công thức dưới
dạng đa thức sau đây:
S‰ = - 0,08996 + 28,29720R
15
+ 12,80832R
2

15
-
- 10,67869R
3
15
+ 5,98624R
4
15
- 1,32311R
5
15
(4.5)
So sánh cách tính toán bằng phương pháp định lượng Clo theo các công
thức (4.1), (4.2), (4.3) cho kết quả sai số với hàm lượng muối thực không quá
0,25%, còn theo phương pháp bình phương tối thiểu cho kết quả sai số không
quá 0,002% - 0,005%.
4.4.3. Dự trữ kiềm - phản ứng hoạt của nước biển
Do có các chất khí hoà tan trong nước dẫn đến xuất hiện các axit, trong đó
chủ yếu là axit Cacbonic (H
2
CO
3
) được tạo thành do khí CO
2
liên kết với nước:
CO
2
+ H
2
O = H

2
CO
3
(4.6)
Sau khi phân ly, cho ion Cacbonat:
H
2
CO
3
= H
+
+ HCO
3
-
(4.7)
Tiếp tục phân ly, ion Bicbonat:
HCO
3
-
= H
+
+ CO
3
2-
(4.8)
Vì vậy, khi xuất hiện ion H
+
, nước có tính chất kiềm. Độ kiềm của nó phụ
thuộc vào dự trữ kiềm. Dự trữ kiềm có thể biểu diễn bằng lượng axit cần thêm vào
một thể tích nước nhất định, sao cho trong đó không còn tồn tại các ion Cacbonat,

129
Bicacbonat và các phân tử axit Cacbonic không bị phân ly.
Hàm lượng Hydro có liên quan chặt chẽ với sự phân ly của axit Cacbonic
cũng như với hàm lượng ion Cacbonat (CO
3
-
) và Bicacbonat (HCO
3
-
) tức là với
dự trữ kiềm.
Như phần trên đã nói, sau hai lần phân ly axit Cacbonic sẽ dẫn đến hình
thành các ion Hydro.
Nồng độ của chúng quyết định cái gọi là phản ứng hoạt của nước biển.
Phản ứng này đặc trưng cho sự cân bằng giữa axit Cacbonic với Cacbonat làm
cho nước biển trở thành kiềm. Vì vậy, phản ứng hoạt (nồng độ ion Hydro) quyết
định độ phân ly của axit Cacbonic trong điề
u kiện cân bằng với các ion
Cacbonat và Bicacbonat.
Đối với nước cũng như đối với bất kỳ chất điện phân nào, tồn tại tỷ số
nồng độ giữa phần phân ly và phần không phân ly.

[
]
[
]
[]
OH
K

OH
OHH
2
2
=
−+
(4.9)
Ở đây,
OH
K
2
là hằng số số phân ly của nước. Bằng thực nghiệm người ta
đã xác định nồng độ ion Hydrô trong nước bằng một phần mười triệu nồng độ
chuẩn (dung dịch chuẩn các Ion Hydro là dung dịch 1 gam H
+
trong một lít
nước). Do đó, trong 1 lít nước trung tính có 10
-7
gam ion Hydro.
Vì vậy, nếu nồng độ ion Hydro (H
+
) bằng nồng độ ion Hydroxyn (OH
-
) thì có
nước trung tính (H
+
= OH
-
= 10
-7

g), nếu số ion Hydro nhiều hơn (H
+
>10
-7
g) thì nước
có tính axit, còn nếu số ion Hydro nhỏ hơn (H
+
<10
-7
g) thì nước có tính kiềm.
Người ta quy ước biểu diễn nồng độ ion Hydro qua số mũ luỹ thừa (hay
logarit thập phân) của nó nhưng với dấu ngược lại và gọi là độ pH.
PH = - lg [H
+
] (4.10)
Khi đó, với pH = 7 nước trung tính; pH >7 nước có tính kiềm; pH < 7
nước có tính axit.
Nồng độ Hydro có liên quan chặt chẽ với axit Cacbonic tự do và liên kết.
Người ta xác định rằng, độ pH tăng khi nồng độ của ion Cacbonat tăng và nồng
độ khí Cacbonic tự do (CO
2
) giảm.
Ở biển khơi, độ pH dao động giữa 7,8 và 8,8. Mùa hè, khi thực vật phù du
tiêu thụ nhiều Cacbonic của lớp nước mặt độ pH tăng lên, mùa đông khi độ hô
hấp trội hơn làm tăng CO
2
thì pH giảm. Theo độ sâu do sự tăng áp suất làm tăng
độ phân ly axit Cacbonic làm cho nước có tính axit nhiều hơn.
4.4.4. Mật độ, trọng lượng riêng và thể tích riêng của nước biển
Một trong những đặc trưng quan trọng nhất là mật độ cùng với các khái

niệm liên quan với nó là trọng lượng riêng và thể tích riêng.

