Hệ thống khí hậu vật lý toàn cầu phần 2

Chơng Cân lợng bề mặt 4.1 Điểm tiếp xúc Bề mặt trái đất biên khí mặt đất đại dơng Việc xác định vị trí biên khó khăn biển có nhiễu động lớn mặt ®Êt cã líp phđ thùc vËt biÕn ®ỉi Ta sÏ giả thiết vị trí bề mặt đợc xác định cách thích hợp, ta xem nh mặt phân cách đơn giản hai môi trờng, nhng xét đến trình trao đổi lợng quan trọng ta cần phải đa vào lớp biên khí đại dơng lớp vài mét lớp đất Cũng nh dòng đỉnh khí quyển, dòng lợng qua bề mặt có vai trò quan trọng khí hậu, đặc biệt khí hậu mặt phận quan trọng Cân lợng bề mặt định lợng lợng có đợc để làm bốc nớc bề mặt làm tăng giảm nhiệt độ bề mặt Các trình bề mặt đóng vai trò quan trọng việc xác định cân lợng hệ thống toàn cầu Nguồn (budget) lợng bề mặt phức tạp nhiều so với đỉnh khí quyển, đòi hỏi xem xét dòng lợng truyền dẫn đối lu nhiệt, ẩm thông qua chuyển động chất lỏng nh xạ Nguồn lợng bề mặt địa phơng phụ thuộc vào độ chiếu nắng, đặc trng bề mặt nh trạng thái ẩm ớt, lớp phủ thực vật, albedo, tính chất khí phía Nguồn lợng bề mặt liên hệ mật thiết với chu trình nớc, bốc từ bề mặt thành phần nguồn lợng nguồn nớc Việc hiểu biết nguồn lợng bề mặt phận cần thiết để hiểu biết khí hậu phụ thuộc vào tác động cỡng từ bên 4.2 Nguồn lợng bề mặt Nguồn lợng bề mặt đợc viết dới dạng dòng lợng qua đơn vị diện tích mặt phân cách không khí bề mặt theo phơng thẳng đứng đợc đo Watt mét vuông (W/m2) Các trình xác định truyền lợng bề mặt khí bao gồm truyền xạ mặt trời xạ hồng ngoại, dòng lợng liên quan với chuyển động chất lỏng khí đại dơng Sự tích luỹ vận chuyển lợng phía dới bề mặt quan trọng Cho mục đích tính toán nguồn lợng, tích luỹ lợng bề mặt xảy thể tích biên với khí độ sâu dới bề mặt nơi mà dòng lợng tốc độ tích luỹ lợng đợc xem không đáng kể Độ sâu nhỏ vài mét vùng đất khô lớn đến vài kilômét nh vùng đại dơng nơi nớc sâu Đối với bề mặt nớc, dòng lợng ngang sinh chuyển động chất lỏng phía dới bề mặt đóng vai trò quan trọng Cân lợng bề mặt đợc viết ký hiệu nh (4.1) E s = G = R s − LE − SH − ∆Feo ∂t ®ã (4.1) ∂ E s = G tích luỹ lợng lớp đất nớc bề mặt, Rs dòng t lợng xạ vào bề mặt, LE dòng ẩn nhiệt từ bề mặt vào khí quyển, SH dòng hiển nhiệt từ bề mặt vào khí Feo dòng ngang khỏi cột đấtđại dơng phía dới bề mặt Dới điều kiện ổn định bền vững tích luỹ lợng nhỏ, ví dụ nh giả thiết lấy trung bình cho toàn năm trung bình ngày đất, cân lợng cân đốt nóng xạ trình lấy lợng từ bề mỈt Rs = LE + SH + ∆Feo (4.2) Trong phần lớn trờng hợp xạ đốt nóng bề mặt, dòng ẩn nhiệt hiển nhiệt lại làm lạnh bề mặt, hạng tử biểu diễn dòng nhiệt xạ, ẩn nhiệt hiển nhiệt (4.1) (4.2) hầu nh thờng mang dấu dơng (hình 4.1) Hình 4.1 Sơ đồ mối quan hệ thành phần khác cân lợng bề mặt (RS=Bức xạ thuần, LE=Làm lạnh bốc hơi, SH=Làm lạnh hiển nhiệt, ES=Tích luỹ nhiệt dới t bề mặt, Feo=Phân kỳ dòng lợng ngang dới bề mặt) ý nghĩa vật lý (4.1) chỗ, tích luỹ lợng phía dới bề mặt xạ vào trừ lợng nhiệt từ bề mặt bốc hơi, dòng hiển nhiệt vận chuyển nhiệt theo phơng ngang đến vĩ độ kinh độ khác Khi xây dựng (4.1) ta đà loại bỏ nhiều thành phần khác mà địa phơng thời kỳ ngắn chúng quan trọng Những thành phần bao gồm: ẩn nhiệt làm tan băng tuyết mùa xuân cần đến 10% lợng xạ d thừa thời đoạn định Sự chuyển đổi động gió sóng thành nhiệt năng, nói chung nhỏ Truyền nhiệt gi¸ng thủ cã thĨ xt hiƯn nÕu gi¸ng thủ cã nhiệt độ khác nhiệt độ bề mặt Cơ chế đặc biệt quan trọng có ma rào mùa hè, nớc ma lạnh bề mặt nhiỊu vµ nhiƯt dung cđa n−íc lín 79 − Mét lợng lợng mặt trời không đợc thể rõ dới dạng nhiệt, mà đợc tích luỹ dới dạng liên kết hoá học hình thành trình quang hợp Tính chung toàn cầu loại nhỏ 1%, nhng đạt đến cỡ 5% mang tính địa phơng khoảng thời gian hạn chế Nhiệt giải phóng oxy hoá vật chất sinh vật, trình ngợc lại trình quang hợp, nh trình phân huỷ sinh vật cháy rừng Năng lợng chứa vật chất sinh vật trình quang hợp đợc trả hệ thống khí hậu vật lý thông qua oxy hoá Quá trình xảy quanh năm nhng thực nhanh bề mặt nóng ẩm Trên qui mô toàn cầu, giải phóng lợng địa nhiệt khe nứt nóng, động đất, núi lửa nhỏ Nhiệt đợc giải phóng đốt nhiên liệu hoá thạch tạo thành lợng hạt nhân quan trọng mang tính địa phơng, nhng không đáng kể cân lợng toàn cầu 4.3 Tích luỹ nhiệt bề mặt Tích luỹ lợng bề mặt quan trọng chu kỳ mùa nhiệt độ đại dơng chu kỳ ngày đêm mặt đất đại dơng dạng đơn giản nhất, lợng lợng bề mặt đợc viết nh tích nhiệt dung hữu hiệu hệ thống trái đấtđại dơng nhiệt độ trung bình tơng ứng E s = C eo Teo Teo C eo (4.3) nhiệt dung hữu hiệu hệ thống lục địa đại dơng (J/(m2K)) nhiệt độ hữu hiệu chất dự trữ lợng lục địa đại dơng (K) Nhiệt dung phụ thuộc vào tính chất vật lý bề mặt độ sâu lớp bề mặt mà liên hệ với khí