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

Chế độ nhiệt muối và những
quá trình xáo trộn trong đại
dương
Bởi:
PGS. TS. NGƯT Phạm Văn Huấn
4.1. Cân bằng nhiệt của đại dương
Đại dương Thế giới là “bình tích nhiệt khổng lồ” trên hành tinh chúng ta. Nhờ các quá
trình động lực của nước và khí quyển, lượng nhiệt này được phân bố lại trên mặt Trái
Đất.
Nguồn nhiệt cơ bản mà đại dương nhận được là bức xạ Mặt Trời. Nước đại dương nhận
nhiệt từ hấp thụ phát xạ sóng dài của khí quyển, một phần nhiệt do nước sông mang vào
và giáng thủy. Ngoài ra nguồn nhiệt vào đại dương còn từ quá trình ngưng tụ nước và
tạo băng, quá trình hóa sinh và địa nhiệt của đáy đại dương cũng đóng góp một phần
nào đó vào nguồn thu nhiệt của đại dương.
Phần nhiệt cơ bản là do hấp thụ năng lượng bức xạ của tia đi vào biển ở ngay mặt đại
dương: lớp nước mặt 1 cm hấp thụ gần 25 % bức xạ Mặt Trời, lớp 1 m – 65 %. Nếu như
không có sự xáo trộn rối, thì các tầng sâu thực tế không nhận được nhiệt.
Trạng thái nhiệt của đại dương bị quy định không chỉ bởi những nguồn nhiệt mà nó nhận
được, mà còn bởi cả những quá trình mất nhiệt. Những quá trình đó là sự phát xạ nhiệt
sóng dài, sự mất nhiệt do bốc hơi, sự dẫn nhiệt do tiếp xúc với khí quyển và chuyển
động đối lưu.
Khi nghiên cứu chế độ nhiệt của biển, nhất là khi tính toán dự báo nhiệt độ nước biển
người ta sử dụng rộng rãi phương pháp cân bằng nhiệt.
Phương trình cân bằng nhiệt có thể viết cho một bộ phận của biển hay đại dương, như
lớp mặt biển, lớp hoạt động của biển, một vùng biển hay toàn bộ biển nói chung. Phương
trình cân bằng nhiệt biểu thị sự cân bằng giữa một bên là cân bằng nhiệt của bộ phận
biển cần nghiên cứu và bên kia là tổng các số hạng đặc trưng cho thu chi nhiệt.
Chế độ nhiệt muối và những quá trình xáo trộn trong đại dương
1/19
Sơ đồ cân bằng nhiệt
Q

C
− lượng nhiệt biến đổi của lớp nước; Q
i
− lượng nhiệt nội; A
1
,A
2
− lượng nhiệt được
mang bởi dòng chảy và chuyển động rối ngang; B
o
− dòng nhiệt dưới bề mặt; B
h
− dòng
nhiệt ở độ sâu h; F
i
− sự mất nhiệt do bay hơi; F
a
− trao đổi nhiệt rối giữa đại dương và
khí quyển; F
T
− dòng nhiệt rối thẳng đứng
Chẳng hạn, có thể viết phương trình cân bằng nhiệt của mặt biển dưới dạng:
B = R ± LE ± P ± A, (29)
trong đó B − cân bằng nhiệt của mặt biển; LE − lượng nhiệt mất do bốc hơi hay tỏa ra
khi ngưng tụ ( L − nhiệt hóa hơi; E − tốc độ bay hơi hay ngưng tụ); R − dòng nhiệt bức
xạ (cân bằng bức xạ); P − dòng nhiệt đối lưu giữa mặt biển và các lớp sâu hơn.
Phương pháp tính toán các thành phần của phương trình cân bằng nhiệt được đề cập
trong nhiều chuyên khảo và các sách hướng dẫn. Phần lớn những phương pháp đó dựa
trên việc sử dụng những tài liệu trắc xạ và những tài liệu quan trắc hải văn chuẩn trên
tàu nghiên cứu biển.

4.2. Phân bố không gian của nhiệt độ nước trong đại dương
Phân bố địa lý của nhiệt độ ở mặt Đại dương Thế giới là kết quả của cân bằng nhiệt và
ảnh hưởng của những yếu tố khác như sự phân bố không đều của lục địa, những hải lưu,
những khu vực gió ổn định
Để có khái niệm về sự phân bố nhiệt độ trên mặt Đại dương Thế giới, người ta dựng
những bản đồ nhiệt độ mặt đại dương hoặc bản đồ dị thường nhiệt độ mặt đại dương. Dị
thường nhiệt độ là hiệu giữa giá trị trung bình năm của nhiệt độ và giá trị chuẩn vĩ tuyến
(giá trị chuẩn vĩ tuyến này được lấy bằng trung bình vĩ tuyến đối với nửa phía nam của
Đại dương Thế giới.
Chế độ nhiệt muối và những quá trình xáo trộn trong đại dương
2/19
Trên những bản đồ như vậy nổi bật lên ba đặc điểm sau đây trong phân bố địa lý của
nhiệt độ mặt đại dương, cho phép chúng ta kết luận rằng phân bố nhiệt độ mặt đại dương
có tính chất đới – khu vực:
a) Những khác nhau giữa các phần tây và đông của từng đại dương ở các vĩ độ thấp và
trung bình: ở phần phía tây các đại dương thuộc vùng vĩ độ trung bình quan sát thấy dị
thường dương, ở phần phía đông – dị thường âm. Ở các vĩ độ thấp tình hình có xu hướng
ngược lại. Nguyên nhân của đặc điểm này là do chuyển động xoáy nghịch á chí tuyến
(cận nhiệt đới) ở các đại dương tạo nên;
b) Khác nhau giữa phần Đại Tây Dương - Ấn Độ Dương và phần Thái Bình Dương của
vòng nước Nam Cực: ở phần Thái Bình Dương dị thường nhiệt độ dương và ở phần Đại
Tây Dương và Ấn Độ Dương dị thường âm. Điều này có thể giải thích là do vị trí lệch
tâm của lục địa Nam Cực;
c) Những dị thường nhiệt độ cao khác thường ở phần bắc Đại Tây Dương có nguyên
nhân ở sự vận chuyển nhiệt hết sức mạnh mẽ của hệ hải lưu Gơnxtrim và các nhánh của
nó.
Nhiệt độ trung bình năm trên toàn mặt Đại dương Thế giới bằng 17,5
o
(lớn hơn nhiệt
độ trung bình khí hậu Trái Đất 3