130
a, Mật độ nước biển
Trong vật lý, mật độ (hay tỷ trọng) của một chất nào đó là khối lượng của
một đơn vị thể tích chất đó. Theo hệ CGS có đơn vị đo là g/cm
3
.
Mật độ nước biển trong hải dương học được xác định là Tỷ số giữa trọng
lượng một đơn vị thể tích nước biển ở nhiệt độ tại thời điểm quan trắc, với trọng
lượng một đơn vị thể tích nước cất ở nhiệt độ 4
0
C, tức nhiệt độ ứng với mật độ
lớn nhất, biểu thị bằng ký hiệu
0
0
4
t
S . Mật độ nước biển
0
0
4
t
S về trị số đúng
bằng mật độ vật lý, vì khối lượng của 1 cm
3
nước cất ở nhiệt độ 4
0
C bằng 1. Tuy
nhiên, theo định nghĩa trên, khái niệm mật độ nước biển không đồng nhất với

khái niệm vật lý về mật độ và như vậy, nó không có thứ nguyên.
Trong một số tài liệu, người ta sử dụng khái niệm mật độ là tỷ trọng.
Mặc dù vậy, trong các tính toán vật lý có sử dụng mật độ nước biển cần
đưa vào thứ nguyên của nó coi như mật độ vật lý là g/cm
3
.
Giá trị của mật độ nước biển lớn hơn 1 (giá trị trung bình đối với các đại
dương là 1,025 g/cm
3
), do vậy để đơn giản việc ghi chép, rút gọn trị số, người ta
đưa khái niệm
mật độ qui ước biểu thị bằng δ
t
.
Theo qui ước này, phần giá trị đơn vị được bỏ đi và dấu phẩy sau hàng
đơn vị được chuyển tới sau hàng thứ ba bên phải.
δ
t
= (
0
0
4
t
S -1). 10
3
(4.11)
Giá trị của mật độ nước biển được xác định qua giá trị trọng lượng riêng
của nước biển ở nhiệt độ 17,5
0
so với nước cất ở cùng nhiệt độ

0
0
5,17
5,17
S hoặc
trọng lượng riêng của nước biển ở nhiệt độ 0
0
so với nước cất ở nhiệt độ 4
0
C:
0
0
4
0
S .
Trên thực tế, để đơn giản việc ghi chép cũng như với mật độ qui ước,
người ta dùng khái niệm
trọng lượng riêng qui ước ở nhiệt độ 17,5
0
C là:

ρ
17,5
= (
0
0
5,17
5,17
S
-1) .10

3
(4.12)
Trọng lượng riêng qui ước ở nhiệt độ 0
0
là:

ρ
0
= (
0
0
0
t
S -1) .10
3
(4.13)
b, Thể tích riêng
Trong nhiều trường hợp tính toán thuỷ hoá và các yếu tố hải dương, để thuận

131
tiện người ta dùng khái niệm thể tích riêng ở một nhiệt độ nào đó
0
0
4
t
α là đại
lượng nghịch đảo của mật độ nước biển:

0
0

4
t
α =
0
0
4
1
t
S

(4.14)
Vì mật độ nước biển (với giá trị độ mặn lớn hơn 6‰) ở bất kì nhiệt độ
nào đều lớn hơn 1 nên thể tích riêng luôn ở giá trị 0,9 <
0
0
4
t
α < 1,0. Như vậy,
cũng để tiện tính toán, người ta dùng
thể tích riêng qui ước V
t
.
V
t
= (
0
0
4
t
α - 0,9) . 10

