Cấu trúc và các qúa trình hình thành đại dương ( Nhà xuất bản đại học quốc gia hà nội ) - Chương 1 pps

Chơng 1
Mở đầu
Ngay từ thời xa xa, loài ngời đã biết khai thác biển để tìm kiếm các lợi ích
thơng mại, kinh tế, vận tải và cả chiến tranh. Họ đã tìm cách chế tạo ra con
thuyền đi biển đầu tiên dựa trên hình dáng thô sơ của những con thuyền độc
mộc chạy trên sông có từ thời các nền văn minh cổ đại (hình 1.1). Mãi cho đến
thế kỷ 15, những chuyến hành trình khám phá đại dơng một cách có quy mô
mới bắt đầu, mặc dù đó vẫn chỉ là các chuyến thám hiểm nhỏ nhng đã tạo nên
những dấu ấn lịch sử trong ngành Hải dơng. Đáng chú ý nhất là các tuyến
hành trình từ Châu Âu, Bắc Phi và Trung Đông đến Đại Tây Dơng (ĐTD), ấn
Độ Dơng (AĐD) và một số tiểu vùng quan trọng ở phía tây Thái Bình Dơng
(TBD) do ngời Polinedi và Melanedi thực hiện. Tuy nhiên, những ngời đầu
tiên thám hiểm đại dơng lại không phải là ngời Châu Âu mà là ngời Trung
Quốc. Ngay từ đầu những năm 1400 ngời Trung Quốc đã có chuyến du hành
bằng đờng biển tới vùng bờ phía đông của Châu Phi trớc cả ngời Bồ Đào Nha
và chuyến đi của họ không vì các mục đích tìm kiếm thuộc địa hay thơng mại.



Hình 1.1: Mô hình con thuyền độc mộc của ngời Ai Cập cổ đại (khoảng
2000 năm trớc công nguyên) dựa theo nguyên mẫu khảo cổ tại nhà mồ
ở Thebes
1.1. Đo vẽ bản đồ đại dơng
Vào thế kỷ thứ 15, với sự hng thịnh của thời kỳ Phục Hng những ngời
Châu Âu bắt đầu đi tiên phong trong các chuyến hành trình dài khám phá đại
dơng. Đợc sự bảo trợ của những qúy tộc giàu có nh Thái tử Henry, một nhà
hàng hải ngời Bồ Đào Nha, các chuyến hành trình xuyên đại dơng đã đợc
khuyến khích với những mục đích cá nhân, nhng đồng thời cũng để tìm ra
những con đờng giao thơng mới. Liên tục trong suốt quãng thời gian kéo dài
từ thế kỷ thứ 15 đến thế kỷ thứ 18 là các chuyến thám hiểm do Columbus,
Magellan, Cook và một số ngời khác dẫn đầu. Đó là những ngời có kiến thức

rộng về địa lý và nắm vững việc sử dụng các kỹ thuật đi biển thời đó. Các chuyến
hành trình của họ ngoài việc tìm kiếm những vùng đất mới còn nhằm mục đích
mở rộng các vùng thuộc địa của Châu Âu trên toàn thế giới.
Có thể nói, các chuyến thám hiểm đầu tiên đều là những chuyến đi đầy nguy
hiểm bởi những hạn chế về phơng tiện kỹ thuật hàng hải và thiết bị định vị khi
tàu rời khỏi tầm nhìn thấy đất liền. Một vài công cụ đi biển thô sơ thời đó chỉ có
thể giúp họ xác định đợc vị trí kinh độ của con tàu trên biển mà không có khả
năng xác định đợc vĩ độ cho dù là theo cách đơn giản nhất cho đến khi chiếc
đồng hồ đo tọa độ congtomet đầu tiên ra đời vào cuối thế kỷ thứ 18.
Trong bối cảnh đó, tấm bản đồ đại dơng do Halley lập năm 1701 (hình 1.2)
có ý nghĩa rất lớn. Hình thái của Đại Tây Dơng đợc xác định trong bản đồ của
Halley không hoàn toàn trùng khớp với những bản vẽ đợc thực hiện trớc đó
200 năm, vị trí các đờng bờ ở đây đã đợc biểu diễn khá chính xác theo kinh độ
và các đờng đẳng giác (đờng cùng giá trị góc lệch giữa kinh tuyến từ và kinh
tuyến địa lý) .

Hình 1.2: Bản đồ đẳng giác do Edmund Halley thành lập năm 1701 trên
cơ sở các dữ liệu thu thập trong chuyến hành trình của con tàu
Paramour Pink (1698-1700). Nguồn : Bản đồ và con ngời N.J.W.
Thrower (1972) Maps and Man, NXB Prentice-Hall





Hình 1.3: Bản đồ thế giới do Juan de la Cosa thực hiện vào năm 1500.
Ông là hoa tiêu trong chuyến thám hiểm thứ hai của Columbus. Nguồn:
bảo tàng hàng hải ở Mardrid; ảnh Arxiu Mas

Hình 1.4: (a) Hành trình của tàu HMS Challenger, 6/1872; (b) Tàu HMS
Challenger, 1872. Đây là một con tàu gỗ chạy bằng hơi nớc có trọng tải
2306 tấn
Hệ thống các thông tin hải dơng học ban đầu chỉ dựa vào các kết qủa khảo
sát thực địa và việc tiến hành thành lập sơ đồ đờng bờ, vì vậy lợng thông tin
có đợc không khác biệt nhiều so với kiến thức của ngời đi biển hoặc của ng
dân. Trớc đó, các chuyến khảo sát vùng đáy sâu đại dơng chỉ đếm trên đầu
ngón tay và thờng không đem lại nhiều kết qủa. Chẳng hạn nh chuyến khảo
sát độ sâu vùng trung tâm đáy biển Thái Bình Dơng do Magellan thực hiện vào
đầu thế kỷ thứ 16. Ông đã sử dụng phơng pháp dây dọi để xác định độ sâu đáy
biển, nhng do độ sâu tại khu vực nghiên cứu qúa lớn nên không thu đợc kết
qủa. Sau đó nhiều chuyến khảo sát khác tiếp tục đợc thực hiện và ngày càng
hoành tráng nhất là vào thế kỷ thứ 19, đáng kể là chuyến khảo sát quy mô lớn
nhằm xây dựng hệ thống các thông tin dữ liệu đầu tiên về hải dơng học do tàu
Challenger thực hiện kéo dài từ năm 1872 đến năm 1876 đợc chính phủ Anh
bảo trợ (hình1.4b).
Các số liệu mà tàu Challenger thu thập đợc trong chuyến hành trình này
rất đa dạng và phong phú về chủng loại. Sau đó, toàn bộ các đầu số liệu đã đợc
xuất bản thành 50 tập sách, đánh dấu sự ra đời của ngành khoa học biển. Nhiều
nội dung nghiên cứu khoa học khác về đại dơng cũng rất phát triển trong giai
đoạn này. Ngay từ trớc thế kỷ thứ 19, những ngời đi biển đã nhận thức đợc