o
). Ở Đại Tây Dương nhiệt độ trung bình năm của mặt
nước là 16,5
o
, ở Ấn Độ Dương là 17,3
o
, Thái Bình Dương là 19,4
o
, Bắc Băng Dương
là 0,75
o
. Vành đai nhiệt xích đạo của Trái Đất ở khoảng 5-10
o
V.B. Những nơi nhiệt độ
trung bình cao nhất là biển Đỏ, vịnh Pếch Xích là 35,6
o
, những nơi nhiệt độ trung bình
thấp nhất là các biển cực thuộc Bắc Băng Dương – không nhỏ hơn − 2
°
. Biên độ chênh
lệch trên toàn Đại dương Thế giới dưới 40
o
, trong khi đó chênh lệch của nhiệt độ không
khí trên lục địa tới 140
o
.
Càng xuống sâu, những khác nhau về nhiệt độ giữa các vùng càng giảm đi. Ở đáy các
đại dương nhiệt độ nước hầu như bằng nhau, chỉ thay đổi từ 0
o
đến ở các cực đến 2

o
ở
vùng xích đạo.
Trong phân bố thẳng đứng (phân bố theo độ sâu) của nhiệt độ nước biển có thể có những
nhận xét như sau: về tổng quát càng xuống sâu thì nhiệt độ càng giảm; tốc độ giảm khác
nhau ở những vĩ độ khác nhau và ở những cấp đoạn độ sâu khác nhau; sự giảm độ sâu
khác nhau ấy là do các nhân tố bình lưu quy định.
Chế độ nhiệt muối và những quá trình xáo trộn trong đại dương
3/19
Các đường đặc trưng biến đổi nhiệt độ theo chiều thẳng đứng
Ở phần lớn các vùng của Đại dương Thế giới nằm giữa 50
o
V.B và 45
o
V.N nhiệt độ
giảm theo độ sâu tới độ sâu 4000 m, trong đó: khoảng 0 – 500 m giảm nhanh, tới 1500
m tốc độ giảm nhỏ hơn nhiều, dưới 1500 m giảm rất chậm, có khi không giảm, ở khoảng
3000 – 4000 m nhiệt độ xấp xỉ +2 − 0
°
, dưới 4000 m nhiệt độ thường hơi tăng do quá
trình đoản nhiệt hoặc do dòng nhiệt qua đáy.
Ở các vĩ độ trung bình và vĩ độ cao biến đổi nhiệt độ theo độ sâu ít hơn vì bản thân nhiệt
độ trên mặt không cao do mặt được nung nóng mùa hè ít hơn.
Đặc điểm biến đổi nhiệt độ theo độ sâu ở các vùng giáp cực là trong khoảng 0 – 100
m nhiệt độ giảm, sau đó lại tăng lên do nước ấm mặn ở các vĩ độ trung bình được vận
chuyển lên và đạt cực đại ở 200 – 500 m, sau đó lại giảm chậm cho tới sát đáy.
Các tính toán cho thấy nhiệt độ trung bình năm của cả khối nước đại dương là 3,8
o
, thậm
chí ở xích đạo cột nước từ mặt tới đáy cũng chỉ có nhiệt độ trung bình 4,9

o
.
Trong tất cả các dạng phân bố thẳng đứng vừa nêu ở trên, tùy thời gian trong năm, đều
tồn tại một lớp nhảy vọt nhiệt độ trong đó nhiệt độ giảm nhanh theo độ sâu (lớn hơn
0,1 độ/m). Lớp nhảy vọt nhiệt độ thường bắt đầu xuất hiện vào mùa xuân, khi lớp mặt
nước bị nung nóng, xuất hiện một lớp đột biến nhiệt độ ở gần mặt biển (gọi là nêm nhiệt
mùa). Khi độ đốt nóng lớp nước mặt tăng lên cộng với sự xáo trộn sóng, nhiệt được
truyền xuống các lớp dưới, lớp đột biến nhiệt độ cũng chìm xuống sâu hơn và građien
Chế độ nhiệt muối và những quá trình xáo trộn trong đại dương
4/19
thẳng đứng của nhiệt độ trong lớp đó cũng tăng lên, đôi khi tới một vài độ trên một mét.
Lớp nhảy vọt nhiệt độ có cường độ (građien nhiệt độ ở giữa lớp) lớn nhất vào mùa hè.
Mùa thu mặt biển bắt đầu nguội lạnh dần, mật độ nước ở mặt tăng lên làm phát sinh quá
trình đối lưu thẳng đứng gây nên xáo trộn đối lưu. Mặt biển càng mất nhiệt mạnh vào
thời kỳ mùa đông làm cho xáo trộn đối lưu đạt đến độ sâu 200-300 m. Từ độ sâu này trở
xuống thực tế không có dao động nhiệt độ trong năm. Lớp nước gần mặt với biên dưới
ở khoảng độ sâu 200-300 m, nơi không có dao động nhiệt độ năm, được gọi là lớp hoạt
động của biển.
4.3. Biến động thời gian của nhiệt độ nước biển
Trong hải dương học và dự báo biển người ta phân biệt dao động nhiệt độ nước biển
theo ngày, theo năm và nhiều năm. Dao động ngày của nhiệt độ nước trên mặt đại dương
ở các vùng khơi thường không quá 1
o
, trừ những dải ranh giới của các dòng chảy nóng
lạnh, nhiệt độ có thể biến đổi vài độ, có khi tới 10
o
trong vòng vài giờ. Dao động ngày
cũng chỉ tồn tại ở lớp nước mỏng sát mặt, lớp xáo trộn gió.
Biên độ dao động năm của nhiệt độ nước mặt (hiệu nhiệt độ giữa tháng nóng nhất và
tháng lạnh nhất) đạt giá trị lớn đáng kể, tới 10-18

o
ở các vĩ độ 40
o
V.B và 30-40
o
V.N
và đạt giá trị nhỏ hơn ở các vùng cực và xích đạo là 2
o
. Dao động năm đạt tới độ sâu
lớn hơn nhiều so với dao động ngày, tức đến biên dưới lớp hoạt động của biển. Mức độ
giảm biên độ dao động và dịch pha dao động (xê dịch thời gian cực đại nhiệt độ) tùy
thuộc vào lượng nhiệt Mặt Trời mà các lớp nước hấp thụ, cường độ truyền nhiệt rối theo
phương thẳng đứng, và ở vùng tiếp giáp giữa các hải lưu nóng và lạnh – còn phụ thuộc
vào xáo trộn ngang. Trường hợp đơn giản nhất, nếu sự truyền dao động nhiệt độ xuống
các lớp sâu chỉ phụ thuộc vào sự hấp thụ nhiệt ở trên mặt, tức nhiệt độ t
0
trên mặt dao
động trong năm theo quy luật đơn giản:
t
0
= A
0
cos
2π
τ
0
τ
(trong đó A
0
− biên độ của biến trình nhiệt độ năm tại mặt; τ