3
(4.15)
Mật độ nước biển phụ thuộc vào độ mặn và nhiệt độ nước biển. Khi độ
mặn tăng, mật độ tăng vì trong nước có các chất hoà tan với trọng lượng riêng
lớn hơn nước.
Khi nhiệt độ biến thiên, mật độ nước biển thay đổi theo qui luật phức tạp
hơn. Đối với nước ngọt, mật độ cực đại ở t
0
= 4
0
C, như vậy, khi nhiệt độ giảm
dưới 4
0
C và tăng lên trên 4
0
C mật độ giảm. Nước biển do có độ mặn nên nhiệt
độ mật độ cực đại (
θ
) cũng như nhiệt độ đóng băng (τ) biến thiên tuỳ thuộc vào
giá trị độ mặn.
Tính chất biến thiên này được biểu thị bằng giá trị ở bảng 4.6 và hình 4.4
dưới đây:
Bảng 4.6. Nhiệt độ tỷ trọng cực đại và đóng băng phụ thuộc độ mặn
S‰
θ
(
0
C)
τ(
0

C)
S
‰
θ
(
0
C)
τ(
0
C)
0 3,95 0,00 20 -0,31 -1,07
5 2,93 - 0,27 25 -1,40 - 1,35
10 1,86 - 0,53 30 -2,47 - 1,63
15 0,77 - 0,80 35 -3,52 - 1,91
Với giá trị của bảng 4.6, ta vẽ được biểu đồ ở hình 4.4 cho thấy rằng khi
độ mặn tăng, cả hai nhiệt độ đều giảm hầu như theo đường thẳng. Với trị số độ
mặn bằng 25
‰ (chính xác hơn là 24,695‰) hai đường biến thiên cắt nhau ở
cùng giá trị nhiệt độ xấp xỉ -1,40
0
C.
Khi giá trị độ mặn nhỏ hơn 25
‰, nhiệt độ tỷ trọng cực đại có trị số lớn
hơn nhiệt độ đóng băng như nước ngọt. Với độ mặn lớn hơn 25
‰, nhiệt độ tỷ
trọng cực đại thấp hơn nhiệt độ đóng băng. Trong thực tế, thứ nước đó không

132
bao giờ lạnh tới nhiệt độ tỷ trọng cực đại vì nó đã đóng băng rồi. Người ta qui
ước nước có độ mặn nhỏ hơn 25

‰ là nước lợ hay nước pha ngọt, còn cao hơn
gọi là nước biển.

Hình 4.4. Biểu đồ biểu thị sự phụ thuộc vào độ muối của
nhiệt độ tỷ trọng cực đại và nhiệt độ đóng băng
4.4.5. Áp suất của nước biển, hệ số nén thực
a, Áp suất của nước biển (áp suất thủy tĩnh)
Áp suất của nước biển (hay còn gọi là độ nén) là áp lực của cột nước tác
dụng lên một đơn vị diện tích tại một độ sâu nào đó.
(áp suất thuỷ tĩnh)
Trong Hải dương học, người ta đo áp lực nước (P) bằng giá trị, cứ qua 10
mét độ sâu thì áp lực tăng lên 1 bar. Tương tự như đo áp suất khí quyển, đơn vị
đo 1bar = 10
6

2
cm
dyn
; 1 dexibar = 10
-1
bar; 1 milibar = 10
-3
bar. Người ta còn đo
áp suất nước biển bằng đơn vị atmotphe (atm), 1atm = 1 bar. Theo đó tăng độ
sâu 10 mét thì áp suất tăng 1bar = 1 atm, tăng 1 mét, áp suất tăng 1 dexibar.
b, Hệ số nén thực
Dưới tác dụng của áp suất các lớp nước phía trên nén xuống, nước biển bị
nén và thể tích riêng giảm một lượng
dP
d

α
. Tỷ số giữa độ biến đổi thể tích riêng
dưới tác dụng của áp suất
dP
d
α
và giá trị của chính thể tích riêng
α
được gọi là
hệ số nén thực K của nước biển.
0
5
10 15 20 25 30 35 40 S
0
/
00
-4
-3
-2
-1
0
1
2
3
4
0
C
τ
θ

133
K =
dP
d
α
α
1

(4.16)
Khi tính thể tích riêng trong điều kiện tự nhiên, người ta sử dụng hệ số
nén trung bình μ liên quan với hệ số nén thực bởi hệ thức sau:

P
dP
d
P
K
μ−
μ
+μ
=
1

(4.17)
Áp suất của nước biển ảnh hưởng đến quá trình nghiên cứu về dòng chảy
mật độ, sự biến đổi đoạn nhiệt của nước biển, độ ổn định, vận tốc âm Người
ta tính toán rằng, nếu không tính đến độ nén thì mực nước đại dương sẽ cao hơn
thực tế khoảng 30 mét.
4.4.6. Các tính chất nhiệt của nước biển
a, Nhiệt dung riêng của nước biển

Nhiệt dung riêng là lượng nhiệt cần thiết để nung nóng 1 gam nước biển
lên 1
0
C.
Nhiệt dung riêng của nước biển phụ thuộc vào áp suất - nhiệt dung đẳng áp
C
P
và vào thể tích – nhiệt dung đẳng tích C
V
, ngoài ra các nhiệt dung đẳng áp,
đẳng tích còn phụ thuộc vào nhiệt độ và độ muối. Nhiệt dung đẳng áp C
P
là đặc
trưng vật lý quan trọng nhất, nhiệt dung đẳng tích C
V
chỉ có ý nghĩa khi nghiên
cứu quá trình truyền âm, vì khó đo đạc trực tiếp nên C
V
thường xác định theo C
P
.
Nhà Hải dương học N.N.Zubốp đã thành lập bảng tính nhiệt dung đẳng áp
C
P
phụ thuộc vào nhiệt độ và độ mặn nước biển theo bảng 4.7 dưới đây.
Bảng 4.7. Nhiệt dung đẳng áp phụ thuộc vào t và s
t
0
C
S

‰
0 10 20 30 40
0 1,009 0,997 0,959 0,947 0,935
10 1,002 0,970 0,953 0,941 0,929
20 0,999 0,967 0,950 0,938 0,926
30 0,998 0,966 0,949 0,937 0,925
Qua bảng 4.7 ta thấy khi nhiệt độ và độ mặn nước biển tăng, nhiệt dung
riêng giảm, khi áp suất tăng, nhiệt dung riêng cũng giảm. Ví dụ, nước biển có
độ mặn 34,85
‰ và nhiệt độ 0
0
C dưới áp suất 1000 dexibar (độ sâu 1000 mét)
có C
P
= 0,926 còn dưới áp suất 10.000 dexibar (10.000 mét), C
P
= 0,872
đôg
cal
.
.
Nhiệt dung đẳng tích C
V
của nước biển nhỏ hơn nhiệt dung đẳng áp và có
thể tích theo giá trị C
P
dựa trên các nguyên lý nhiệt động học thứ nhất, thứ hai và

134
phương trình trạng thái. Công thức tính toán có dạng:

I
K
eT
CC
PV
.

2
α
−=
(4.18)
Trong đó: T - nhiệt độ tuyệt đối; α - thể tích riêng; e - hệ số giãn nở nhiệt;
K - hệ số nén thực; I - đương lượng cơ của công.
Thông thường trong tính toán, người ta sử dụng tỷ số giữa hai nhiệt dung :
V
P
C
C
=γ dùng để tính vận tốc truyền âm trong nước biển.
Đối với nước cất ứng với nhiệt độ 4
0
C (mật độ cực đại) và dưới áp suất
khí quyển tiêu chuẩn
γ
= 1. Khi nhiệt độ tăng,
γ
tăng và đạt 1,1022 ở 90
0
C.

Đối với nước mặn, theo tính toán của nhà Hải dương học Ekman, với độ
muối 34,85
‰, dưới áp suất khí quyển,
γ
tăng từ 1,0004 ở 0
0
C lên 1,0207 ở
30
0
C. Khi áp suất tăng,
γ
tăng. Ví dụ: ở 0
0
C dưới áp suất 10.000 dexibar thì