sự tồn tại của các dòng hải lu do chúng làm cản trở hoặc làm tăng tốc độ hành
trình của họ. Ví dụ nh các chuyển động thuận nghịch theo mùa của dòng chảy
Somali, ngoài khơi vùng biển Đông Phi đã từng đợc ghi nhận trong các tài liệu
cổ từ thế kỷ thứ 9 hay những thay đổi màu của nớc biển và sự xuất hiện của
các loài thực vật rong tảo ở các vùng ngoài khơi xa đã minh chứng thêm về sự
hiện diện của các dòng chảy trong đại dơng. Tuy nhiên những khó khăn đối với
các hoạt động hàng hải trên đại dơng chính là việc xác định vận tốc của các
dòng hải lu vì các chuyển động của chúng không có sự tơng quan với những
đặc điểm cố định dễ xác định giống nh mối tơng quan giữa dòng chảy ven bờ
với đặc điểm địa hình vùng bờ.
1.1.1. Các phơng pháp định vị hàng hải
Mặc dù những khó khăn mà các nhà thám hiểm đi trớc gặp phải trong việc
xác định vị trí của các con tàu đi trên biển và đại dơng đã đợc khắc phục bằng
những kỹ thuật công nghệ hiện đại thì việc điều khiển các con tàu trong khu vực
gần bờ vẫn thuận lợi hơn đối với họ so ngoài đại dơng mênh mông. Việc định vị
tàu tại các khu vực này chủ yếu dựa vào giới hạn tầm nhìn từ tàu tới đất liền,
tuy nhiên (ngoài lý do thời tiết xấu hoặc biển động) một số yếu tố tự nhiên nh
độ cong của trái đất, độ cao của trạm quan sát (có thể là trạm phát sóng rađa) và
độ cao của vật định vị trên đất liền có thể làm ngắn giới hạn khoảng cách tầm
nhìn này (hình 1.5).

Hình 1.5: Giới hạn tầm nhìn và độ cong của bề mặt trái đất (không theo tỉ
lệ). Tại vị trí quan sát có độ cao 5 m so với mực nớc biển, giới hạn tầm
nhìn của mắt ngời là 7,5km và họ có thể nhìn thấy các vật thể cao 10m
đến 20m so với mực nớc biển ở khoảng cách 7,5 + 11 = 18,5km và 7,5 +
16 = 23,5km.
Khi gặp điều kiện thời tiết xấu hoặc đêm tối, việc sử dụng các trạm rađa thu
phát (sóng radio) rất thuận lợi. Sự phát xạ của các chùm tia xoay tròn dới dạng
sóng vô tuyến (tần số từ 3000-10000MHz; MHz = megahertz, 1MHz = 106Hz.
Hertz (Hz) là đơn vị tần số = 1 chu kỳ/giây) từ tàu sẽ nhanh chóng bị phản hồi

trở lại khi gặp các vật thể nằm chắn trên đờng đi của chúng. Dựa vào khoảng
thời gian tín hiệu đợc truyền đi và thu nhận trở lại, ngời ta có thể xác định
đợc khoảng cách và phơng hớng theo chiều phản hồi của các tia phản xạ. Nói
chung, khoảng thời gian này rất ngắn vì các sóng vô tuyến là một dạng bức xạ
điện từ có tốc độ lan truyền bằng tốc độ áng sáng ( 3 10
8
ms
-1
).
Độ chính xác của phơng pháp định vị bằng mắt thờng và rađa chỉ áp dụng
đợc trong giới hạn khoảng cách từ hàng chục đến hàng trăm m, nhng vẫn bị
hạn chế bởi giới hạn tầm nhìn, do vậy phạm vi phát hiện hẹp (hình 1.5). Đối với
những hệ thống định vị vô tuyến tầm xa, ngời ta sử dụng mạng lới các trạm
thu phát trên đất liền để phát các xung hoặc tín hiệu vô tuyến liên tục có tần số
từ 10kHz đến 2MHz, đó là các tia có khả năng lan truyền vòng theo độ cong của
vỏ trái đất. Các máy thu đặt trên tàu sẽ đón nhận các chùm tia giao thoa từ các
trạm phát khác nhau và cho biết vị trí của tàu thông qua một hệ quy chiếu
thống nhất. Tuy nhiên, khoảng cách và độ chính xác của những hệ thống này
không giống nhau. Thí dụ : hệ Decca có tầm xa chừng 500km và độ chính xác
trong điều kiện tối u là 50m, trong khi hệ Omega có phạm vi sử dụng rộng, có
thể áp dụng trong định vị hàng hải với độ chính xác 2-3km.
Phơng pháp định vị hàng hải dựa vào thiên văn học vẫn đợc xem là
phơng pháp truyền thống. Trong phơng pháp này, ngời ta sử dụng kính lục
phân để đo góc lệch của mặt trời, mặt trăng, các hành tinh và các vì sao theo
đờng chân trời vào cùng một thời điểm xác định. Dựa vào bảng tra cứu có thể
biết đợc các chuyển động của mỗi thiên thể và hai trong số chúng sẽ giúp ta
định vị đợc vị trí cần xác định. Nhng phơng pháp này cũng chỉ cho độ chính
xác trong phạm vi vài km kể cả trong điều kiện thời tiết lý tởng và chỉ có thể
thực hiện đợc khi cùng lúc quan sát thấy các thiên thể và đờng chân trời. Mặt
trời, đôi khi cả mặt trăng và đờng chân trời có thể nhìn thấy vào ban ngày,