qui mô thời gian cần quan tâm Nói chung vài mét lớp đất chịu tác động mùa cân lợng bề mặt, nhng nhiệt độ lớp 50100m đại dơng biến đổi theo mùa Lớp dới sâu đại dơng có trao đổi lợng với bề mặt biến đổi theo mùa, cần phải xem xét khả phụ thuộc thêi gian cđa nhiƯt dung h÷u hiƯu NhiƯt dung cđa khí đợc ớc lợng thông qua lợng liên quan đến chuyển động phân tử, lợng có quan hệ với nhiệt độ Nhiệt dung lợng lợng cần thiết để làm tăng nhiệt độ lên độ Ta xấp xỉ nhiệt dung riêng không khí nhiệt dung riêng không khí khô với áp suất không đổi Để nhận đợc nhiệt dung cho toàn khí ta tích phân theo khối lợng khí đợc Ps 1004JK 1kg 1105 Pa Ca = c p = = 1,02 × 10 JK −1m − −2 g 9,81ms (4.4) Ng−êi ta ớc lợng nhiệt dung đại dơng b»ng viƯc sư dơng nhiƯt 80 dung cđa n−íc láng tinh khiÕt ë 0oC NhiƯt dung cđa líp n−íc ®é dày tuỳ ý dw nhận đợc từ mật độ w nhiệt dung riêng cw: Co = wcwdw = 103kgm3.4218 JK1kg1.dw = dw.4,2ì106 JK1m2m1 (4.5) So sánh (4.4) vµ (4.5) ta thÊy r»ng nhiƯt dung cđa khÝ qun b»ng nhiƯt dung cđa líp n−íc m Nh− ®· nói chơng 7, lớp nớc khoảng 70m đại dơng tơng tác với khí qui mô thời gian khoảng năm, qui mô thời gian mùa nhiệt dung đại dơng gấp khoảng 30 lần khí 4.3.1 Tích luỹ nhiệt đất Đất có nhiệt dung hữu hiệu nhỏ nhiều so với đại dơng Vì bề mặt đất rắn nên truyền nhiệt hữu hiệu chuyển động chất lỏng xảy khí đại dơng không xảy đất Nhiệt đợc truyền qua đất hầu nh trình dẫn nhiệt hiệu Chỉ khoảng 12 mét đất chịu ảnh hởng biến động mùa Nhiệt dung bề mặt đất nói chung nhỏ so với nhiệt dung khí Dòng lợng nhiệt dẫn thẳng đứng đất tỷ lệ với gradient nhiƯt ®é ®Êt Fs = −K T ∂ T z (4.6) KT độ dẫn nhiệt Cân nhiệt đất cân nhiệt tích luỹ đất hội tụ dòng nhiƯt khuch t¸n Cs ∂ ∂ ∂ ⎛ ∂ ⎞ T = (Fs ) = ⎜ K T T ⎟ ∂t ∂z ∂z ⎝ ∂z ⎠ (4.7) NhiƯt dung thĨ tích chất bề mặt CS tích nhiệt dung riêng đất cS mật độ đất S Nhiệt dung đất phụ thuộc vào tỷ lệ thể tích đất fS, chất hữu fC, nớc fW không khí fa, mật độ nhiệt dung riêng thành phần vật chất bề mặt Cs = ρscsfs + ρcccfc +ρwcwfw + ρcpfa (4.8) B¶ng 4.1 Tính chất thành phần đất 293K Nhiệt dung riêng Mật độ () (kg/m3) cp (J/(m3K)) (cp) (J/(kgK)) Chất vô đất 733 2600 1,9ì106 Chất hữu đất 1921 1300 2,5ì106 Nớc đất 4182 1000 4,2ì106 Không khí đất 1004 1,2 1,2ì103 Từ bảng 4.1 thấy nhiệt dung không khí đất nhỏ, nớc thay không khí khoảng rỗng hở đất nhiệt dung tăng lên nhiều Độ xốp đất tỷ lệ thể tích đất bị không khí nớc chiếm giữ (nó có ¶nh h−ëng lín ®Õn nhiƯt dung cđa ®Êt t thc vào 81 trạng thái khô hay ẩm đất ND) Sự truyền dẫn nhiệt đất phụ thuộc vào chất đất, độ xốp hàm lợng nớc đất Sự truyền dẫn nhiệt tăng theo hàm lợng nớc đất có độ xốp tơng đối cao Các giá trị biến đổi từ 0,1 Wm1K1 than bùn khô đến 2,5 Wm1K1 cát ớt Dới điều kiện độ dẫn nhiệt KT không phụ thuộc vào độ sâu phơng trình (truyền) nhiệt (4.7) đợc đơn giản hãa thµnh ∂ ∂ 2T T = DT ∂t z (4.9) DT = KT/Cs hệ số khuyếch tán nhiệt chất bề mặt Việc phân tích qui mô đơn giản (4.9) đợc sử dụng để xác định độ sâu mà dị thờng nhiệt độ đợc áp dụng bề mặt thâm nhËp tíi mét kho¶ng thêi gian cho tr−íc Cã thể độ sâu thâm nhập hT dị thờng nhiệt độ liên quan với cỡng (forcing) có chu kỳ nhiệt độ bề mặt đợc cho bëi h T = DT τ (4.10) ®ã qui mô thời gian cỡng có chu kỳ bề mặt Khi lấy giá trị điển hình hệ số khuyếch tán đất DT = 5ì107m2/s, ta nhận đợc độ sâu thâm nhập vào khoảng 10 cm cho cỡng hàng ngày khoảng 1,5 m cỡng năm Với qui mô thời gian cỡ 10 000 năm, biến động nhiệt độ bề mặt thâm nhập xuống độ sâu khoảng 150 m Vì nhiệt đợc vận chuyển thông qua đất, đá truyền dẫn diễn với tốc độ chậm, nên vận chuyển nhiệt phơng ngang dới mặt đất hoàn toàn bị bỏ qua Hình 4.2 Nhiệt độ đất độ sâu khác dới cánh đồng cỏ O'Neill, Nebraska ngày 13-81953: a) nhiệt độ độ sâu khác nh hàm thời gian địa phơng; b) nhiệt độ nh hàm độ sâu thời điểm khác Độ khuếch tán nhiệt đo đợc vào ban ngày biến − − thiªn tõ 2,5 x 10 m2/s ë cm ®Õn x 10 m2/s ë cm độ sâu đất (Theo số liệu Lettau Davidson, 1957) Hình 4.2 nhiệt độ độ sâu khác đất nh hàm thời gian ngày trời quang mùa hè Đất gần bề mặt chịu biến đổi ngày lớn cđa nhiƯt ®é víi nhiƯt ®é cùc tiĨu tr−íc lúc mặt trời mọc nhiệt độ cực đại vào khoảng sau tra độ sâu sâu đất nhiệt độ biến 82 đổi nhỏ xảy chậm ngày, cần phải có thời gian để xung nhiệt độ khuyếch tán vào đất Tại độ sâu khoảng 10 cm dới bề mặt, biên độ nhiễu động nhiệt độ giảm xuống khoảng e1 lần giá trị bề mặt nó, biên độ nhỏ độ sâu xuống đến 40 cm dới bề mặt Sự giảm biên độ nhiễu động nhiệt độ ngày đêm quan trắc đợc phù hợp với lý thuyết thứ nguyên đà đa Số liệu nhiệt độ đợc sử dụng để suy độ dẫn nhiệt nh hàm độ sâu đất thông qua việc sử dụng (4.7) Thay vào đó, profile thẳng đứng Cs KT đà biết giả