0
− chu kỳ dao động bằng
12 tháng; τ − thời gian) và hệ số truyền nhiệt độ rối K không đổi trong toàn lớp hoạt
động, tức trường hợp thỏa mãn phương trình truyền nhiệt:
∂t
∂τ
= K
∂
2
t
∂z
2
, (30)
trong đó z − độ sâu, thì biến trình nhiệt độ năm ở các tầng sâu được thể hiện bằng
nghiệm:
t(z) = A
0
e
−
√
π
τ
0
K
z
cos
(
√
π
τ

0
K
z −
2π
τ
0
τ
)
. (31)
Chế độ nhiệt muối và những quá trình xáo trộn trong đại dương
5/19
Như vậy biên độ dao động nhiệt độ ở độ sâu z giảm so với biên độ dao động nhiệt độ ở
mặt theo quy luật hàm mũ:
A(z) = A
0
e
−
√
π
τ
0
K
z
(32)
và độ dịch pha dao động ở độ sâu z so với ở mặt bằng:
ϕ =
√
π
τ
0

K
z
. (33)
Những biểu thức trên đây sẽ là cơ sở của một trong những phương pháp gián tiếp để
tính hệ số truyền nhiệt độ rối K trong hải dương học, nếu quan trắc được biến đổi của
biên độ và pha dao động nhiệt độ theo các độ sâu ở biển, chẳng hạn như phương pháp
Phurie-Smit.
Bằng các phương pháp phân tích những chuỗi quan trắc nhiều năm của nhiệt độ nước,
các nhà khoa học đã phát hiện ra những dao động nhiệt độ nước ở những vùng khác
nhau của Đại dương Thế giới với chu kỳ nhiều năm và những nguyên nhân gây nên
những dao động đó. Chẳng hạn, Suleikin đã xây dựng hệ thống tự dao động ở thủy vực
Bắc Băng Dương – Bắc Đại Tây Dương để giải thích và dự báo biến động chu kỳ 3,5
năm của hệ thống này. Còn Đuvanhin đã xác định được các chu kỳ dao động nhiệt độ
và mực nước 2,5 và 5 năm liên quan tới cường độ vận chuyển khí quyển ở Bắc Đại Tây
Dương.
Ngoài những biến động cỡ trung bình và cỡ lớn trên đây, trong đại dương còn quan trắc
được những biến động thời gian cỡ nhỏ và vi mô của nhiệt độ với những biên độ khá
lớn trong khoảng thời gian cỡ giờ và phút. Hiện nay việc quan trắc, nghiên cứu những
biến động loại này có giá trị to lớn không những về lý thưyết mà cả thực tiễn.
4.4. Phân bố độ muối trong đại dương
Từ chương 3 chúng ta đã biết rằng độ muối trong đại dương về cơ bản có tính chất
nguyên thủy. Ngày nay nhờ sự kết hợp giữa lượng chất khoáng do dòng lục địa mang
vào đại dương và những quá trình di chuyển và biến hóa phức tạp các hợp chất hóa học
mà trong nước biển đã hình thành một chế độ muối tương đối ổn định.
Những nguyên nhân làm giảm độ muối ở một bộ phận nào đó có thể là dòng nước ngọt
(sông) đi vào, sự tăng lượng giáng thủy trên mặt, tan băng hoặc sự vận chuyển những
lượng nước ít mặn hơn từ những vĩ độ cao xuống bởi dòng chảy. Góp phần làm tăng độ
muối có quá trình bốc hơi từ mặt biển, nhất là ở những nơi với nhiệt độ không khí cao
và cường độ gió lớn. Sự tạo băng kèm theo sự trôi băng đi nơi khác, sự vận chuyển nước
mặn hơn từ các vùng nhiệt đới cũng làm tăng độ muối.

Chế độ nhiệt muối và những quá trình xáo trộn trong đại dương
6/19
Về đại thể, ở các đại dương độ muối lớp nước mặt phân bố tương đối đồng nhất theo vĩ
tuyến, tức có tính đới. Ở phần khơi đại dương, độ muối đạt cực tiểu ở vùng xích đạo và
cực đại ở gần 20
o
V.B và V.N. Càng lên phía các cực độ muối càng giảm và đạt những
giá trị nhỏ nhất ở vùng cực. Quy luật phân bố này có liên hệ khá chặt chẽ với hiệu giữa
bốc hơi và giáng thủy.
Tính chất phân bố đới bị phá hủy ở một số khu vực do ảnh hưởng của các hải lưu, đặc
biệt là ở Bắc Đại Tây Dương, nơi Gơnxtrim và dòng chảy Bắc Đại Tây Dương mang
nước ấm, mặn hơn từ nhiệt đới lên các vĩ độ cao.
Ở các lớp sâu, độ muối có thể rất khác với độ muối trên mặt đại dương và sự biến đổi
theo phương ngang cũng có thể không giống như sự biến đổi ở trên mặt. Thí dụ, ở vùng
xích đạo Đại Tây Dương và Thái Bình Dương, dưới lớp nước mặt, tại độ sâu khoảng
100-200 m quan sát thấy một lớp nước có độ muối cao do các dòng chảy nghịch tầng
sâu với nước từ các vùng chí tuyến mang tới.
Các đường đặc trưng biến đổi độ muối theo chiều thẳng đứng
Sự phân bố độ muối theo phương thẳng đứng không giống nhau đối với các vĩ độ khác
nhau. Sự khác biệt đó chủ yếu thể hiện ở khoảng độ sâu từ mặt tới 1500 m. Ở Sâu hơn
độ muối gần như không biến đổi nữa và như nhau đối với mọi vĩ tuyến. Người ta phân
biệt một số dạng phân bố thẳng đứng của độ muối như: dạng cực, dạng cận cực, dạng
ôn – nhiệt đới, dạng xích đạo nhiệt đới v.v Trong số những phân bố đo chỉ có dạng
phân bố cực và cận cực là đặc trưng bởi một lớp nhảy vọt độ muối ở gần mặt với građien
thẳng đứng đạt tới 1-2 %o trên 100 m. Còn những dạng khác sự tăng độ muối theo độ
Chế độ nhiệt muối và những quá trình xáo trộn trong đại dương
7/19
sâu chậm hơn hoặc có thể tồn tại những cực đại, cực tiểu trong khoảng độ sâu 0 – 1500
m.
Dao động năm của độ muối (hiệu giữa độ muối trung bình tháng của tháng với độ muối