nhng ban đêm vị trí đờng chân trời không dễ tìm thấy cho nên việc quan trắc
các ngôi sao và những hành tinh thờng chỉ thực hiện đợc vào cuối ngày khi
đờng chân trời còn nhìn thấy rõ. Ngoài ra việc lắp đặt và sử dụng kính lục phân
trên các con tàu đang chuyển động đòi hỏi nhiều kỹ năng thao tác, công sức và
thời gian tính toán.
Mặc dù phơng pháp định vị hàng hải thiên văn là phơng pháp định vị lâu
đời đã đợc sử dụng qua nhiều thế kỷ, nhng vẫn không thể so sánh đợc với
phơng pháp định vị bằng vệ tinh. Nhờ sự giúp đỡ của các vệ tinh đợc phóng
vào trong không gian bên ngoài trái đất, ngời ta có thể định vị đợc chính xác
mọi vị trí trên đại dơng với sai số 100m trong bất kỳ điều kiện thời tiết nào.
Đây là phơng pháp do Cục hải quân Hoa Kỳ phát triển và ứng dụng vào năm
1967. Ngày nay, một mạng lới các vệ tinh định vị luôn sẵn sàng cho các hoạt
động hàng hải và hàng không. Một số vệ tinh ở quỹ đạo tầm cao (gần 20000km)
có thể quan sát cùng lúc một vùng rộng lớn trên địa cầu, số khác bay ở quỹ đạo
thấp hơn, gần các cực trái đất nên có thể quan sát hết phần lớn mọi điểm trên
địa cầu khi trái đất quay (hình 1.6). Thông qua vệ tinh, cứ vài tiếng các phơng
tiện hiện đang hoạt động trên biển và trên không đều nhận đợc các tín hiệu
định vị cho vị trí của nó. Đối với các hoạt động trên biển, việc định vị chính xác
có ý nghĩa rất lớn, đôi khi mang tính sống còn. Do vậy, theo nguyên tắc, các tàu
đi trên biển và đại dơng thờng sử dụng từ hai phơng pháp định vị trở lên
phòng trờng hợp bất trắc xảy ra. Song hành cùng với phơng pháp định vị vệ
tinh với những ứng dụng kỹ thuật tiến tiến hiện đang đợc sử dụng rộng rãi
trong các công tác nghiên cứu khoa học, thơng mại và quân sự trên đại dơng
thì các phơng pháp truyền thống tuy kém hiệu qủa nhng vẫn đợc sử dụng bởi
khả năng ứng dụng đơn giản của chúng. Bảng 1.1 tổng hợp khoảng cách và độ
chính xác của một số các phơng pháp định vị hàng hải.
Bảng 1.1: Khoảng cách và độ chính xác của một vài phơng pháp định vị hàng hải
Phơng pháp định vị Khả năng sử dụng và khoảng cách
xác định
Độ chính xác

Mốc chuẩn ven bờ (mắt thờng
và rađa)
Trong phạm vi tầm nhìn ( 50km)
10 200m
Hệ thống định vị bằng sóng
radio
Khác nhau ở mỗi hệ. Ví dụ Decca (
500km); Omega (khắp nơi)
10 100m
1 15km
Định vị bằng thiên văn Toàn cầu 2 10km
Định vị bằng vệ tinh Toàn cầu 0,1 200m

Hình 1.6: Nguyên tắc định vị hàng hải bằng vệ tinh. Khi một vệ tinh xoay
theo tâm quỹ đạo cực, nó sẽ phát ra những tín hiệu chứa thông tin về độ
cao, vị trí và tốc độ bay của nó. Nhờ đó khi vệ tinh đi qua các điểm A,B
và C trên hình vẽ, các máy tính đặt trên bong tàu sẽ phân tích các dữ
liệu do vệ tinh phát về để xác định vị trí tơng quan của con tàu với vệ
tinh, từ đó xác định đợc vị trí của nó trên bề mặt trái đất với sai số giới
hạn trong vòng bán kính khoảng 100m.
1.1.2. Phơng pháp đo độ sâu
Các đờng đồng mức trên bản đồ địa hình đất liền đợc xây dựng dựa trên
số đo độ cao của các dạng địa hình so với mực nớc biển, còn các đờng đồng mức
trên bản đồ độ sâu biển và đại dơng thì dựa trên số độ sâu dới mực nớc biển.
Vì vậy, việc đo đạc chính xác vị trí các độ sâu và độ cao này luôn là một yêu cầu
tất yếu.
Trớc khi máy đo độ sâu hồi âm ra đời, việc đo đạc độ sâu chỉ đợc thực
hiện bằng những dụng cụ thô sơ và thiếu độ chính xác cao. Chẳng hạn, để đo độ
sâu ngời ta dùng một sợi dây dọi có buộc qủa nặng ở đầu dây rồi thả xuống
nớc hoặc dùng một cái ống dài bằng thép chọc xuống đáy biển, kết qủa đo đợc