thiết không đổi theo thời gian, profile nhiệt độ đo đợc lớp đất sâu đợc sử dụng để ớc lợng biến đổi khứ nhiệt độ bề mặt qui mô thời gian cỡ hàng trăm đến hàng nghìn năm (Lachenbruch & Marshall, 1986) 4.4 Sự đốt nóng bề mặt xạ Năng lợng xạ tới bề mặt tổng mật độ dòng xạ mặt trời xạ sóng dài bề mặt RS = S(0) S(0) + F(0) F(0) (4.11) S(0) S(0) tơng ứng mật độ dòng xuống lên xạ mặt trời bề mặt, tơng tự, F(0) F(0) mật độ dòng sóng dài Sự đốt nóng mặt trời nhân tố điều khiển hệ thống khí hậu 4.4.1 Sự hấp thụ xạ mặt trời bề mặt Dòng lợng mặt trời xuống đợc viết nh tích dòng mặt trời xuống bề mặt nhân với độ hấp thụ bề mỈt S↓(0) − S↑(0) = S↓(0)(1−αS) (4.12) Albedo bỊ mỈt S đợc định nghĩa nh tỷ lệ mật độ dòng mặt trời xuống bị phản xạ trở lại bề mặt Albedo bề mặt biến thiên rộng phụ thuộc vào dạng điều kiện bề mặt, phạm vi từ giá trị nhỏ khoảng 5% đại dơng điều kiện gió nhẹ đến lớn khoảng 90% nh bề mặt tuyết mới, khô Những giá trị nêu bảng 4.2 giá trị đặc trng, nhng dạng bề mặt có phạm vi giá trị albedo (hình 4.3) Bề mặt phổ biến nớc, albedo phụ thuộc vào góc thiên đỉnh mặt trời, độ phủ mây, tốc độ gió tạp chất pha trộn nớc Sự phụ thuộc albedo bề mặt nớc vào góc thiên đỉnh mặt trời độ phủ mây đợc dẫn hình 4.4 Tỷ lệ chùm tia xạ mặt trời đến bị mặt nớc phản xạ phụ thuộc vào góc chùm tia tới bề mặt nớc Albedo bề mặt đại dơng điều kiện trời quang tăng cách đột ngột mặt trời tiến gần đến đờng chân trời Mây làm tán xạ xạ hiệu quả, xạ mặt trời phía dới mây chùm tia song song kéo dài mà chùm tia bị tán xạ hớng Trong điều kiện có mây photon xuống tới bề mặt từ hớng dơng với xác suất gần nh nhau, phía dới lớp mây đủ dày nói mặt trời vị trí bầu trời Bởi vậy, albedo bề mặt 83 điều kiện trời đầy mây không nhạy cảm với góc thiên đỉnh mặt trời Tuy nhiên, lợng lợng xạ mặt trời tới đợc bề mặt điều kiện trời đầy mây nhạy cảm với góc thiên đỉnh mặt trời, mây vật phản xạ hiệu xạ mặt trời albedo nhạy cảm với góc thiên đỉnh mặt trời Bảng 4.2 Albedo bề mặt khác (%) Phạm vi Giá trị điển hình Nớc sâu: gió nhẹ, độ cao nhỏ 10 Nớc sâu: Gió mạnh, độ cao lớn 1020 12 Đất ẩm tối, độ mùn cao 15 10 Đất ẩm xám 1020 15 Đất khô, sa mạc 2035 30 Cát ớt 2030 25 Cát khô sáng 3040 35 Đờng rải nhựa 10 Đờng bê tông 1535 20 Cây xanh thấp 1020 17 Cây khô 2030 25 Rừng nhọn 1015 12 Rừng rụng 1525 17 Rừng bị tuyết phủ 2035 25 Băng biển, tuyết phủ 2540 30 Tuyết cũ, tan 3565 50 Tuyết khô, lạnh 6075 70 Tuyết khô, 7090 80 Nớc Đất trọc Thực vật Tuyết băng Hệ số phản xạ bề mặt khác phụ thuộc vào tần số xạ (hình 4.5) Mây tuyết phản xạ hầu nh toàn xạ nhìn thấy phản xạ bớc sóng gần hồng ngoại, nơi mµ sù hÊp thơ chđ u n−íc Thùc vËt màu xanh có albedo thấp xạ hoạt động quang hợp, chất diệp lục hấp thụ xạ loại hiệu Bức xạ dải bớc sóng khoảng 0,40,7àm có ảnh hởng quang hợp thực vật phát triển hấp thụ 90% lợng xạ dải Tại bớc sóng khoảng 0,7àm albedo thực vật màu xanh tăng cách đột ngột, albedo chúng xạ gần hồng ngoại lên tới 50% Vì gần nửa lợng mặt trời tới bề mặt có bớc sóng lớn 0,7àm nên tăng lên albedo quan trọng nguồn 84 lợng bề mặt Thực vật cần bớc sóng ngắn 0,7àm để quang hợp, nhng hấp thụ lợng gần hồng ngoại bớc sóng lớn 0,7àm đốt nóng/sởi ấm mà chuyển đổi lợng vào mô thực vật Do albedo lớn bớc sóng dài 0,7àm giữ cho trạng thái mát mẻ Khi thực vật màu xanh chết khô lợng chất diệp lục chúng giảm xuống albedo chúng bớc sóng nhìn thấy tăng, nh đà ví dụ cánh đồng có rơm rạ Hình 4.3 ảnh chụp từ không tảng băng Nam cực nơi gặp ấn độ dơng Dumont dUrville, Terre Adélic, Nam cực Chú ý albedo cao băng so với nớc biển (ảnh R Guillard chụp In lại với cho phÐp cđa I.F.R.T.P.) H×nh 4.4 Sù phơ thc cđa albedo bề mặt nớc vào góc thiên đỉnh mặt trời độ phủ mây (Số liệu lấy từ Mirinova, 1973) Albedo cđa bỊ mỈt cã líp phđ thùc vËt phơ thuộc vào kết cấu điều kiện sinh lý tán Tán có hình dạng phức tạp nhiều lỗ hổng có albedo thấp albedo riêng lẻ Tỷ số xạ gần hồng ngoại xạ nhìn thấy giảm theo độ dày phía dới đỉnh tán cây, bớc sóng nhìn thấy đợc hấp thụ cách có hiệu Albedo cao xạ gần hồng ngoại làm cho bị tán xạ xuống thông qua tán làm đốt nóng đất 85 Hình 4.5 Độ phản xạ bề mặt nh hàm bớc sóng xạ loại bề mặt tự nhiên Thị lực ngời nhạy cảm bớc sóng từ 0,4 àm (tím) đến 0,7 àm (đỏ) Cỏ ling lăng cỏ susan xuất màu lục (green) albedo chúng bớc sóng màu lục sáng (~0,55àm) cao bớc sóng nhìn thấy kh¸c (Theo sè liƯu cđa Mirinova, 1973) N−íc tinh khiÕt phản xạ hầu hết ánh sáng màu xanh da trời Khối nớc tự nhiên chứa nhiều chất bẩn phản xạ hầu hết ánh sáng màu lục (green), nhng suất phản xạ nói chung ánh sáng nhìn thấy cao bớc sóng gần hồng ngoại Đất có hệ số phản xạ bớc sóng gần hồng ngoại cao so với bớc sóng nhìn thấy Đất khô có