lớn nhất và tháng với độ muối nhỏ nhất) không đáng kể, không vượt quá 0,2 %o ở mặt
và 0,04 %o ở 2000 m. Riêng vùng cực, nơi mùa hè tan băng, dao động năm đạt tới 0,7
%o.
Tất cả những đặc điểm nêu trên đây chỉ đúng với những vùng khơi các đại dương. Đối
với các biển và những vùng ven bờ, sát bờ, độ muối có thể có độ bất đồng nhất không
gian lớn hơn nhiều và độ biến động thời gian rõ rệt, điều đó là đối tượng nghiên cứu có
ý nghĩa thực tiễn lớn trong hải dương học dự báo đánh bắt hải sản.
4.5. Khái niệm về các khối nước ở đại dương và những phương pháp phân
tích các khối nước
Trong đại dương liên tục diễn ra những quá trình trao đổi năng lượng và vật chất, di
chuyển và xáo trộn, làm biến đổi và hướng tới san bằng những đặc trưng lý, hóa, sinh
học ở mọi điểm của đại dương. Tuy nhiên vẫn tồn tại những khối nước lớn chiếm khoảng
không gian kích thước cỡ đại dương hoặc biển và duy trì trong một thời gian dài tính
đồng nhất tương đối của các đặc trưng của nó đã từng được hình thành ở những vùng
địa lý nhất định. Những đặc trưng lý hóa cơ bản thường được sử dụng để phân biệt các
khối nước với nhau là nhiệt độ và độ muối của chúng. Những yếu tố khác như oxy hòa
tan, độ trong suốt tương đối, các chỉ số thủy sinh thì được dùng ít hơn.
Một trong những phương pháp phân tích các khối nước được sử dụng nhiều nhất hiện
nay là phương pháp đường cong T − S dựa trên biểu đồT − Scủa các trạm quan trắc hải
văn. Biểu đồ T − S là hệ trục vuông góc có tọa độ là nhiệt độ T và độ muối S, trên đó ghi
các độ sâu quan trắc ứng với nhiệt độ và độ muối quan trắc được.
Nếu tại một số điểm hay một số tầng sâu gần nhau chỉ có một loại nước (một khối nước)
thuần nhất ngự trị, thì những điểm, những tầng sâu quan trắc đó được biểu thị bằng một
điểm trên biểu đồ T − S. Còn những điểm hay những tầng sâu khác, nơi đó ngự trị một
khối nước khác, sẽ được biểu thị trên biểu đồ T − S bằng một điểm khác. Trên thực tế,
trong biển tồn tại đồng thời hai hoặc một số khối nước và chúng xáo trộn với nhau.
Những giá trị của nhiệt độ và độ muối nguyên thủy đặc trưng cho mỗi khối nước riêng
biệt chỉ có thể quan trắc thấy ở nhân của nó, nơi cách xa với nhân của khối nước bên
cạnh. Còn những điểm nằm trong khoảng giữa hai nhân (trong trường hợp có hai khối
nước xáo trộn) sẽ có những giá trị nhiệt độ và độ muối tương ứng với nước đã xáo trộn,

tức giá trị nhiệt độ và độ muối ở những điểm đó được xác định theo công thức xáo trộn:
T
'
− T
B
T
A
− T
'
=
S
'
− S
B
S
A
− S
'
=
m
A
m
B
,
Chế độ nhiệt muối và những quá trình xáo trộn trong đại dương
8/19
trong đó T
'
và S
'

là nhiệt độ và độ muối của hỗn hợp xáo trộn từ thể tích (hay khối lượng)
m
A
của loại nước A có nhiệt độ T
A
và độ muối S
A
với thể tích (hay khối lượng) m
B
của
loại nước B có nhiệt độ T
B
và độ muối S
B
.
Biểu đồ xáo trộn T−S
khi xáo trộn hai khối nước đồng nhất
Như vậy, mỗi cặp hai khối nước kế cận nhau trong khi xáo trộn sẽ được biểu thị trên
biểu đồ T − S bằng một đoạn thẳng mà các điểm mút là các nhân của hai khối nước,
còn các điểm khác với khoảng cách tới các đầu mút được xác định theo tỷ số m
A
/ m
B
là
những tầng quan trắc trung gian nằm giữa hai nhân đó (hình 15).
Nếu có ba khối nước chồng lên nhau: khối nước A với nhiệt độ T
A
, độ muối S
A
; khối

nước B với nhiệt độ T
B
, độ muối S
B
; khối nước C với nhiệt độ T
C
, độ muối S
C
, trong đó
khối nước B (trung gian) có bề dày nhỏ hơn nhiều so với các khối nước nằm bên trên và
phía dưới nó (trường hợp hay gặp nhất), thì ở giai đoạn khởi đầu chưa xáo trộn chúng sẽ
được biểu thị băng ba điểm riêng biệt A,B,C trên biểu đồ T − S (hình 16). Đến một giai
đoạn xáo trộn nào đó, khối nước trung gian sẽ biến đổi các đặc trưng của nó trong khắp
bề dày, kết quả là tương quan T − S không phải là đường gấp khúc ABC, mà là đường
cong nét đứt, chỗ lượn của nó tương ứng với các đặc trưng của khối nước trung gian.
Chế độ nhiệt muối và những quá trình xáo trộn trong đại dương
9/19
Hình 16. Biểu đồ T − S khi xáo trộn ba khối nước đồng nhất
Một cách tổng quát, biến đổi của nhiệt độ và độ muối trong mỗi khối nước do trao đổi
rối theo phương thẳng đứng được mô tả bởi các phương trình truyền nhiệt và tương tự
với nó là phương trình khuếch tán muối:
∂T
∂t
= K
∂
2
T
∂z
2
,