chính là chiều dài của đoạn dây hoặc ống thép đợc thả. Nhng cách đo đạc này
chỉ có hiệu qủa đối với những vùng biển nông (hình 1.7), còn với những vùng
nuớc sâu hơn nh ngoài đại dơng thì phải cần đến hàng giờ để hạ và kéo dụng
cụ đo lên trong khi dòng hải lu hoặc gió có thể đẩy con tàu xê dịch khỏi vị trí
ban đầu khiến dụng cụ đo hạ xuống nớc không còn ở t thế thẳng đứng và kết
quả độ sâu đo đợc sẽ lớn hơn nhiều giá trị thực tế. Hơn nữa, trong vùng nớc
sâu việc xác định quả dọi chạm đáy là rất khó bởi trọng lợng sợi dây sẽ trở nên
nặng hơn quả dọi. Vì những khó khăn này mà trong chuyến thám hiểm ba năm
rỡi của tàu Challenger, các nhà khoa học chỉ thu đợc 300 số đo độ sâu ở vùng
biển sâu.
Phơng pháp đo độ sâu bằng máy hồi âm đợc sử dụng lần đầu tiên vào
những năm 1920 trong các chuyến hành trình khảo sát biển. Nhờ tính năng sử
dụng cao, ngời ta có thể thực hiện hàng trăm phép đo trong vòng một vài ngày
và cho phép thành lập các bản đồ địa hình đáy đại dơng với các dạng địa hình
cơ bản nh sống núi ngầm giữa ĐTD hay dãy Carlsberg và các vùng thung lũng
giữa núi.
Phơng pháp này cũng cho phép thực hiện các đo đạc một cách nhanh
chóng, liên tục và chính xác. Nguyên lý của phơng pháp là truyền xung âm
thanh qua các lớp nớc xuống đáy biển, khi chạm đáy âm thanh sẽ tự phản xạ
trở lại và đợc các máy đặt trên tàu thu nhận. Dựa vào tốc độ lan truyền của
sóng âm thanh trong nớc và khoảng thời gian giữa hai thời điểm máy thu và
phát âm thanh, ngời ta tính đợc độ sâu đáy biển. Nếu các xung âm thanh đợc
phát đi đều đặn trong từng khoảng thời gian ngắn, sóng phản hồi có thể đợc ghi
lại dới dạng đồ thị biểu diễn mặt cắt liên tục của đáy đại dơng (hình 1.8).
Trong điều kiện lý tởng, phép đo này có thể đạt độ chính xác đến vài mét ngay
cả ở vùng nớc sâu. Tuy nhiên, vẫn có một số yếu tố gây nhiễu, chẳng hạn nh
ảnh hởng của sóng trên bề mặt biển có thể làm tàu tròng trành lên xuống tới
vài mét, quan trọng hơn nữa là tốc độ truyền âm trong nớc biển có thể dao động
trong giới hạn 4% tuỳ theo độ muối, nhiệt độ và áp suất của nớc biển. Bằng
cách sử dụng các bảng tra cứu đối với các vùng đại dơng khác nhau trên toàn

cầu, các nhà nghiên cứu có thể xử lý sơ bộ các số liệu đo đợc (quy chuẩn thông
dụng là 1500m/s). Các sai sót khi xử lý có thể dẫn đến những sai số đáng kể về
độ sâu, chẳng hạn sai số tốc độ truyền âm bằng 1% sẽ dẫn đến sai số tới 30m với
cột nớc sâu 3km. Tần số âm thanh đợc dùng để đo độ sâu đại dơng thờng là
5-30kHz.
Ngoài ra, sai số gặp phải còn do khả năng phân giải yếu của các máy hồi âm,
nguyên nhân là sự phân kỳ của chùm tia với góc phát khoảng 30
0
khi các sóng
âm thanh đợc truyền xuống và ứng góc phát nh vậy các chùm tia có thể quét
đợc một diện tích lớn trên đáy đại dơng với đờng kính khoảng 1,5km ở độ sâu
3km. Nhng những biến đổi địa hình đáy trong diện tích này sẽ không đợc thể
hiện rõ và độ sâu đo đợc sẽ nông hơn độ sâu thực tế bên dới tàu (hình 1.9 (b)).
Các máy hồi âm có độ phân giải cao là những máy sử dụng chùm tia có góc
phát hẹp, khoảng một vài độ. Để thiết kế đợc nh vậy, máy sẽ trở nên cồng
kềnh nên đó là lý do mà loại máy này ít đợc sử dụng rộng rãi. Một lý do khác
khiến các máy hồi âm có chùm tia phân kỳ lớn đợc sử dụng nhiều hơn là nó cho
phép thực hiện công việc đo đạc ngay cả khi biển động và tàu bị lắc l mạnh, do
vậy mà đối với các hoạt động hàng hải thờng xuyên thì việc sử dụng các loại
máy này là thích hợp và hiệu qủa hơn so với những thiết bị với chùm tia hẹp.
Song đối với một số nghiên cứu khảo sát biển quan trọng thì các máy có độ phân
giải cao vẫn rất cần thiết.


Hình 1.7: Phơng pháp đo độ sâu bằng dây dọi. Đây là phơng pháp đo
độ sâu duy nhất đợc sử dụng cho tới đầu thế kỷ thứ 20 (tranh của
Arthur Briscoe)

Hình 1.8: Sơ đồ ghi của máy đo độ sâu hồi âm vùng rìa thềm lục địa phía
đông của nớc Mỹ. Độ dốc của mặt cắt là do tỷ lệ phóng đại gấp 12 lần
theo trục đứng. Các lớp nhiễu thể hiện sự tập trung của các tổ chức hữu
cơ hoặc mảnh vụn sinh vật chết và kết qủa này cũng cho thấy những
ứng dụng hữu ích khác của máy hồi âm

Hình 1.9: (a) Chùm tia phân kỳ của máy đo độ sâu echo-sounder có hình
chóp với góc đỉnh bằng 30
0
. (b) Mặt cắt ngang phóng đại thể hiện độ sâu
thực (d), nằm ngay dới đáy tàu, bị nhiễu bởi các tia phản xạ mạnh hơn
tại điểm tới vuông góc với độ sâu nông (h). h< d< l. Do vậy thời gian máy
ghi lại t
h
<t
d
<t
l
cho thấy thời gian truyền âm tăng dần đối với các chùm tia
tán xạ và phản xạ từ các độ sâu khác nhau. Đây mới chỉ là những mô tả
đơn giản nhng vẫn giúp chúng ta thấy đợc mặt hạn chế của phơng
pháp đo độ sâu này, đó là các sai số gặp phải đều do độ phân giải yếu,
có thể ở mức vài chục mét đối với vùng nớc sâu.
Câu hỏi 1.1 Phân tích H.1.8 và đánh giá mức độ chính xác của các thông tin
về vị trí và độ sâu thể hiện trên mặt cắt của (a) mép thềm lục địa và (b) mỏm nhô
thấp nhất trên sờn lục địa.
Qua câu hỏi 1.1, chúng ta có thể biết đợc những điểm cần lu ý khi tiến
hành điều tra và thành lập các bản đồ hải dơng. Việc chấp nhận các sai số lớn
gặp phải đôi khi là cần thiết, mặc dù những sai số này đối với hoạt động đo vẽ
địa hình trên đất liền thì không thể chấp nhận đợc, chẳng hạn vị trí của một