albedo cao cách đáng kể so với đất ẩm ớt, bề mặt đất nhẵn có albedo cao so với bề mặt gồ ghề (bảng 4.3) Bảng 4.3 Albedo mặt đất khô ẩm [Mironova (l973)] Mặt đất phẳng Đất cày xới Khô ẩm Khô ẩm Đất bùn đen xám 13 8 Đất màu hạt dẻ xám 18 10 14 Đất màu hạt dẻ đỏ 20 12 15 Cát màu xam 25 18 20 11 Cát trắng 40 20 − − §Êt xÐt xanh tèi 23 16 Vì albedo bề mặt biến đổi mạnh có ảnh hởng mạnh đến xạ mặt trời hấp thụ đợc, có ảnh hởng lớn đến nhiệt độ bề mặt Albedo bề mặt có ảnh hởng mạnh mẽ đến độ nhạy khí hậu, biến đổi cách có hệ thống theo điều kiện khí hậu Các trình hồi tiếp liên quan đến albedo bề mặt đợc thảo luận chơng 4.4.2 Sự đốt nóng bề mặt xạ sóng dài Để tính xạ sóng dài xuống bề mặt ta cần biết xạ sóng dài xuống từ khí quyển, nhiệt độ bề mặt, độ phát xạ sóng dài bề mặt 86 Nếu tần số xạ sóng dài xuống phát xạ xạ từ bề mặt nh nhau, hệ số hấp thụ hữu hiệu bề mặt hệ số phát xạ Một cách gần phần xạ sóng dài xuống bề mặt đất bị hấp thụ, sóng dài lên bề mặt ®−ỵc viÕt: F↑ (0) = (1 − ε )F↓ (0 ) + εσTs4 Do ®ã ta cã thĨ viÕt: ( F↓ (0) − F↑ (0 ) = ε F↓ (0 ) Ts4 (4.13) ) (4.14) Vì hiệu ứng nhà kính khí trái đất mạnh nên sóng dài xuống từ khí phát xạ từ bề mặt tơng đối lớn có xu hớng bù trừ lẫn Hệ số phát xạ sóng dài hầu hết bề mặt tự nhiên khoảng 9098% (bảng 4.4) không đóng vai trò việc định khí hậu bề mặt Sai số việc ớc lợng độ phát xạ bề mặt dẫn đến sai số tính toán dòng sóng dài bề mặt khoảng 5% Tuy nhiên, sai số việc ớc lợng nhiệt độ bề mặt trạng thái cân nhỏ nhiều, nhiệt độ nhận đợc từ cân dòng lợng đà đợc lấy bậc bốn Điều làm giảm biến động nhiệt độ bề mặt liên quan với biến động độ phát xạ xuống khoảng 1% Bảng 4.4 Hệ số phát xạ sóng dài (%) số dạng bề mặt Thực vật Mặt nớc mặt đất - Nớc - Tuyết rơi - Tuyết dạng băng hạt nhỏ - Băng - Đất đóng băng - Cát khô làm sân chơi - Cát khô sáng 9296 8299.5 - Cỏ linh lăng xanh tối - Lá sồi 89 - Lá nãi chung 96 95 91−95 + 0.8µm 5− 53 93−94 + 1.0µm 5− 60 84 + 2.4µm 70−97 89−90 + 10.0àm 9798 - Cát ớt 95 - Sỏi thô 9192 - Giấy trắng 8995 - Đá vôi sáng xám 9192 - Kính 8794 - Bê tông khô 7188 - Gạch màu đỏ 92 - Đất trống, ẩm 9598 - Tờng vữa trắng 91 - Đất khô đ cày 90 Bề mặt tự nhiên - Sa mạc 9091 Các chất hỗn tạp - Gỗ sồi phẳng 90 - Sơn trắng 9195 - Sơn đen 8895 4355 - Cỏ khô, cao 90 - Sơn màu nhôm - Đồng cỏ bụi 90 - Nền nhôm - Rừng sồi 90 - Sắt m kẽm - Rừng thông 90 - Bạc ®¸nh bãng - Da ng−êi 95 1− 13−28 (Sè liƯu lÊy tõ Sellers, 1965 In l¹i víi sù cho phÐp cđa University of Chicago Press.) 87 víi trung bình vĩ hớng vĩ độ Nớc lạnh xuất gần bờ lan rộng đại dơng phía tây phía xích đạo Nhiệt độ bề mặt biển thấp gần bờ tợng trồi lên nớc lạnh từ lớp dới bề mặt gây gió thổi dọc theo bờ thổi từ bờ khơi vùng Gió mực thấp có quan hệ với hệ thống khí áp bề mặt cao khí phía vùng đại dơng cận nhiệt đới phía đông, nh đà hình 6.18 Các hệ thống gió dòng chảy có liên quan nhiệt độ bề mặt biển lạnh phát triển mạnh vào mùa hè bắc bán cầu, nam bán cầu chúng gần nh tợng xảy quanh năm Ngời ta cho rằng, hình dạng đờng bờ hai đại dơng, đặc biệt độ nghiêng theo hớng tây bắc đông nam đờng bờ Nam Mỹ châu Phi, đà làm cho dòng chảy bờ đông Nam Bán Cầu phát triển mở rộng tới xích đạo sau chảy sang phía tây dọc theo xích đạo Nhiệt độ bề mặt biển lạnh trung bình vùng dòng chảy bờ đông thờng liên quan đến chuyển động giáng khí mây tầng ổn định (hình 3.21b) Hình 7.11 Độ lệch nhiệt độ mặt nớc biển tháng so với trung bình vĩ hớng vĩ độ Khoảng cách đờng 10C, giá trị nhỏ -10C đợc tô bóng Hình 7.12 Cấu trúc nhiệt Thái Bình Dơng xích đạo cho thấy xu nghiêng nêm nhiệt (0C) (Theo Colin nnk, 1971) 7.4.3 Biến động năm vùng Thái Bình dơng xích đạo: ENSO Gradient nhiệt độ bề mặt biển hớng đông tây lớn cấu trúc nhiệt lớp dới bề mặt tồn vùng nhiệt đới Thái Bình dơng Đại Tây dơng Những gradient liên quan với trồi lên nớc lạnh rìa đông đại dơng dọc 171 theo xích đạo thuộc phần phía đông thủy vực Nêm nhiệt phát triển xuống sâu vùng đại dơng nhiệt đới phía tây nâng lên phía bề mặt vùng xích đạo phía đông nơi có nớc trồi xuất (hình 7.12) Gradient mật độ áp suất liên quan với độ nghiêng đông tây nêm nhiệt Thái Bình dơng đợc hỗ trợ ứng suất gió hớng tây tác động gió đông nhiệt đới Cứ vài năm lần cân bị phá vỡ nớc ấm lan toả phía đông, gây nên dị thờng nhiệt độ bề mặt biĨn vµ khÝ hËu mµ nã cã thĨ kÐo dµi năm lâu Những kiện đợc gọi dị thờng ấm Thái Bình dơng nhiệt đới Nếu nớc ấm xuất gần bờ Nam Mỹ, nơi nớc thờng lạnh, kiện đợc địa phơng gọi El Nino Sự xuất cđa n−íc Êm ë bê Nam Mü liªn quan víi chìm sâu xuống nêm nhiệt mà thông thờng nằm sát mặt đông Thái Bình dơng Trong điều kiện bình thờng, trồi lên nớc lạnh, giàu dỡng chất từ phía dới nêm nhiệt hỗ trợ cho nghề