γ
= 1,0126.
Do nhiệt dung của nước lớn hơn nhiệt dung của lục địa nên gây ảnh
hưởng lớn đến tính chất các quá trình nhiệt và động học xảy ra trong khí quyển,
nó có ý nghĩa điều hoà nhiệt độ: đại dương dự trữ nhiệt vào mùa nóng và dần
dần cung cấp nhiệt cho khí quyển vào mùa lạnh.
b, 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 gradien nhiệt độ khi
gradien nhiệt độ có giá trị bằng đơn vị.
Nó được đặc trưng bởi hệ số dẫn nhiệt phân tử H, nếu sự truyền nhiệt
được thực hiện bởi các phân tử nước trong chuyển động hỗn loạn của chúng
hoặc bởi hệ số dẫn nhiệt rối, nếu sự truyền nhiệt được thực hiện bởi những khối
nước trong chuyển động cuộn xoáy (rối) của chúng.
Tổng lượ

ng nhiệt Q chuyển vận do truyền nhiệt phân tử, được xác định
bởi công thức:
Q = H
dz
dt
(4.19)
Trong đó:
dz
dt
là gradien nhiệt độ theo phương thẳng đứng.
Trong đại dương, sự biến đổi nhiệt độ hay gradien nhiệt độ theo phương
thẳng đứng là lớn nhất, nó lớn hơn theo phương ngang 10
6
đến 10
7
lần. Tuy vậy,
phương thức truyền nhiệt thẳng đứng cũng xảy ra rất chậm vì hệ số dẫn nhiệt
phân tử H rất nhỏ. Chẳng hạn đối với nước cất ở nhiệt độ 15
0
C, hệ số đó bằng

135
1,39 . 10
-3
Cal/cm.độ còn với nước mặn có giá trị nhỏ hơn (khoảng 1,33.10
-3
) và
hệ số dẫn nhiệt này sẽ tăng khi nhiệt độ và áp suất tăng.
Kết quả tính toán bằng thực nghiệm cho thấy rằng, nếu nhiệt độ trên mặt
biển bằng 0

0
C sau đó tăng lên 30
0
C rồi giữ nguyên không đổi thì bằng phương
thức truyền nhiệt phân tử phải qua 1000 năm sau, nhiệt độ nước ở độ sâu 300
mét chỉ bằng 3
0
C.
Độ dẫn nhiệt phân tử chỉ có ý nghĩa khi biển ở trạng thái ổn định hoặc các
hạt nước chuyển dịch dưới dạng song song. Trong thực tế, trong lòng biển và đại
dương, các trạng thái trên hầu như không tồn tại. Vì vậy, trong thực tế nước
trong đại dương luôn thực hiện dạng xáo trộn rối dẫn đến sự dẫn nhiệt rối, còn
dẫn nhiệt phân tử
có thể bỏ qua.
c, Ẩn nhiệt bốc hơi - tiềm nhiệt đóng băng

Ẩn nhiệt (nhiệt ẩn) bốc hơi là lượng nhiệt tính bằng calo chi phí cần thiết
để biến 1 gam nước thành hơi nước ở cùng một nhiệt độ
(quá trình này ngược
với ẩn nhiệt ngưng kết tức là ngưng tụ 1 gam hơi nước).
Đối với nước cất trong khoảng nhiệt độ từ 0
0
C đến 30
0
C, ẩn nhiệt bốc hơi
tính bằng công thức:
L = 596 - 0,52 t
g
cal
(4.20)

Công thức này cũng được áp dụng để tính lượng bốc hơi của nước biển.
Qua công thức (2.20) ta thấy ẩn nhiệt hoá hơi của nước biển rất lớn, với
nhiệt độ nước biển < 100
0
C, giá trị này cũng lớn hơn 590 cal/g. Ẩn nhiệt hoá hơi
đóng vai trò quan trọng trong cân bằng nhiệt của mặt phân cách giữa đại dương
và khí quyển. Lượng nhiệt này cùng với hơi nước truyền vào khí quyển với
thành phần dương và là phần âm của đại dương.