điểm nào đó mà lệch với một dạng địa hình đã biết (ví dụ một đờng quốc lộ) tới
vài mét là bản đồ đã sai hoàn toàn. Tuy nhiên, khi xác định vị trí để đặt các máy
thăm dò đáy đại dơng thì đòi hỏi phải có độ chính xác cao.
1.2 Đo vẽ địa hình đáy đạI DƯƠNG
Việc nắm rõ độ sâu của các vùng biển nông luôn là điều quan trọng đối với
nguời đi biển, vì thế từ vài thế kỷ trớc các sơ đồ độ sâu của vùng nuớc ven bờ đã
ra đời. Nhng nhu cầu cần biết đầy đủ hơn về các thông tin về độ sâu đại dơng
mới chỉ phát sinh gần đây, và để đáp ứng yêu cầu đó, bản đồ độ sâu đầu tiên do
Matthew Maury thành lập năm 1885 cho vùng bắc Đại Tây Dơng (hình 1.10)
đã đợc công bố. Tên gọi vùng Đất Giữa của Maury là dẫn liệu đầu tiên đề cập
đến sự hiện diện của sống núi ngầm nằm giữa Đại Tây Dơng mà ngày nay
chúng ta đã biết. Không lâu sau đó, hình dáng kéo dài và gợn sóng của sống núi
này đã tàu Challenger mô tả dựa trên những số liệu khảo sát ít ỏi mà nó thu
đợc (xem mục 1.1.2).
Cho tới nay, hình thái địa mạo đáy đại dơng nói chung đã đợc khảo sát
khá tỉ mỉ, mặc dù trớc đó không lâu nhiều dạng địa hình lớn vẫn cha đợc
phát hiện và nhiều yếu tố khác vẫn cần phải điều tra thêm. Nhờ vào chuyến hợp
tác thám hiểm ấn Độ Dơng vào giữa những năm 1960, ngời ta mới xác định
đợc sống núi ngầm 90
0
đông là một dạng địa hình kéo dài đơn lẻ tới 4500km
(hình 1.11). Ngoài ra, rất nhiều dạng địa hình khác dới TBD bao gồm cả núi
lửa ngầm vẫn đang tiếp tục đợc điều tra thông qua các vệ tinh có sử dụng thiết
bị đo độ cao bề mặt biển (xem mục 1.2.1).

Hình 1.10: (a) Bản đồ độ sâu vùng bắc Đại Tây Dơng do Matthew Maury
lập năm 1855. Nguồn: Địa lý tự nhiên biển, M.Maury, (1857). NXB
Sampson Low & Son.

Hình 1.10: (b) Mặt cắt đáy biển vùng bắc Đại Tây Dơng do M.Maury lập.

Nguồn dẫn nh trên.

Hình1.11: Bản đồ địa hình mô tả bề mặt cứng của Trái đất. Hớng kéo
dài của sống núi ngầm tại 90
0
đông (Ninety-east Ridge) thuộc ấn Độ
Dơng là bắcnam, nam-đông, nằm ở mép phải của bản đồ.
Đo độ sâu bằng sóng âm thanh là phơng pháp tiên tiến hơn nhiều so với
việc sử dụng qủa dọi, nhng để phục vụ cho việc đo vẽ địa hình đáy đại dơng
thì hạn chế của phơng pháp này là gì?
Sơ đồ ghi nhận kết qủa đo của các máy hồi âm đợc xuất ra dới dạng

những mặt cắt độ sâu kéo dài theo tuyến khảo sát của tàu. Việc nội suy giữa các
mặt cắt có thể đợc thực hiện khi có nhiều mặt cắt đan xen nhau một cách đều
đặn, nhng cách này chỉ hiệu qủa đối với những khu vực rất hạn chế, còn với
nhiều khu vực vùng rộng lớn trên đáy đại dơng thì phơng pháp đo vẽ này
cha áp dụng đợc.
Nhu cầu có thêm nhiều thông tin chính xác về độ sâu phục vụ cho nghiên
cứu khoa học và thực tiễn ngày càng tăng. Đối với những hoạt động khai thác và
thăm dò khoáng sản dới đáy biển (nh dầu khí, cát sỏi), ngời ta cần các bản đồ
chi tiết về độ sâu thềm và sờn lục địa. Đối với các hoạt động nghiên cứu trên
biển, ngời ta cần các máy đo độ sâu để phát hiện chính xác vị trí của các dạng
địa hình, chẳng hạn nh canhon ngầm tại các khu vực cần đợc đo vẽ cụ thể (ví
dụ vùng bờ biển phía đông Hoa kỳ). Đối với các nghiên cứu đại dơng, ngời ta
cần những thông tin về độ sâu để xác định các hoàn lu sâu và cơ chế chuyển
động của trầm tích đáy.
Từ những năm 1960, hệ thống máy sonar quét sờn đã ra đời, chúng đợc
lắp ghép trong một tổ hợp thiết bị đặt trên các phao tiêu hoặc trong các thùng
chứa tựa nh thủy lôi và có thể kéo theo sau tàu ở độ sâu định trớc. Nguyên lý
hoạt động chung của các máy là phát đi những tín hiệu hình dẻ quạt, sau đó thu
về hình ảnh âm ký đáy biển dọc hai bên rìa tuyến khảo sát. Trong số những
loại máy quét tinh vi nhất phải kể đến GLORIA (Geological LOng Range
Inclined Asdic), nó có thể quét vùng đáy biển ở hai bên sờn tàu bằng các chùm
tia quét phân kỳ với độ rộng của mỗi vệt sáng lên tới 30km (hình 1.12). Bằng
cách chồng ghép ảnh đáy biển trong vùng các vệt sáng, ta có thể thu đợc hình
ảnh của một đối tợng bất kỳ trên đáy biển tại khu vực này với độ chính xác
đồng nhất.