cá trù phú Sự sâu xuống nêm nhiệt thời kỳ El Nino làm nguồn cung cấp dỡng chất cho bề mặt nghề cá đánh bắt xa bờ vùng xích đạo Nam Mỹ bị ảnh hởng nặng nề Những biến ®ỉi vỊ nhiƯt ®é bỊ mỈt biĨn ®i kÌm víi biến đổi đối lu dòng khí quy mô lớn vùng nhiệt đới Sự nóng lên nhiệt độ bề mặt biển gần bờ Nam Mỹ thờng gắn liền với ma nhiều vùng khí hậu duyên hải thờng khô Những biến đổi phân bố nhiệt độ bề mặt biển tây Thái Bình dơng gắn liền với biến đổi phân bố gió quy mô lớn khí áp bề mặt, mà có ảnh hởng lan rộng tới vĩ độ trung bình Những biến động khí đại dơng có liên quan, kèm với kiện ấm lạnh Thái Bình dơng xích đạo đợc ngời ta gọi chung tợng El Nino dao động nam (ENSO) 7.5 Những lý thut vỊ hoµn l−u giã 7.5.1 Líp Ekman, vận chuyển gió nớc trồi Nhờ chuyển động quay trái đất, thành phần ma sát vận chuyển tích phân theo phơng thẳng đứng lớp nớc mặt đại dơng hớng theo phơng ứng suất gió tác động, mà lệch 90 phía phải bắc bán cầu 90 phía trái nam bán cầu Sự vận chuyển nớc gần bề mặt gió đóng vai trò trọng yếu việc xác định nhiệt độ bề mặt biển thấp tơng đối vùng dòng chảy bờ đông dọc xích đạo, đóng vai trò quan trọng việc chi phối xoáy nớc cận nhiệt đới mà chúng cung ứng cho dòng bờ tây Để thấy rõ mối quan hệ ứng lực gió, dòng chảy vận chuyển, ta xem đại dơng đồng với mật độ áp suất không đổi, giả thiết đại dơng chịu tác động ứng suất gió đồng có thành phần hớng đông x thành phần hớng bắc y Ta tìm nghiệm ổn định toán ứng suất ma sát gia tốc Coriolis cân (xem, chẳng hạn, Gill, 1982): d 2u fv = −ν dz 172 (7.1) fu = ν d2v dz (7.2) Tham sè Coriolis ( f = sin ) hai lần thành phần thẳng đứng địa phơng tốc độ quay trái đất ( ) Các lực ma sát đợc mô tả cho ứng suất ma sát tỷ lệ với độ đứt vận tốc dòng chảy nhân với hệ số khuếch tán động lợng Nh ứng suất gió đợc đa vào nh điều kiện biên độ đứt dòng chảy bề mặt, đồng thời ta giả thiết dòng chảy không độ sâu đủ lớn, điều kiện biên (7.1) vµ (7.20 lµ: du τ x ⎫ = dz ρ ⎪⎪ ⎬ t¹i z = 0; dv τ y ⎪ ν = dz ρ0 ⎪⎭ ν u = v = z (7.3) mật độ nớc biển, đợc giả thiết không đổi Nghiệm vận tốc điều kiện lµ: uE = e δz ρ0 fν ⎧ π ⎞⎫ π⎞ ⎛ ⎛ ⎨τ y cos⎜ δz + ⎟ + τ x cos⎜ δz − ⎟⎬ 4⎠ ⎠⎭ ⎝ ⎝ ⎩ (7.4) vE = e δz ρ fν ⎧ π ⎞⎫ π⎞ ⎛ ⎛ ⎨τ y cos⎜ δz − ⎟ + τ x cos⎜ δz + ⎟⎬ 4⎠ ⎠⎭ ⎝ ⎝ ⎩ (7.5) ®ã δ = f / = z E1 Nghiệm ổn định (7.4)(7.5) mô tả đờng xoắn ốc Ekman Vectơ dòng chảy có độ lớn cực đại mặt, nơi lệch góc / (45O) bên phải vectơ ứng suất gió bắc bán cầu ( f > ) Vectơ dòng chảy quay sang bên phải độ sâu tăng dần độ lớn giảm theo độ sâu theo luật hàm mũ Độ lớn dòng chảy giảm theo tỷ lệ e tăng độ sâu lên lợng z E = = / f (Giá trị thích hợp =30m2/s cho độ sâu Ekman ~800m) Nếu ta tích phân dòng chảy phạm vi độ sâu dòng chảy đáng kể, ta nhận đợc đại lợng vận chuyển tích phân lớp Ekman: UE = ∫ u E dz = −∞ τy ρ0f ; VE = τ ∫ v E dz = − 0xf (7.6) Vận chuyển nớc theo phơng ngang lớp Ekman hớng bên phải góc 90 so với ứng suất gió tác động bắc bán cầu, ứng suất gió hớng sang phía đông bề mặt ( x > ) th× vËn chun líp Ekman cã h−íng xng phÝa nam ( VE < ) NÕu øng suÊt giã hớng phía tây tác động gần xích đạo, vận chuyển lớp Ekman hớng lên phía bắc bắc bán cầu hớng xuống phía nam nam bán cầu, đổi dấu f xích đạo, nên hình thành phân kỳ dòng bề mặt Sự bảo toàn khối lợng đòi hỏi xuất nớc trồi dọc theo đờng xích đạo để cân lại với lợng vận chuyển ®i khái xÝch ®¹o líp Ekman L−ìi n−íc l¹nh nhiệt độ bề mặt biển đông Thái 173 Bình dơng xích đạo tháng (hình 7.10b) gây nên chủ yếu nớc trồi gió Những dị thờng lạnh SST dòng chảy bờ đông (hình 7.11) liên quan với vận chuyển Ekman từ bờ khơi gây gió bề mặt hớng dọc bờ phía xích đạo Vận chuyển Ekman khơi gần bờ đại dơng đòi hỏi phải có nớc trồi để bù lại lợng nớc bị mang Vì nhiệt độ nớc giảm theo độ sâu nên nói chung nớc trồi kéo theo nhiệt độ bề mặt biển thấp Nếu ứng suất gió có gradient không gian, tác động ứng suất gió gây chuyển động thẳng đứng khơi đại dơng cách xa bờ xích đạo Nếu ta xét phơng trình liên tục chất lỏng không nén u ∂v ∂w = = =0 ∂x ∂y ∂z (7.7) vµ lấy tích phân theo độ sâu lớp Ekman, ta nhận đợc mối quan hệ ứng suất gió tác động chuyển động thẳng đứng đáy (biên dới) lớp Ekman u E v E ⎞ ⎟dz + ∂x ∂y ⎟⎠ −∞ w E (−∞) − w E (0) = ∫ ⎜⎜⎝ (7.8) Sử dụng (7.6) vào (7.8) giả thiết dòng thẳng đứng triệt tiêu bề mặt, nhận đợc biểu thức vận tốc thẳng đứng ®¸y cđa líp Ekman qua c¸c øng st giã t¸c động bề mặt biển Ta có r τy ⎞ ∂ ⎛ τx ⎞ r r ⎛ τ ⎞ ⎟⎟ ⎟ = k ⋅ ∇ × ⎜⎜ ⎜ ⎟− ⎜ (7.9) wE = ∂x ⎜⎝ ρ0 f ⎟⎠ ∂y ⎜⎝ ρ0f ⎟⎠ ⎝ ρ0 f ⎠ r r r r r r ®ã τ = i τ x + j τ y vµ i , j, k vectơ đơn vị tơng ứng theo hớng đông, bắc thẳng đứng lên Nh vậy, vận tốc thẳng đứng đáy lớp Ekman biển khơi tỷ lệ với đại lợng xoáy vectơ ứng suất gió chia cho