∂S
∂t
= K
∂
2
S
∂z
2
,
trong đó t − thời gian; z − độ sâu; K − hệ số trao đổi rối.
Stôcman đã giải hệ phương trình này với những điều kiện ban đầu và điều kiện biên của
trường hợp ba khối nước như vừa nói ở trên và đã thu được những kết quả quan trọng
làm cơ sở cho việc phân tích đường cong T − S để xác định những đặc trưng của các
khối nước xáo trộn. Sau đây là những kết luận cơ bản của Stôcman:
1) Vào thời điểm đầu của sự xáo trộn, đương cong T − S là đoạn thẳng gấp khúcgồm các
đoạn nối nhân các khối nước với nhau;
2) Trên đường cong T − S những điểm cực trị sẽ tương ứng với các nhân của các khối
nước trung gian;
3) Tại những điểm trên đương cong T − S đủ cách xa các biên của khối nước trung gian,
những tiếp tuyến của các đường cong T − S thực tế trùng với các đoạn thẳng nối nhân
của ba khối nước vào thời điểm đầu;
4) Những điểm đặc trưng cho tâm của khối nước trung gian tại các thời điểm tiếp sau
nằm trên đường trung tuyến của tam giác xáo trộn vẽ từ đỉnh tương ứng với khối nước
trung gian;
5) Những điểm tương ứng với các biên của khối nước trung gian tại thời điểm xáo trộn
nằm trên các đường thẳng nối từ điểm giữa của cạnh đối của khối nước trung gian đến
các điểm giữa của hai cạnh kia.
Chế độ nhiệt muối và những quá trình xáo trộn trong đại dương
10/19
Thí dụ phân tích đường cong T−S

ở trung tâm Bắc Băng Dương
Căn cứ vào những kết luận lý thuyết trên đây có thể sử dụng những quan trắc hải văn
chuẩn ở các trạm nước sâu để phân tích cấu trúc tầng nước và xác định nhiều đặc trưng
quan trọng của các khối nước có mặt tại các trạm quan trắc đó một cách tương đối đơn
giản.
Dưới đây là một thí dụ áp dụng những kết luận của phương pháp đường cong T − S để
phân tích các khối nước ở một số trạm vùng trung tâm Bắc Băng Dương (hình 17). Sử
dụng các kết luận 1 và 2, dễ thấy rằng đường cong T − S đã cho biểu diễn bốn khối nước,
trong đó hai khối nước tương ứng với các đoạn uốn cong của đương cong (những điểm
cực trị), còn hai khối nước khác tương ứng với điểm đầu và điểm cuối của đường cong.
Các đặc trưng ban đầu của các khối nước xác định theo kết luận 1 và 3. Muốn vậy chỉ
cần vẽ các đường tiếp tuyến với những đoạn tương đối thẳng của đường cong. Tọa độ
giao điểm của các tiếp tuyến sẽ cho nhiệt độ T và độ muối S của các khối nước trung
gian trước khi xáo trộn.
Dùng kết luận 4, vẽ các tam giác xáo trộn và các trung tuyến của chúng, ta sẽ xác định
được độ sâu và các đặc trưng của các khối nước trung gian. Những giao điểm của các
trung tuyến với phần uốn cong của đường cong sẽ tương ứng với các tâm của các khối
nước trung gian. Từ đó biết các trị số T và S và độ sâu được nội suy giữa các tầng sâu kế
cận.
Các độ sâu của các biên của những khối nước xác định theo kết luận 5. Muốn vậy ta vẽ
các trung tuyến bên của các tam giác xáo trộn. Những giao điểm của chúng với đường
cong sẽ tương ứng với các biên của các khối nước.
Chế độ nhiệt muối và những quá trình xáo trộn trong đại dương
11/19
Kết quả ta có những đặc trưng của bốn khối nước có mặt ở trạm như sau: khối nước lạnh
trên mặt bị nhạt đi nhiều do băng tan vào mùa hè với nhiệt độ -1,70 và độ muối 31,0 tại
thời điểm quan trắc, dày 40 m. Dưới đó là lớp nước gần mặt cũng lạnh nhưng mặn hơn
do đối lưu mùa đông, có nhân ở 84 m, biên trên ở 40 m, biên dưới ở 170 m, trước khi
xáo trộn có nhiệt độ -1,80, độ muối 34,15, còn vào thời điểm quan trắc nhiệt độ bằng
-1,65 và độ muối bằng 34,08. Lớp nước ấm Đại Tây Dương có nhân ở 275 m, nằm ở độ