Hình 1.12: Chiều dài của GLORIA là 8m, nó có thể đợc kéo ở độ sâu
50m phía sau tàu với khoảng cách 300m và tốc độ là 10 hải lý. GLORIA
luôn ở trạng thái nổi tại mọi vị trí do tổng trọng lợng của nó ngang

bằng với tỷ trọng nớc biển vây quanh. Tại độ sâu 5000m, GLORIA có
thể quét một vệt đáy biển rộng tới 60km, với thời gian thu nhận giữa các
tín hiệu phản xạ (kéo dài 4 giây đối với dải tần số 6,2-6,8kHz) là 40 giây
máy có thể thu lại đợc các âm thanh phản xạ xa nhất. Đối với vùng
nớc nông, diện tích quét của máy và thời gian thu nhận giữa các tín
hiệu đều giảm.
Nói chung, các ảnh âm ký thu đợc bằng phơng pháp này không chỉ phát
hiện đợc những địa hình cục bộ mà còn cho ta thấy các tính chất khác của bề
mặt đáy biển (H.1.13), đó là những thông tin rất quan trọng đối việc việc lắp đặt
các đờng ống dẫn dầu, cáp điện, cáp truyền thông. Những dạng địa hình mà
GLORIA và những thiết bị tơng tự (nh Sea MARC) khác có thể phát hiện đợc
bao gồm các canhon ngầm, các khu vực trợt lở, các núi lửa còn cha đợc biết,
các trầm tích giàu kim loại và các bãi kết hạch mangan.

Hình 1.13: Một phần hình ảnh sơ đồ máy quét tại vùng eo biển nối với
Hắc Hải. Trên đó, chúng ta có thể quan sát thấy đợc những khu vực lộ
trơ đá gốc và những khu vực có cát che phủ với vết gợn sóng (gợn sóng
thô). Hai vệt ngang nằm giữa là lộ trình của con tàu. Khoảng cách giữa
các đờng song song nằm ngang là 15m.
1.2.1. Đo vẽ độ sâu qua vệ tinh
Mặc dù đã có rất nhiều chuyến khảo sát đo đạc độ sâu đợc tiến hành từ
những năm 1920, đặc biệt là khoảng thời gian trong Đại chiến thế giới lần thứ
hai và sau đó, nhng một số vùng đại dơng vẫn còn cha đợc điều tra, trong
đó phải kể đến khu vực phía tây nam Thái Bình Dơng và nam ấn Độ Dơng. Sự
ra đời của máy sonar quét sờn đã giúp xác định thêm nhiều đặc điểm chi tiết về
hình thái đáy đại dơng, nhng do số lợng máy có hạn lại chỉ đợc chế tạo phục
vụ cho những mục đích chuyên dụng tại một số khu vực nhất định nên khả năng
sử dụng phổ cập của thiết bị này bị hạn chế. Từ những năm 1970, việc sử dụng
các thiết bị đo độ cao đặt trên vệ tinh đã giúp hoàn thiện đáng kể những bản đồ
độ sâu đại dơng. Để thấy rõ đợc tính năng thực tiễn của phơng pháp này,

chúng tôi sẽ đa ra một ví dụ cụ thể ở chơng 2.
Hình 1.14 cho thấy toàn cảnh bề mặt geoid của đại dơng, tức là bề mặt cân
bằng trọng lực trái đất và - quan trọng hơn cả là cho chúng ta thấy - hình thái bề
mặt mực nớc biển trung bình trong điều kiện không có gió và dòng chảy. Bề
mặt geoid không phải là một hình cầu bởi sự biến đổi về bề dày và tỷ trọng vỏ
Trái đất cùng với lớp manti trên đã gây ra những thăng giáng trọng trờng. Do
vậy, trạng thái bề mặt của nó có sự biến đổi cao và thấp theo hình sóng và độ
chênh cao của bề mặt geoid toàn cầu có thể tới 200m. Trong đại dơng, sự mấp
mô của bề mặt geoid tơng ứng với các độ sâu nên độ chênh lệch của mực nớc
biển ở vùng có sống núi đại dơng và vùng máng sâu đôi khi tới vài mét. Hình
1.15 minh họa cơ sở nguyên lý xác định độ sâu bằng vệ tinh dựa trên những số
đo độ cao bề mặt biển đợc thực hiện bằng các thiết bị rađa có độ chính xác cao.
Mối tơng quan giữa các số đo độ cao mặt biển và trờng trọng lực tại một vùng
của Địa Trung Hải đợc thể hiện trên hình 1.16.

Hình 1.14: Bề mặt geoid của đại dơng qua quan sát bằng về tinh
Seasat. Việc hiệu chỉnh các số liệu giúp thể hiện đợc chi tiết hơn,
nhng đồng thời lại giảm đi hiệu ứng của những địa hình kích thớc lớn


Hình 1.15: Thiết bị rađa vệ tinh đo độ cao cho biết độ cao của nó so với
bề mặt biển. Các số đo này có thể biến đổi theo vận tốc của dòng chảy,
hoạt động của sóng, thủy triều và áp suất không khí. Khi gặp những ảnh
hởng này bề mặt biển có thể chênh cao hoặc chênh thấp so với bề mặt
geoid (bề mặt mực nớc biển trung bình khi không có sóng và thủy
triều) từ một đến hai mét. Bề mặt geoid đợc xác định dựa trên những
biến thiên của trờng trọng lực trong không gian đối với quỹ đạo vệ tinh
và nó có những dạng địa hình nổi cao tới gần 200m. Chú ý độ phóng
đại của hình vẽ là khá lớn: sự mấp mô của bề mặt geoid (so với hình cầu
quy chiếu) lớn gấp hơn hai so với hình thái bề mặt biển

Đặc biệt đối với các dạng địa hình ngầm có kích thớc nhỏ, ngời ta cần phải
có sự hiệu chỉnh các số liệu đo. Điều đáng chú ý là sự xuất hiện của thủy triều,
dòng chảy và những biến đổi của khí áp có thể làm cho độ cao bề mặt đại dơng
biến đổi trên 1m. Nh vậy rõ ràng rằng cần phải có sự lọc bỏ những ảnh hởng
này nếu muốn xác định chi tiết địa hình đáy đại dơng nh trên hình minh họa
1.17.
Câu hỏi 1.2 Theo bạn phơng pháp nào có thể loại bỏ những ảnh hởng gây
nhiễu bởi các yếu tố về động lực nh sóng, dòng chảy hoặc khí hậu tới bề mặt
biển khi hiệu chỉnh các số liệu đo sâu từ vệ tinh?