tham số Coriolis Tại nơi có mặt biên xung quanh, mối phụ thuộc nớc trồi vào ứng suất gió phức tạp hơn, nhng ứng suất gió gần biên tạo nớc trồi mạnh chí giá trị xoáy ứng suất gió đáng kể 7.5.2 Dòng Sverdrup hải lu bờ tây Để hiểu phản ứng lại quy mô lớn đại dơng ®èi víi t¸c ®éng cđa øng st giã, ta sÏ xét cân xoáy đại dơng Xoáy (độ xoáy ND) mức độ cuộn xoáy vectơ vận tốc đợc đo quay cục chất lỏng Đối với chuyển động quy mô lớn khí đại dơng thành phần thẳng đứng xoáy tuyệt đối thành phần đợc quan tâm (Chẳng hạn xem Pedlosky, 1987) r r r ζ a = 2Ω sin φ + k ⋅ ∇ × V = f + ζ r (7.10) Xoáy tuyệt đối tổng xoáy hành tinh (f) gắn liền với quay trái đất, xoáy tơng đối ( r ) liên quan với chuyển động chất lỏng bề mặt trái đất Đối với dòng không ma sát, xoáy tuyệt đối giữ nguyên không đổi trừ phần 174 tử chất lỏng biến đổi hình dạng Nếu phần tử chất lỏng giữ nguyên hình dạng chuyển động phía xích đạo tới vĩ độ mà quay trái đất nhỏ hơn, phần tử chất lỏng phải thực biến đổi giá trị xoáy tơng đối để trì giá trị xoáy tuyệt đối không đổi Sự dÃn phần tử chất lỏng dọc theo hớng vectơ quay làm cho tốc độ quay tuyệt đối tăng lên Nhà hải dơng học tiếng H U Sverdrup đà rằng, bên đại dơng tồn cân gần bình lu kinh hớng xoáy hành tinh dÃn xoáy hành tinh chuyển động phân kỳ: v = f ∂w ∂z (7.11) ®ã β = ∂f / ∂y Nếu ta tích phân (7.11) từ đáy đại dơng đến đáy lớp Ekman sử dụng (7.9), ta nhận ®−ỵc: r r ⎛ τ β VI = f k ⋅ ∇ × ⎜⎜ ⎝ ρ0 f ⎞ ⎟⎟ ⎠ (7.12) ®ã − zE VI = ∫ vdz (7.13) D0 đà giả thiết lớp Ekman mỏng so với độ sâu đại dơng vận tốc thẳng đứng không đáy đại dơng, nơi mà z = D Nếu ta cộng thêm vận tốc vận chuyển kinh hớng nội (7.13) vµo vËn chun kinh h−íng líp Ekman (7.6), ta ®−ỵc r ⎛ τ ⎞ 1r VI + VE = k ⋅ ∇ × ⎜⎜ ⎟⎟ β ⎝ ρ0 ⎠ (7.14) đó, vận chuyển khối lợng kinh hớng tổng céng tû lƯ víi xo¸y (curl) cđa øng st giã Nếu ta xét hoàn lu đại dơng vùng nhiệt đới vùng vĩ độ trung bình, ứng suất gió biến thiên từ hớng sang tây gió đông nhiệt đới đến hớng sang đông gió tây vĩ độ trung bình (hình 7.13) Do đó, xoáy ứng suất gió âm tác động lên đại dơng, theo (7.14) ta nhận thấy rằng, vận chuyển nớc đại dơng hớng phía xích đạo Về mặt vật lý, ứng suất gió làm cho nớc chuyển động quay xung quanh trục thẳng đứng theo hớng ngợc với quay trái đất Để trì trạng thái ổn định chống lại chuyển động quay xoáy nghịch này, nớc phải trôi phía vĩ độ thấp Nh vậy, giảm giá trị xoáy tuyệt đối đợc biểu thị làm giảm xoáy hành tinh phần tử chất lỏng trạng thái ổn định với độ xoáy tơng đối không đổi đợc trì Theo (7.14), vận chuyển kinh hớng đại dơng có hớng phía xích đạo nơi chừng xoáy ứng suất gió có giá trị âm Vậy, làm để bảo toàn đồng thời khối lợng xoáy đợc thoả mÃn xoáy ứng suất gió 175 âm nơi? Làm để nớc đà vận chuyển xích đạo quay trở lại vĩ độ cao khép kín hoàn lu khối lợng xoáy? Các dòng chảy bờ tây quan trắc đợc vùng đại dơng vĩ độ trung bình lời giải cho vấn đề nan giải Một mô hình đơn giản đợc xây dựng cách bổ sung số hạng khuếch tán ngang vào phơng trình xoáy (7.11), tạo nên hoàn lu xoáy nớc (gyre) ổn định có dòng chảy hớng phía bắc đợc tăng cờng chảy dọc theo rìa phía tây thuỷ vực đại dơng (Stommel, 1948; Pedlosky, 1987), giống dòng hớng bắc quan trắc đợc tăng cờng dòng chảy bờ tây Vì nớc chảy phía cực dọc theo rìa tây này, thành phần xoáy hành tinh (f) tăng lên phụ thuộc vào vĩ độ Nếu xoáy tuyệt đối phần tử chất lỏng đợc bảo toàn, xoáy tơng đối chúng phải thay đổi để bù trừ cho tăng xoáy hành tinh Bằng cách chảy dọc theo rìa tây thủy vực đại dơng dòng chảy hẹp, dòng quay cực hoàn lu gió có khả thu thập ®đ ®é xo¸y theo ®óng nghÜa nh− sù quay cđa trái đất để tới vĩ độ trung bình với thành phần thẳng đứng xoáy tuyệt đối gần với thành phần xoáy hành tinh vĩ độ này, độ lớn xoáy tơng đối giữ nguyên giá trị nhỏ hợp lý ổn định Trong mô hình tuyến tính đơn giản với khuếch tán động lợng theo phơng ngang, chế để thu thập đợc độ xoáy cần thiết thông qua ứng suất ma sát ngang, mà tạo độ xoáy với dấu phù hợp dọc theo bờ tây thủy vực đại dơng Nh vậy, dòng chảy bờ tây, nóng, chảy nhanh Đại Tây dơng Thái Bình dơng đợc xem nh thích ứng ứng suất gió tác động lên đại dơng bao quanh bắc bán cầu 7.6 Hoàn lu nhiệt muối nớc sâu Thuật ngữ hoàn lu nhiệt muối đợc dùng để phận hoàn lu đại dơng gây nên biến thiên mật độ nớc, mà đến lợt mình, lại liên quan với nguồn thu nhiệt muối Đó truyền thống hải dơng học để nói hoàn lu đại dơng tách biệt thành thành phần gió mật độ, hoàn lu đại dơng phép cộng đơn giản hiệu ứng hai loại tác động Tác động gió ảnh hởng tới thu nhiệt muối đại dơng thông qua vận chuyển nớc bề mặt từ vùng nhiệt đới đến vĩ độ, làm lạnh bốc làm tăng mật độ nhiều Vận chuyển nhiệt liên quan với hoàn lu nhiệt