sâu từ 170 đến 690 m với nhiệt độ và độ muối ban đầu tương ứng la 2,90 và 34,95, còn
vào thời điểm quan trắc 2,12 và 34,85. Loại nước sâu của Bắc Băng Dương với nhiệt độ
-0,67 và độ muối 34,85 vào thời điểm quan trắc chiếm các độ sâu từ 690 m cho tới đáy.
4.6. Sự xáo trộn của nước biển
Ở các mục trước chúng ta đã thấy rằng trong biển và đại dương luôn luôn diễn ra những
quá trình như hấp thụ và bức xạ nhiệt, giáng thủy và bốc hơi, biến động dòng lục địa
v.v và những quá trình này lại không đồng đều ở các bộ phận và các độ sâu khác nhau
của đại dương làm cho các đặc trưng vật lý phân bố không đồng đều, gây nên tính bất
đồng nhất của các trường các đặc trưng vật lý, xuất hiện građien của các đặc trưng đó cả
theo phương ngang lẫn phương thẳng đứng. Ngược lại, trong biển luôn luôn tồn tại các
dạng chuyển động làm xáo trộn nước biển, làm cho các đặc trưng vật lý được phân bố
lại.
Tồn tại xáo trộn phân tử, xáo trộn đối lưu và xáo trộn rối.
4.6.1. Xáo trộn phân tử
Như trước đây đã nói, xáo trộn phân tử do các chuyển động hỗn loạn của các phân tử
trong nước, làm đồng đều các tính chất của nó theo mọi phương. Được biết rằng xáo
trộn phân tử có cường độ yếu, ít đóng vai trò đáng kể trong quá trình phân bố lại các đặc
trưng hải dương học trong biển.
4.6.2. Xáo trộn đối lưu
Trong nước biển xáo trộn đối lưu có quy mô lớn hơn nhiều so với xáo trộn phân tử. Quá
trình này chỉ xảy ra khi mật độ của nước biển ở các lớp nước mặt lớn hơn so với các lớp
dưới, nước ở các lớp mặt chìm xuống, còn nước ở các lớp dưới nổi lên để bù lại, kết quả
là nước bị hòa trộn và các tính chất vật lý của nó cũng được san bằng.
Để xuất hiện xáo trộn đối lưu, đòi hỏi nhiệt độ và độ muối của lớp mặt phải biến đổi sao
cho mật độ của nó trở nên lớn hơn mật độ các lớp dưới. Trong khi tính toán đối lưu cần
chú ý hiện tượng “cô đặc” khi xáo trộn do tính phi tuyến của mối phụ thuộc giữa mật độ
nước biển với nhiệt độ và độ muối.
Chế độ nhiệt muối và những quá trình xáo trộn trong đại dương
12/19
Những vùng có hiện tượng đối lưu mạnh mẽ là thủy vực Bắc Băng Dương, các biển nằm

ở những vĩ độ cao, nơi đây mật độ nước mặt tăng mạnh vào các mùa thu đông do độ
muối tăng khi tạo băng hoặc do cùng một lúc giảm nhiệt độ và tăng độ muối làm tăng
mật độ nước rất đáng kể. Ở các biển nằm ở vĩ độ cao và vĩ độ trung bình, dù không tạo
băng mạnh mẽ, nhưng nhiệt độ mùa lạnh giảm mạnh cũng phổ biến hiện tượng đối lưu.
Ở vùng nhiệt đới và cận nhiệt đới quá trình đối lưu chỉ xảy ra do tăng mạnh độ muối khi
bốc hơi.
Như vậy là hiện tượng xáo trộn đối lưu phổ biến ở đại đa số các vùng của Đại dương
Thế giới và chủ yếu vào nưa lạnh trong năm, tạo thành một chế độ đặc biệt gọi là hoàn
lưu thẳng đứng mùa đông. Kết quả của đối lưu tạo ra một đặc điểm quan trọng trong
chế độ thủy văn của các biển và đại dương là tồn tại lớp đẳng nhiệt bề mặt dày cỡ vài
chục đến vài trăm mét với nhiệt độ đồng nhất trong toàn bề dày và bằng nhiệt độ trên
mặt biển. Cường độ xáo trộn đối lưu, thể hiện qua độ sâu lớp đẳng nhiệt bề mặt, càng
lớn nếu lớp nước mặt bị mất nhiệt càng nhiều vào thời kỳ thu đông.
Lớp nước ở dưới lớp đẳng nhiệt không tham gia vào hoàn lưu thẳng đứng mùa đông,
vì độ muối của nó thường lớn, bất chấp nhiệt độ của nó lớn hay nhỏ hơn lớp trên. Đến
mùa nóng tiếp theo, lớp nước lạnh bề mặt có thể bị nung nóng dần. Nhưng tùy thuộc
vào lượng nhiệt được truyền xuống sâu, có thể có khả năng một lớp nước lạnh ở dưới
mặt không mất hẳn vào cuối mùa nung nóng , duy trì mãi tới mùa đông tiếp sau. Đó là
nguyên nhân tồn tại của lớp nước lạnh trung gian, một đặc điểm thủy văn của rất nhiều
biển vùng vĩ độ trung bình và vĩ độ cao của Đại dương Thế giới.
Trong tính toán đối lưu người ta sử dụng rộng rãi sơ đồ của Zubôp dựa vào phân bố
nhiệt độ và độ muối của các tầng sâu trong lớp hoạt động của biển vào thời kỳ đầu thu
và lượng nhiệt mà biển bị mất vào khí quyển thời kỳ thu đông.
4.6.3. Xáo trộn rối
Trong chuyển động kiểu này không tồn tại những đường dòng rõ nét, trường vận tốc rối
loạn trong không gian và thời gian, xuất hiện những cuộn xoáy lôi cuốn sự tham gia của
những lượng nước nhiều cỡ khác nhau, các dòng lamina trở nên xáo trộn với nhau. Kết
quả của chế độ chuyển động như vậy làm cho mọi tính chất của nước biển trở nên rối
loạn trong không gian và thời gian. Khi đó không thể nói đến tính xác định của bất kỳ
trường các đặc trưng nào của nước biển. Thành thử nghiên cứu xáo trộn của nước biển

trong trường hợp này là nghiên cứu diễn biến của những trường trung bình ổn định nào
đó của các đặc trưng nước biển trong sự ảnh hưởng của rối.
Theo Reinôn, các thành phân vận tốc thực theo hướng của các trục tọa độ x,y,z tuần tự
là u,v,w có thể xem là tổng của các thành phần trung bình (với dấu gạch ngang trên đầu)
và các thăng giáng rối (với dấu phảy)
Chế độ nhiệt muối và những quá trình xáo trộn trong đại dương
13/19
u =
ˉ
u + u
'
,v =
ˉ
v + v
'
,w =
ˉ
w + w
'
,
trong đó
ˉ
u =
1
T
T
∫
0
udt
,

ˉ
v =
1
T
T
∫
0
vdt
,
ˉ
w =
1
T
T
∫
0
wdt
,
với T là khoảng thời gian lấy trung bình được lấy lớn hơn nhiều so với mọi chu kỳ thăng
giáng và
ˉ
u =
ˉ
ˉ
u ,
ˉ
v =
ˉ
ˉ
v ,