Ẩn nhiệt tạo băng (tiềm nhiệt đóng băng) là lượng nhiệt tính bằng calo
toả ra khi chuyển 1 gam nước thành băng ở cùng nhiệt độ.
Cũng lượng nhiệt
như vậy, để biến 1 gam băng chảy thành nước được gọi là nhiệt ẩn nóng chảy
của băng. Đối với nước ngọt, lượng nhiệt này bằng 79,67 cal/g ở 0
0
C.
Bảng 4.8. Lượng nhiệt (cal) cần thiết để làm nóng chảy
1 gam băng biển ở nhiệt độ t và độ muối s (N.N.Zubốp)
t
0
C
S
‰
0 5 10 15
-1,0 80 64 28 17
-5,0 83 78 72 67
-10,0 85 85 79 76

136
Đối với băng biển, khi băng tan, nhiệt độ tăng liên tục nên ta xem xét khái

niệm này là số ca lo cần thiết để làm tan hết 1 gam băng biển với nhiệt độ ban đầu là
t. Lượng nhiệt đó được chi phí để làm nóng chảy số băng tinh khiết chứa trong băng
biển và để làm tăng nhiệt độ băng tinh khiết và nước muối tạo thành khi băng tan.
Lượng nhiệt đó được tính toán trong bảng 4.8 phía trên
ứng với độ muối từ 15‰.
d, Nhiệt độ nước biển
Nhiệt độ nước biển là đại lượng vật lý đặc trưng cho nhiệt độ của một thể
tích giới hạn của nước biển.
Trong Hải dương học, nhiệt độ nước biển tầng mặt được xác định bằng
nhiệt kế đo nhiệt độ nước đặt ở độ sâu 1 mét. Sau đó, ở các độ sâu khác nhau,
người ta đo bằng thiết bị tự ghi: nhiệt ký sâu.
Giá trị của nhiệt độ nước biển phụ thuộc vào nhiều yếu tố, trong đó trước
hết là quá trình hấp thụ bức x
ạ mặt trời và tác động qua lại với khí quyển. Ngoài
ra nhiệt độ tầng mặt còn liên quan đến bình lưu nhiệt của các khối không khí,
các dòng chảy nóng lạnh, ảnh hưởng của trao đổi nhiệt với vùng bờ biển, với
trạng thái mưa .v.v. Ở các lớp nước sâu, giá trị nhiệt độ nước biển phụ thuộc
nhiều vào các quá trình xáo trộn của nước biển.
Sự biến đổi của nhi
ệt độ nước có ý nghĩa lớn đến sự ổn định của các lớp
nước, tạo nên sự xáo trộn mà ta sẽ nghiên cứu ở phần sau.
e, Một số đặc điểm phân bố độ muối, nhiệt độ, mật độ nước đại dương thế giới
Độ muối, nhiệt độ và mật độ nước biển là những đặc trưng lý hoá quan trọng
nhất của nước biển. Sự biến đổi giá trị cũng như sự phân bố của chúng theo thời
gian và không gian quyết định không những các đặc điểm cơ bản của trạng thái
thuỷ văn nói chung của đại dương thế giới mà còn cả động lực học của chúng.
* Phân bố độ muối
Trên tất cả các đại dương (trừ biển), độ muối ở lớp nước mặt phân bố ít
nhiều theo vĩ tuyến. Theo đó, độ muối đạt giá trị cực đại tại vùng vĩ độ khoảng
20

0
(vùng chí tuyến), càng về phía hai cực, độ muối giảm và đạt cực tiểu ở đây.
Sự phân bố độ muối liên quan nhiều đến các yếu tố, trong đó quan trọng
nhất là hiệu số của lượng bốc hơi E và lượng mưa R. Hình 4.5 biểu thị sự phân
bố độ muối theo vĩ độ liên quan đến hiệu số bốc hơi và mưa E-R.
Sự phân bố độ muối theo ph
ương nằm ngang ở các lớp nước sâu khác với
lớp nước mặt, nguyên nhân là do tác động của dòng chảy tầng sâu và sự phân bố
nhiệt độ theo phương thẳng đứng quyết định.
Sự phân bố của độ muối theo phương thẳng đứng ở các vĩ độ không giống
nhau. Sự khác biệt đó chủ yếu chỉ tồn tại đến độ sâu 1500 mét, xuống sâu hơn
độ muối biế
n đổi không đáng kể. Hình 4.6 mô tả sự phân bố độ muối theo độ

137
sâu (dạng điển hình) tại các vĩ độ khác nhau.
Trong hình 4.6, ta thấy sự phân bố độ muối ở vùng cực và cận cực có độ muối
tăng mạnh theo độ sâu trong khoảng 200 đến 500 mét tạo thành lớp nhảy vọt độ
muối mà đặc trưng cơ bản của lớp này là Gradien độ muối theo phương thẳng đứng
đạt giá trị cực đại. Tuy nhiên sự biến thiên theo độ sâu của độ muố
i chỉ khoảng 2 đến
3
‰ từ bề mặt đến độ sâu 1500 mét, dưới đó, độ muối ổn định ở mức 35‰.