Hình 1.16: (a) Sự biến đổi truờng trọng lực trái đất (G) khu vực phía đông
Địa Trung Hải, kết qủa đotại vị trí bề mặt mực nớc biển trung bình (S)
trong điều kiện không có sóng, dòng chảy và sự biến đổi của áp suất
không khí. S là bề mặt geoid và đợc đo bằng thiết bị vệ tinh Seasat. Sự
gián đoạn của mặt cắt tơng ững với vị trí của đảo Crete (g.u. = đơn vị
đo trọng lực)


Hình 1.16: (b) Hình thái thô của bề mặt nớc biển trung bình (bề mặt
geoid) trên Địa Trung Hải qua vệ tinh Seasat. Khoảng cách của các
đờng đồng mức là 2m. Ghi chú: trên hình a vị trí của mặt cắt đợc thể
hiện bằng đờng màu đen.

Hình 1.17: Sơ đồ mô hình khối mô tả địa hình đáy và những biến động
tơng ứng của mặt biển tại một vùng thuộc khu vực phía tây Scotland
qua kết qủa đo độ cao mặt biển bằng vệ tinh Seasat. Tại những vị trí đáy
biển có địa hình cao một đến hai nghìn mét, bề mặt vùng nớc biển
tơng ững sẽ dâng lên một đến hai mét. Chú ý: tỉ lệ các trục đứng biểu
thị độ sâu (trục phía trái) và độ dâng cao bề mặt biển (trục phía phải) là
khác nhau.

Hình 1.18: ảnh rađa một phần của vùng Kênh đào nớc Anh qua vệ tinh
Seasat. Trên hình ảnh ta có thể quan sát thấy hình dáng của các doi cát
ngầm với những vết gợn sóng (gợn sóng thô) trên bề mặt và một số các
dạng địa hình khác trên đáy biển.
Một kết quả bất ngờ mà các vệ tinh nghiên cứu hải dơng nh Seasat mang
lại là cho biết đợc cấu trúc của vùng đáy biển nông thông qua các dữ liệu rađa
truyền về từ vệ tinh. Nhờ một thiết bị vệ tinh thu dữ liệu là một rađa chụp ảnh,
ngời ta thu đợc hình ảnh của bề mặt biển (hoặc đất liền) thông qua một tập
hợp dữ liệu sóng rađa phản xạ khi vệ tinh bay qua. Kỹ thuật thu phát này gần
giống với sự hoạt động của các máy sonar quét sờn, nhng kết qủa cho ra là
một ảnh quét rađa nh trên hình1.18. Tuy nhiên, các tia rađa không thể xuyên
thấu quá 1cm dới mặt biển, vì thế nhiều dạng địa hình đáy và các gờ cát ngầm
không thu đợc ảnh trực tiếp. Nhng khi các dòng triều chảy trên bề mặt đáy
biển lồi lõm sẽ tạo ra một mặt biển nhấp nhô tơng ứng với địa hình đáy. Hiện
tợng này đã đợc các thủy thủ Anh phát hiện ra từ thế kỷ thứ 16 khi họ bao
vây con tàu Armanda của Tây Ban Nha đậu ở cảng biển Pháp. Nh vậy, các
nghiên cứu bằng vệ tinh đã cho thấy các chùm tia rađa (23,5 cm) có ảnh hởng
tơng tác với mối tơng quan giữa địa hình đáy và bề mặt biển gợn sóng. Trớc
đây, việc khảo sát một vùng đáy biển bằng tàu có khi phải mất đến hàng tuần
hoặc hàng tháng, nhng bây giờ với việc sử dụng vệ tinh chỉ mất một vài giây
nếu nh thời điểm vệ tinh bay qua điểm đo vẽ trùng với pha của chu kỳ triều.
1.3. ĐịA CHấT vùng đáy BIểN
Trớc năm 1930, các thông tin dữ liệu về tính chất và thành phần của lớp
vỏ đại dơng hầu nh chỉ dựa vào kết qủa phân tích các mẫu đá và trầm tích
đợc lấy lên từ đáy biển trong chuyến thám hiểm của tàu Challenger và các
chuyến khảo sát sau đó. Từ các cuộc điều tra nghiên cứu địa vật lí đợc thực
hiện trong các thập niên ngay trớc và sau Đại chiến thế giới thứ II, ngời ta
phát hiện thấy tỉ trọng của vỏ đại dơng lớn hơn vỏ lục địa và cấu tạo phân tầng
của nó cũng khác vỏ lục địa. Khi đó, các nhà địa chất đều thống nhất ý kiến cho

rằng vị trí của đại dơng và lục địa là cố định Đến những năm 1960 và đầu
1970, sự ra đời của thuyết kiến tạo mảng đã tạo ra bớc đột phá cho các nghiên
cứu tiếp sau về những điểm khác nhau cơ bản giữa vỏ đại dơng và vỏ lục địa.

Hình 1.19: Tàu Glomar Challenger. Những thiết bị đóng mũi khoan đặt ở
đầu và đuôi tàu đợc điều khiển bằng máy tính để duy trì các trạm
khoan không xê dịch qúa 30m so với một máy phát chùm tia định vị trên
đáy biển. Do vậy tránh đợc khả năng cần khoan bị gãy khi khoan
Khởi điểm cho cuộc cách mạng khoa học này là Dự án khoan sâu DSDP
(Deep Sea Drilling Project) vào đầu những năm 1960 với việc sử dụng con tàu
Glomar Challenger (hình 1.19), đợc trang bị một dàn khoan đặc dụng có thể
khoan đáy đại dơng ở độ sâu vài km nớc. Khả năng thực hiện này là nhờ vào
những tiến bộ kỹ thuật trong việc thay lắp mũi khoan và đổi cần khoan ngay
trong miệng lỗ (hình 1.20). Cho tới bây giờ, hàng trăm các lõi khoan sâu, qua
tầng trầm tích và tầng đá phun trào dới đáy đại dơng đã đợc thu thập và
phân tích nhằm bổ sung thêm nhiều dữ liệu về cấu trúc vỏ đại dơng và sự phân
bố của trầm tích đáy. Sau sự thành công của tàu Glomar Challenger là sự kế
tiếp của tàu JOIDES Resolution với những trang thiết bị tốt hơn và bắt đầu vận
hành vào năm 1985 cho dự án khoan biển ODP (Ocean Drilling Project). Thành
qủa đầu tiên của dự án mới là việc đa mũi khoan vào tầng đá nằm bên dới đới
phun nớc nóng (các mạch thủy nhiệt dịch) tại các mỏm sống núi và xâm nhập
vào các lớp sunfua đồng, sắt và kẽm.