ˉ
w =
ˉ
ˉ
w,
ˉ
u
'
=
ˉ
v
'
=
ˉ
w
'
= 0.
Muốn nhận được phương trình chuyển động trung bình, thì người ta thay các đại lượng
thực trong các phương trình chuyển động Navier-Stocks bằng tổng của thành phần trung
bình và thành phần thăng giáng rồi lấy trung bình các phương trình đó. Trong trường
hợp này, người ta nhận được những phương trình chuyển động Reinôn như sau:
ρ
(
∂
ˉ
u
∂t
+
ˉ
u

∂
ˉ
u
∂x
+
ˉ
v
∂
ˉ
u
∂y
+
ˉ
w
∂
ˉ
u
∂z
)
= −
∂
ˉ
P
∂x
+ μ∇
2
ˉ
u +
2
¯

u
− ρ
+
∂
∂y
(
− ρ
¯
u
'
v
'
)
+
∂
∂z
(
− ρ
¯
u
'
w
'
)
;
+
∂
∂x
Chế độ nhiệt muối và những quá trình xáo trộn trong đại dương
14/19

ρ
(
∂
ˉ
v
∂t
+
ˉ
u
∂
ˉ
v
∂x
+
ˉ
v
∂
ˉ
v
∂y
+
ˉ
w
∂
ˉ
v
∂z
)
= −
∂

ˉ
P
∂y
+ μ∇
2
ˉ
v +
2
¯
v
− ρ
+
∂
∂z
(
− ρ
¯
v
'
w
'
)
;
+
∂
∂x
(
− ρ
¯
v

'
u
'
)
+
∂
∂y
ρ
(
∂
ˉ
w
∂t
+
ˉ
u
∂
ˉ
w
∂x
+
ˉ
v
∂
ˉ
w
∂y
+
ˉ
w

∂
ˉ
w
∂z
)
= −
∂
ˉ
P
∂z
+ μ∇
2
ˉ
w +
2
¯
w
− ρ
;
+
∂
∂x
(
− ρ
¯
u
'
w
'
)

+
∂
∂y
(
− ρ
¯
v
'
w
'
)
+
∂
∂z
∂
ˉ
u
∂x
+
∂
ˉ
v
∂y
+
∂
ˉ
w
∂z
= 0
,

trong đó ρ − mật độ nước biển trung bình;
ˉ
P − áp suất trung bình; μ − hệ số nhớt phân
tử. So với các phương trình Navier-Stocks, các phương trình Reinôn có thêm những
thành phần dạng − ρ
¯
u
'
v
'
biểu thị sự ảnh hưởng của các thăng giáng rối lên trường trung
bình. Chúng được gọi là những ứng suất rối và thường được ký hiệu như sau:
2
− ρ
¯
u = τ
xx
, − ρ
¯
u
'
v
'
= τ
xy
, − ρ
¯
u
'
w

'
= τ
xz
Chế độ nhiệt muối và những quá trình xáo trộn trong đại dương
15/19
v.v để chỉ ứng suất tác động lên đơn vị diện tích mặt vuông góc với trục có tên trùng
với chỉ số thứ nhất và hướng theo trục có tên trùng với chỉ số thứ hai trong các ký hiệu
đó.
Hệ bốn phương trình trên đây chứa mười ba ẩn: áp suất, ba thành phần vận tốc trung
bình và chín ứng suất rối. Để loại trừ những ẩn mới nảy sinh này, trong lý thuyết rối bán
thực nghiệm người ta thường thiết lập các mối liên hệ giữa các ứng suất rối với các đặc
trưng dòng trung bình. Chẳng hạn, Buxinet đã giả thiết về sự tương tự giữa ứng suất do
nhớt phân tử và ứng suất rối pháp tuyến và biểu diễn:
− ρ
¯
u
'
v
'
= A
∂
ˉ
u
∂n
,
trong đó n − phương pháp tuyến của mặt phẳng đơn vị được truyền ứng suất đó theo
phương tiếp tuyến. Công thức này, như ta thấy, hoàn toàn giống như công thức lực ma
sát trong của Newton ở mục 3.3 chương 3. Hệ số A có thứ nguyên như hệ số nhớt phân
tử η trong công thức đó và do đó được gọi là hệ số nhớt rối.
Tuy nhiên, hệ số nhớt rối A không phải là hằng số vật lý chỉ phụ thuộc vào bản chất của

nước biển như η, mà còn phụ thuộc vào chủ yếu vào trạng thái chuyển động của nước
biển. Vì vậy lại nảy sinh vấn đề làm sao xác định nó, liên hệ nó với trường vận tốc trung
bình. Để làm việc đó, Prantơlơ đã giả thiết rằng, sở dĩ tại một điểm nào đó của dòng có
thăng giáng vận tốc là do trong chuyển động rối của dòng có những khối chất lỏng đi
tới điểm đó từ một khoảng cách nào đó trên hướng ngang của dòng (gọi là khoảng cách
xáo trộn – khoảng cách mà những khối chất lỏng đi qua được không thay đổi vận tốc
trước khi va chạm vào khối chất lỏng ở điểm đang xét) mang theo độ chênh lệch vận tốc
(được đặc trưng bởi građien của vận tốc trung bình). Tức là có thể viết:
u
'
≈ l
1
d
ˉ
u
dz
,
v
'
≈ l
2
d
ˉ
u
dz
,
trong đó l
1
,l
2

− những khoảng cách xáo trộn; d
ˉ
u / dz − građien vận tốc trung bình theo
hướng ngang đối với dòng. Khi đó:
∣
¯
u
'
v
'
∣ = l
2
(
d
ˉ
u
dz
)
2
với
l
2
=
1
ρ
l
1
l
2
.