E-R (cm) S
‰
100 36

35

34
0


33
-100 | | | | | | | | |
N 80
0
60
0
40
0
20
0
0
0
20
0
40
0
60
0
80
0
S
Hình 4.5. Phân bố độ muối theo vĩ độ

Hình 4.6. Phân bố thẳng đứng của độ muối
(1: Dạng cực; 2: Dạng cận cực; 3: Dạng ôn nhiệt đới;
4: Dạng xích đạo nhiệt đới; 5: Dạng Bắc Đại Tây Dương;
6: Dạng cận Địa Trung Hải; 7: Dạng Ấn Độ – Mã lai)
32,00
33,00
34,00
35,00 36,00
0
/
00
0
1000
2000
3000
4000
5000
ĐỘ MUỐI
ĐỘ SÂU
1

2
7
6
3
4
5

138
Dao động theo thời gian của độ mặn không đáng kể, ở một điểm nhất định
trên biển khơi, biên độ dao động thường không vượt quá 0,2
‰, ở dưới sâu dao
động đó càng nhỏ. Các dao động chu kỳ ngắn hay các vùng ven bờ có thể có giá
trị tới 1 đến 2
‰ do tác động pha ngọt (mưa, nước lũ).
* Phân bố nhiệt độ nước
Nhiệt độ nước tầng mặt về cơ bản phân bố giảm dần theo vĩ độ, trị số cực
đại của nhiệt độ nước tầng mặt nằm ở phía Bắc xích đạo địa lý-ở vùng gọi là
xích đạo nhiệt trong khu vực vĩ độ từ 0
0
đến 10
0
N. Giá trị cực đại của nhiệt độ
nước trên đại dương thế giới là +36
0
C, cực tiểu -2
0
C và giá trị trung bình bằng
17,4
0
C, cao hơn nhiệt độ trung bình của không khí là +3

0
C.
Nhiệt độ nước mặt trung bình ở Thái Bình Dương là 19,1
0
C, ở Đại Tây
Dương 16,9
0
C, Ấn Độ Dương 17,6
0
C.
Phân bố nhiệt độ nước theo độ sâu có xu hướng chung là giảm, điều này
liên quan đến sự truyền nhiệt và quá trình hấp thụ năng lượng bức xạ nhiệt từ
lớp nước mặt. Từ đó hình thành hai lớp nước: lớp nước ấm bề mặt và lớp nước
lạnh ở dưới và kéo dài xuống tận đáy với nhiệt độ từ 2
0
C đến 4
0
C. Lớp chuyển
tiếp từ ấm sang lạnh là lớp biên mỏng, có thể xem như lớp đột biến nhiệt độ, lớp
này thường ở độ sâu ứng với mặt đẳng nhiệt 8
0
C đến 10
0
C. Độ sâu của lớp đột
biến nhiệt độ ở vùng nhiệt đới khoảng 300 đến 400 mét, vùng cận nhiệt là 500
đến 1000 mét, còn ở vĩ độ cao, nơi mà từ tầng mặt đến đáy có nhiệt độ khá đồng
nhất thì lớp nhảy vọt nổi lên trên gần mặt biển.
Để đánh giá cường độ của lớp nhảy vọt, người ta sử dụng gradien nhiệt
thẳng
đứng với các mức sau đây:

Lớp nhảy vọt yếu với
gradien nhiệt độ nhỏ hơn
0,1
0
C/m, trung bình nếu
gradien bằng 0,1 đến 1
0
C/m
và lớp cường độ mạnh nếu
gradien lớn hơn 1
0
C/m.
Nhìn chung, lớp nước có
giá trị gradien lớn hơn
0,05
0
C/m có thể xem là lớp
nhảy vọt nhiệt độ. Hình 4.7
biểu thị sự phân bố nhiệt độ
nước theo độ sâu ở một số
khu biển đặc trưng.
Hình 4.7. Phân bố nhiệt độ nước theo độ sâu
0
o
C
0
1000
2000
3000
4000

5000
m
NHIỆT ĐỘ
ĐỘ SÂU
5101520
-2
1
2
3
4
5
1. Dạng cực ; 2. Dạng cận Nam cực; 3. Dạng cận Bắc cực(ĐTD);
4. Dạng cận Bắc cực (TBD); 5. Dạng ôn nhiệt đới.