muối tác động tới gradient nhiệt độ bề mặt biển tạo chi phối gió khí Tác động gió mật độ hoàn lu đại dơng liên hệ mật thiết với phân tách cách dễ dàng Tuy nhiên, nói chung có thực tế là, tác động gió ảnh hởng mạnh đến dòng chảy gần mặt, tác động mật độ chi phối dòng chảy dới sâu Phía dới nêm nhiệt, nơi tồn hoàn lu chậm chủ yếu gradient mật độ đại dơng dới sâu gây nên Những hoàn lu khó đo đạc cách trực tiếp, dòng chảy gắn liền với chúng yếu, nhng chất chúng nhận đợc từ phân bố thành phần thị nớc biển dới sâu tính từ bề mặt, nhiệt độ độ muối khối nớc biến đổi chậm, 176 khối nớc nguồn gốc chúng nhận biết đợc từ tổ hợp đặc thù nhiệt độ độ muối đặc tr−ng cho chóng H×nh 7.13 øng st giã trung b×nh năm đại dơng toàn cầu đợc thể vectơ Mũi tên góc phải dới ứng với dyn/cm2, đờng đẳng trị vẽ qua ®é lín 0.5, 1, 2, dyn/cm2 (1dyn/cm2=0.1 N/m2) (Theo Trenberth nnk, 1990 In lại với cho phép Hiệp hội Khí tợng Mỹ) Phần lớn chất khí hoà tan nớc, nồng độ khí đặc thù đợc sử dụng để đặc trng cho nguồn nớc Nồng độ bÃo hoà chất khí nớc biển lợng chất khí tồn trạng thái cân dới dạng hòa tan, nớc biển có nhiệt độ độ muối đặc trng chất khí Nồng độ bÃo hoà chất khí nớc biển tăng nớc lạnh Chẳng hạn, nồng độ bÃo hoà ôxy carbon dioxide nớc biển 0C tơng ứng khoảng 1.6 2.2 lần giá trị chúng 24C Nồng độ ôxy nớc bề mặt lớn so với giá trị bÃo hoà nó, có lẽ xáo trộn tốt bọt khí vào nớc bề mặt tạo ôxy lớp nớc bề mặt quang hợp Khi nớc mặt chìm xuống tầng sâu đại dơng, nguồn sinh ôxy bị ôxy bị tiêu thụ vi khuẩn chúng ăn chất hữu dới sâu Do ng−êi ta cã thĨ sư dơng ®é thiÕu hơt nång độ ôxy so với giá trị bÃo hoà làm thớc đo quÃng thời gian từ nớc bề mặt Hình 7.14 biểu diễn độ bÃo hoà ôxy theo độ sâu vĩ độ Đại Tây dơng Thái Bình dơng bắc Đại Tây dơng ta quan trắc thấy nồng độ bÃo hoà cao mở rộng tới độ sâu lớn giá trị nồng độ cao lan rộng phía nam bán cầu tới độ sâu dới ~1500m Do ta suy có chuyển động nớc chìm mạnh bắc Đại Tây dơng nớc hầu nh chìm xuống tận đáy đại dơng sau lan xuống phía nam Sự phân bố nồng độ bÃo hoà ôxy bắc Thái Bình dơng khác với bắc Đại Tây dơng bắc Thái Bình dơng ta không thấy rõ tợng nớc chìm, thực tế ôxy dới sâu thiếu hụt với nồng độ bÃo hoà khoảng 1015% vĩ độ độ sâu tơng ứng mà bắc Đại Tây dơng nồng độ bÃo hoà ôxy khoảng 85% 177 Hình 7.14 Độ bo hoà ôxy (%) đối với: (a) Đại Tây Dơng, (b) Thái Bình Dơng (Theo Levitus, 1982) Hình 7.15 Dòng chảy biển sâu Đại tây Dơng rút rừ quan trắc nhiệt độ, độ muối ôxy (Sửa lại từ Dietrich nnk, 1980 In lại víi sù cho phÐp cđa Wiley & Sons, Inc.) 178 Chỉ qua phân tích bÃo hoà ôxy, ta thấy nớc từ bề mặt chìm nhanh xuống biển sâu bắc Đại Tây dơng, nhng điều không xảy Thái Bình dơng Ta đa kết luận đầy đủ hoàn lu dới sâu đại dơng mà dựa vào ôxy, nh− ta kh«ng thĨ suy diƠn trùc tiÕp vỊ tèc độ suy giảm, tốc độ suy kiệt ôxy phụ thuộc vào hoạt động sinh học dới sâu, mà đến lợt lại phụ thuộc vào tốc độ cung cấp dỡng chất cho chúng lắng đọng từ phía xuống Những kết luận xuất phát từ nhiệt độ, độ muối, ôxy nhiều chất thị khác cho thấy hoàn lu nớc sâu Đại Tây dơng giống nh đà dẫn hình 7.15 Một lợng lớn nớc sâu đợc hình thành rìa phía bắc đại dơng, sau chảy xuống phía nam để tạo nên phần lớn nớc sâu Đại Tây dơng (đợc gọi khối nớc sâu bắc Đại Tây dơng) Khối nớc lại nâng lên phía mặt lân cận 60S Nớc lạnh, nhng độ muối thấp, đợc hình thành vĩ độ trung bình nam bán cầu xâm nhập xen vào khối nớc mặt ấm khối nớc sâu bắc Đại Tây dơng phía dới Nớc đáy đợc hình thành xung quanh lục địa Nam Cực, chủ yếu biển Weddel Những chế hình thành nớc sâu bắc nam Đại Tây dơng có phần khác bắc Đại Tây dơng, nớc ấm, mặn chảy phía cực từ vĩ độ trung bình, nơi mà dòng chảy Gulf Stream cung cÊp mét ngn quan träng lo¹i n−íc nh− Nớc đợc mang xa phía cực đến biển Nauy Greenland, nơi tiếp xúc với không khí lạnh Sự làm lạnh nguồn nớc mặn làm cho nớc trở thành đủ nặng để chìm xuống tới độ sâu lớn Nớc bề mặt vĩ độ cao nam bán cầu tơng đối nhạt, vĩ độ lợng giáng thuỷ vợt qua lợng bốc hơi, dòng chảy ấm bờ tây để mang nớc ấm, mặn hớng phía cực, đại dơng phía nam (của nam bán cầu ND), dòng chảy vòng quanh cực cản trở vận chuyển nớc từ vĩ độ trung bình tới vĩ độ cực Một phần nớc mặn vơn tới bề mặt đại dơng Nam Cực cách chảy theo tầng sâu trung gian phía nam lên vĩ độ cao thuộc nam Đại Tây dơng Loại nớc đợc làm giàu dỡng chất, đà trải qua thời gian độ sâu trung gian, nơi mà dỡng chất đợc hoà tan từ vật liệu vỏ vụn từ mặt lắng xuống sinh vật quang hợp để tiêu thụ dỡng chất Tại biển Weddel, nguồn cung cấp nhiều nớc đáy cho Nam Cực, hình thành nớc nặng phụ thuộc nhiều vào tạo thành băng biển Khi băng đợc hình thành từ nớc biển, muối bị tách từ tinh thể băng, tạo thành