Để nhấn mạnh rằng các đại lượng u
'
v
'
và d
ˉ
u / dz có cùng dấu, người ta viết dưới dạng:
¯
u
'
v
'
= l
2
∣
d
ˉ
u
dz
∣
d
ˉ
u
dz
.
Chế độ nhiệt muối và những quá trình xáo trộn trong đại dương
16/19
Như vậy, nếu so sánh với công thức Buxinet, người ta nhận được:
A = l
2

∣
d
ˉ
u
dz
∣
.
Chúng ta thấy khoảng cách xáo trộn là đại lượng rất ít xác định và khó đo. Song khác
với A, nó không phụ thuộc vào vận tốc trung bình, mà chỉ là hàm của vị trí điểm nghiên
cứu. Thí dụ, nếu nghiên cứu rối ở gần biên cứng, thì có thể cho l tỷ lệ với khoảng cách
từ điểm nghiên cứu tới biên.
Carman lại đưa ra một liên hệ khác giữa A với các đặc trưng của dòng trung bình như
sau:
A = χ
2
(
d
ˉ
u
dz
)
3
d
2
ˉ
u
dz
2
,
trong đó χ

2
= 0,38 − hằng số Carman.
4.7. Độ ổn định của các lớp nước biển theo phương thẳng đứng
Nếu không có ngoại lực tác động, nước đại dương luôn luôn ở trong trạng thái phân tầng
cân bằng: những lớp nước mật độ nhỏ hơn bao giờ cũng nằm ở phía trên, còn những
lớp nước mật độ lớn hơn thì nằm ở phía dưới, nói cách khác, mật độ nước trong biển
tăng dần rừ mặt xuống đáy. Song khi có những lực, những quá trình làm xáo trộn các
lớp nước theo phương thẳng đứng, thì các hạt nước có thể bị dịch chuyển khỏi vị trí cân
bằng, từ tầng trên xuống tầng dưới hoặc từ tầng dưới lên tầng trên. Khi bị dịch chuyển
cưỡng bức như vậy, các hạt nước sẽ biến đổi mật độ của chúng do sự biến đổi của áp
suất và sự biến đổi nhiệt độ đoản nhiệt. Tùy thuộc vào mức độ phân tầng mật độ của
nước biển (do phân tầng nhiệt độ và độ muối), mà có thể xảy ra những trường hợp sau
đây:
a) Nếu hạt nước từ một tầng nào đó dịch chuyển lên hoặc xuống một tầng mới, mà chênh
lệch giữa mật độ của nó và mật độ ở tầng mới cho phép nó tiếp tục dịch chuyển theo
hướng cũ, thì người ta nói rằng phân tầng của nước biển là cân bằng bất ổn định.
b) Nếu hạt nước từ một tầng nào đó dịch chuyển tới tầng mới, mà chênh lệch mật độ
nói trên không cho phép nó tiếp tục dịch chuyển theo hướng cũ, buộc phải quay về vị trí
cân bằng ở tầng xuất phát, thì người ta nói rằng phân tầng của nước biển là cân bằng ổn
định.
Chế độ nhiệt muối và những quá trình xáo trộn trong đại dương
17/19
c) Nêus khi dịch chuyển tới tầng mới, mật độ của nó không khác biệt với mật độ của
tầng mới, thì hạt nước sẽ dừng lại ở tầng mới hoặc tiếp tục chuyển động theo quán tính
và người ta nói rằng phân tầng cân bằng phiếm định.
Như vậy, mức độ phân tầng có ảnh hưởng tới sự xáo trộn. Trong phân tầng ổn định, sự
xáo trộn bị cản trở, ngược lại, trong phân tầng bất ổn định, sự xáo trộn xảy ra dễ dàng
hơn.
Để đánh giá định lượng điều kiện cân bằng, cần so sánh mật độ của các hạt nước xáo
trộn với mật độ của nước xung quanh.

Giả sử ở độ sâu z áp suất là p, nước có nhiệt độ T, độ muối S và mật độ ρ, còn ở độ sâu
z + dz áp suất là p + dp, nước có nhiệt độ T + dT, độ muối S + dS và mật độ bằng
ρ +
∂ρ
∂p
dp+
∂ρ
∂T
dT+
∂ρ
∂S
dS
.
Nếu hạt nước nào đó từ độ sâu z dịch chuyển tới độ sâu z + dz thì mật độ của nó sẽ biến
đổi một lượng bằng
∂ρ
∂p
dp
do tác động trực tiếp của áp suất và một lượng bằng
∂ρ
∂T
dξ
do
biến đổi nhiệt độ đoản nhiệt một lượng dξ, do đó, sẽ bằng:
ρ +
∂ρ
∂p
dp+
∂ρ
∂T

dξ
.
Hiệu giữa mật độ nước xung quanh và mật độ của hạt nước xáo trộn sẽ bằng
δρ =
∂ρ
∂T
(dT − dξ) +
∂ρ
∂S
dS
,
và cho thấy mức độ cân bằng của phân tầng nước. Nếu δρ > 0 thì cân bằng ổn định, nếu
δρ < 0 − cân bằng bất ổn định và nếu δρ = 0 − cân bằng phiếm định.
Đại lượng E bằng giá trị của δρ này trên một đơn vị độ sâu, tức:
E =
δρ
dz
=
∂ρ
∂T
(
dT
dz
−
dξ
dz
)
+
∂ρ
∂S

dS
dz
(34)
trong hải dương học được gọi là độ ổn định của nước biển theo phương thẳng đứng.
Tính độ ổn định, phân tích biến đổi của nó theo độ sâu ở các trạm hải văn nước sâu có ý
nghĩa to lớn khi nghiên cứu các khối nước, phát hiện biên giới các khối nước có nguồn
gốc khác nhau. Thông thường độ ổn định đạt giá trị lớn nhất ở lớp nhảy vọt mật độ vào
mùa nóng. Với độ sâu tăng lên, độ ổn định giảm và giảm tới những giá trị rất nhỏ ở các
độ sâu lớn. Những cực đại phụ của độ ổn định có thể thấy ở những nơi tiếp giáp của các
khối nước với những đặc trưng nhiệt độ và độ muối khác nhau.
Các câu hỏi để tự kiểm tra
Chế độ nhiệt muối và những quá trình xáo trộn trong đại dương
18/19
1) Viết phương trình cân bằng nhiệt của mặt biển.
2) Những đặc điểm tổng quát của sự phân bố địa lý của nhiệt độ và độ muối.
3) Thế nào là lớp đồng nhất nhiệt độ, lớp nhảy vọt nhiệt độ, lớp hoạt động và nêm nhiệt?
4) Biến trình năm của nhiệt độ và độ muối nước biển.
5) Khối nước đại dương là gì?
6) Biểu đồ T − S là gì?
7) Các dạng xáo trộn của nước biển.
8) Thực chất của lý thuyết rối bán thực nghiệm.
9) Thế nào là phân tầng ổn định, bất ổn định và phiếm định.
Chế độ nhiệt muối và những quá trình xáo trộn trong đại dương
19/19