139
Dao động năm của nhiệt độ nước đại dương tầng mặt khá lớn. Biên độ
dao động đạt cực đại ở vùng vĩ độ 40
0
N và 30
0
S đến 40
0
S với giá trị khoảng
18
0
C, ở xích đạo và vùng cực biên độ nhỏ nhất vào khoảng 2
0
C. Hình 4.8 mô tả
giá trị biên độ nhiệt trong năm theo vĩ độ ở các đại dương.

Hình 4.8. Biên độ dao động nhiệt trong năm theo vĩ độ
a. Đại Tây Dương b. Thái Bình Dương c. Ấn Độ Dương
Biên độ dao động năm của các lớp nước sâu cũng khá lớn và có thể lan tới
độ sâu 200 đến 300 mét. Ngoài yếu tố do sự thay đổi lượng hấp thu bức xạ mặt
trời theo độ sâu còn liên quan đến sự truyền nhiệt rối và chuyển động thẳng
đứng của các khối nước.
* Phân bố mật độ
Sự phân bố mật độ nước biển theo phương ngang (vĩ độ) phụ thuộc vào sự
phân bố nhiệt độ nước và độ muối.
Tuy nhiên, nhiệt độ nước biển là yếu tố chính chi phối đến sự phân bố mật
độ còn độ mặn trong vai trò tham gia. Với giá trị cực đại của mật độ ở nhiệt độ -
1,4
0
C do đó xét theo vĩ độ địa lý, mật độ có giá trị cực đại ở hai cực với trị số bằng
1,0275 g/cm
3
và cực tiểu ở xích đạo bằng 1,0230 g/cm
3
. Vì giá trị độ muối đạt cực
đại ở vùng chí tuyến nên xét theo độ biến thiên mật độ thì từ xích đạo đến hai chí
tuyến, mật độ tăng nhanh hơn từ chí tuyến về phía hai cực.
Hình 4.9 mô tả sự biến thiên theo vĩ độ của cả ba yếu tố đặc trưng liên
quan đến nhau của nước đại dương tầng mặt.
Sự phân bố của mật độ nước nh
ư trên tạo nên sự chênh lệch mật độ giữa
vĩ độ cao và vĩ độ thấp.
Vì vậy, nước bề mặt ở vĩ độ cao (nước lạnh) chìm xuống và chuyển về vĩ
độ thấp đến độ sâu mà mật độ nước bằng mật độ nước di chuyển đến. Tạo nên
lớp nước lạnh đồng nhất ở tầng đáy đại dương.

140
Hình 4.9. Phân bố độ muối (1), mật độ (2) và
nhiệt độ nước tầng mặt (3) theo vĩ độ
4.4.7. Độ dẫn điện và độ phóng xạ của nước biển
a, Độ dẫn điện của nước biển
Nước biển là dung dịch các muối bị ion hoá hầu như hoàn toàn và do đó
là vật dẫn điện tốt.
Độ dẫn điện của nước biển tăng khi nhiệt độ và độ muối tăng. Độ dẫn
điện kí hiệu
б với đơn vị 1/Ω.cm
3
.
Từ biểu đồ (hình 4.10), ta thấy khi độ mặn từ 6
‰ đến 40‰ và nhiệt độ từ
0
0
C đến 24
0
C, độ dẫn điện của nước biển tăng từ 0,00574 đến 0,0585 (Ω.cm
3
)
-1
,
tức là tăng hơn 10 lần. Độ dẫn điện của nước biển được tính theo bảng 4.9
Bảng 4.9. Độ dẫn điện của nước biển (1/(Ω.cm
3
).10
4

t
0
C
S
‰
10 20 30 40
0 92 176 254 331
10 122 231 332 430
20 154 292 420 543
30 187 354 510 660
N
S
0
o
60
o
20
o
40
o
20
o
40
o
60
o
S
0
/
00

37
36
35
34
4
0
t
S
1.027
1.026
1.025
1.024

t
0
C
30
25
20
1 5
10
5
3
2
1