Hình 1.20: (Không theo tỉ lệ). Quy trình thay thế các mũi khoan trên đáy
đại dơng: một thiết bị hình phễu đợc lắp vào đầu mũi khoan lúc nó bắt
đầu đóng xuống đáy biển và đợc giữ nguyên tại đó khi cần khoan đợc
kéo lên để thay mũi khoan mới. Để đa mũi khoan trở lại lỗ, cần khoan
đợc hạ xuống cùng với một bộ phận máy sonar quét sờn đợc lắp
ghép chung với tổ hợp mũi khoan. Bộ phận này phát tín hiệu âm thanh
và âm đợc phản xạ từ ba bộ phản âm đặt xung quanh phễu. Thông tin

về vị trí của tổ hợp mũi khoan so với các bộ phản âm này đợc sử dụng
để điều khiển lỗ xả nớc và hớng mũi khoan vào đúng trên miệng phễu

Hình 1.21: Hình ảnh tàu ngầm Alvin trớc khi thực hiện nhiệmvụ. Lần
đầu tiên, tàu Alvin đợc sử dụng là theo dự án FAMOUS (xem chơng 4),
sau đó nó tiếp tục đợc dùng để khảo sát nhiều vùng trọng điểm khác
trên đáy đại dơng.
Hoạt động điều tra khảo sát lớp vỏ đại dơng ngày càng thuận lợi hơn khi có
thêm nhiều thiết bị nghiên cứu mới có thể đa xuống theo các lỗ khoan để đo đạc
ngay tại chỗ các tính chất lí, hóa của trầm tích và tầng đá phun trào nằm bên
dới. Với sự hỗ trợ của nhiều loại máy móc tinh xảo nh máy đo độ sâu hồi âm,
máy quét sờn, camera ngầm tự động, chơng trình nghiên cứu biển bằng khoan
sâu đã xây dựng đợc các mặt cắt và bản đồ độ sâu khá chính xác.
Từ năm 1973 các nhà địa chất đã có thể thực hiện "công tác khảo sát thực
địa" ở độ sâu vài km bằng tàu ngầm (hình 1.21) đợc trang bị các hệ thống định
vị hàng hàng hải chính xác (kể cả máy quét sờn), dụng cụ lấy mẫu và máy ghi
hình. Việc sử dụng các thiết bị lặn tự động có điều khiển từ xa vào năm 1986 đã
đợc nhắc tới nhiều khi nó thành công trong việc ghi hình quang cảnh của con
tàu đắm nổi tiếng Titanic trên đáy đại dơng. Những ứng dụng của thiết bị lặn
với các trang bị tối tân nh máy ghi hình, máy quét sờn, thiết bị lấy mẫu có thể
giúp chúng ta giảm bớt thời gian khảo sát từ vài năm xuống vài tuần lễ tại
những vùng biển sâu vì chúng có khả năng lặn ở độ sâu lớn với thời gian dài hơn
tàu ngầm và nhất là chi phí hoạt động của nó rất kinh tế.
1.4. TóM TắT CHƯƠNG 1
1. Việc định vị các vị trí trên biển và đại dơng chỉ bắt đầu đợc thực hiện từ
thế kỷ 18 khi những thiết bị đồng hồ đo đầu tiên ra đời cho phép xác định chính
xác kinh độ. Đến ngày nay, những ngời đi biển có rất nhiều sự hỗ trợ khác
nhau của các thiết bị định vị vô tuyến có các trạm thu phát đặt trên mặt đất và
trên vệ tinh.
2. Sự phát minh ra máy đo độ sâu hồi âm vào đầu thế kỷ 20 đã tạo ra những

bớc tiến lớn trong việc xác định các độ sâu khác nhau trên đáy đại dơng và cho
tới bây giờ nó vẫn là phơng pháp ứng dụng phổ biến đối với các hoạt động
nghiên cứu biển. Sự xuất hiện của các máy sonar quét sờn có ý nghĩa rất lớn
đối với việc khảo sát nhiều vùng đáy biển rộng lớn trong cùng một lúc.
3. Các thiết bị vệ tinh đo độ cao sử dụng rađa có thể cho ta biết chính xác độ
cao của mặt biển nếu loại bỏ đợc các hiệu ứng nhiễu (gây ra bởi sóng, dòng
chảy, thủy triều và áp suất khí quyển) và từ đó có thể xác định đợc mực nớc
biển trung bình. Phơng pháp xác định này phải dựa vào bề mặt đẳng trọng lực
- bề mặt geoid. Nói chung mức độ nhấp nhô của bề mặt geoid phụ thuộc vào sự
có mặt của các dạng địa hình trên đáy đại dơng. Nhờ đó, dựa vào độ cao mặt
biển có thể dự đoán đợc độ sâu của bề mặt đáy. Đối với các vùng nớc nông việc
phân tích ảnh rađa có thể phát hiện đợc những đặc điểm địa hình đáy.
4. Các thông tin chi tiết về cấu tạo và thành phần của lớp vỏ đại dơng bắt
đầu đợc khám phá vào những năm 1960 khi chơng trình nghiên cứu khoan
sâu DSDP thực hiện. Sau đó, nhờ sự hỗ trợ của các thiết bị kỹ thuật hiện đại
nh camera ngầm, robot lặn, kiến thức về lớp vỏ đại dơng ngày càng mở rộng
và công nghệ nghiên cứu biến cũng đợc hoàn thiện hơn.
Câu hỏi 1.3 Hãy xác định gần đúng bớc sóng và biên độ sóng của bề mặt
geoid thể hiện trên hình1.17?