nớc muối, cung cấp thêm muối cho nớc dới băng, làm tăng mật độ Loại nớc lạnh, mặn đủ nặng để chìm xuống tận đáy Đại Tây dơng Để suy luận tốc độ nớc chìm cần sử dụng chất thị có thời gian phân rà đà biết, nh carbon14 (14C) Carbon14 đồng vị phóng xạ sinh cách tự nhiên khí nhờ tia vũ trụ vụ nổ bom nguyên tử khí Vì tốc độ phân rà 14C thành 12C đà đợc biết xác, nên tỷ lệ đồng vị ®−ỵc dïng ®Ĩ −íc l−ỵng xem n−íc ®· n»m ë dới sâu đợc Tốc độ phân bố không gian nớc chìm đợc suy từ chất khí thị phân rà nhanh nh chất Chlorofluorocarbon, 179 chất nhân tạo đợc đa vào khí vào cuối năm 1950 Bằng cách tổng hợp chứng qua chất thị chuyển động nớc biển, ngời ta đà cách thuyết phục rằng, khối nớc sâu đại dơng ngày đợc hình thành vùng vĩ độ cao thuộc bắc Đại Tây dơng nam Đại Tây dơng Chỉ hai khu vực hình thành loại nớc đủ nặng để chìm sâu xuống đại dơng Tõ hai khu vùc nµy, n−íc lan ë d−íi sâu để chảy luồn vào Thái Bình dơng ấn Độ dơng, nớc nâng lên phía mặt Vì bắc Thái Bình dơng cách xa hai khu vực nhất, nên nớc độ sâu trung gian bắc Thấi Bình dơng loại nớc đại dơng già theo nghĩa đà trải qua khoảng thời gian dài kể từ tiếp xóc víi khÝ qun Thùc tÕ cho thÊy r»ng, lo¹i nớc già mặt dới đáy đại dơng chứng tỏ nớc tầng sâu đợc hình thành Đại Tây dơng đà lên bề mặt tính bảo toàn khối lợng nớc đòi hỏi nh Những vùng đại dơng, nơi loại nớc sâu đợc hình thành chiếm phần nhỏ diện tích tổng cộng đại dơng Ví dụ, 75% diện tích đại dơng có mật độ vị lớn 24.7, nhng có 4% nớc lớp mặt có mật độ cao nh (Sarmiento & Toggweiler, 1984) Ngời ta ớc lợng đợc rằng, thời gian cần thiết để thay nớc tầng sâu đại dơng thông qua nớc chìm nơi mà loại nớc sâu đợc sinh khoảng 1000 năm Ta gọi thời gian quay vòng (turnover time) đại dơng Các tính chất nhiệt, hoá sinh học đại dơng dới sâu, đó, tạo nên nguồn tiềm nhớ dài hạn (longterm memory) hệ thống khí hậu quy mô thời gian tới thiên niên kỷ Một số tính chất hoá học đại dơng cần thời gian dài thời gian quay vòng để có biến đổi cách đáng kể, nguồn tiềm nhớ đại dơng tồn quy mô thời gian dài thời gian quay vòng 7.7 Vận chuyển lợng đại dơng Hoàn lu chung đại dơng tạo vận chuyển lợng theo phơng ngang từ nhiệt đới lên vùng cực, điều quan trọng khí hậu Tuy nhiên, ta không dễ đo đợc trực tiếp vận chuyển nhiệt Rất khó khăn tốn để nhận đợc đồng thời số liệu đo dòng chảy nhiệt độ từ bề mặt đến đáy đại dơng Những phép đo nh đòi hỏi phải có tàu phao lớn dây cáp với điện trở nhiệt lu tốc ký trải dài từ mặt tới đáy đại dơng, trung bình khoảng cách cỡ km Quy mô không gian chuyển động quan trọng vận chuyển nhiệt đại dơng thờng nhỏ so với chiều rộng bao la thủy vực đại dơng, sức muốn đo đồng thời dòng chảy nhiệt độ nhiều điểm thờng xuyên thời gian đủ cho việc theo dõi liên tục giá trị tích số vận tốc nhiệt độ, tích số làm nên phần lớn lợng vận chuyển nhiệt đại dơng Ngời ta đà có cố gắng đo loạt profile ngang qua thủy vực vĩ độ định, nhng số ớc lợng cha có tính thuyÕt phôc (Bryden & Hall, 1980) 180 Thay thÕ cho việc đo trực tiếp dòng chảy nhiệt độ suy vận chuyển nhiệt đại dơng từ cân lợng trái đất đại dơng (Vonder Haar & Oort, 1973; Oort & Vonder Haar, 1976) Biến đổi trữ lợng lợng vùng trái đất ( E ao / t ), theo (2.19), hiệu xạ đến đỉnh khí ( R TOA ) lợng xuất từ vùng vận chuyển đại r dơng khí ( .Fao ) r E ao = R TOA − ∇.Fao ∂t (7.15) Ta cã thÓ giả thiết rằng, phân kỳ vận chuyển ngang đợc phân r r thành thành phần ®ãng gãp tõ khÝ qun ( ∇.Fa ) vµ tõ đại dơng ( .Fo ), sau xếp lại (7.15) ta nhận đợc biểu thức phân kỳ vận chuyển đại dơng r r E .Fo = R TOA − ao − ∇.Fa ∂t (7.16) §Ĩ đánh giá ảnh hởng vận chuyển nhiệt đại dơng lên cân lợng, ta cần phải biết lợng xạ tới đỉnh khí quyển, tốc độ tích lũy lợng chỗ tốc độ mà khí vận chuyển lợng khỏi vùng Năng lợng xạ vào đỉnh khí ớc lợng từ số liệu đo đạc vệ tinh Số liệu phân tích vẽ lên đồ gió, nhiệt độ, lợng địa vị độ ẩm từ số liệu đo bóng thám không vệ tinh đủ tốt để nhận đợc ớc lợng hợp lý vận chuyển lợng khí Tích lũy lợng hệ thống khí hậu đợc ớc lợng theo số liệu quan trắc, nhng lấy trung bình số nguyên lần chu kỳ năm, tích lũy lợng nói chung nhỏ bỏ qua đợc Trong trờng hợp ta sử dụng (7.15) (7.16) ®Ó viÕt r r r R TOA = ∇.Fao = .Fa + .Fo (7.17) Bằng cách lấy tích phân xạ vĩ tuyến nh đà mô tả mục 2.9, ta nhận đợc vận chuyển kinh hớng tổng cộng đòi hỏi đem trừ ®i vËn chun cđa khÝ qun ®Ĩ nhËn ®−ỵc vËn chuyển đại dơng r r r Fo = Fao Fa (7.18) Ước lợng vận chuyển lợng kinh hớng trung bình năm tổng cộng đòi hỏi phải cân với tác động xạ, vận chuyển khí vận chuyển đại dơng đợc dẫn hình 7.16 Những ớc lợng nh cho thấy rằng, vận chuyển lợng kinh hớng cực đại đại dơng bắc bán cầu có độ lớn gần nh vận chuyển lợng khí quyển, nhng xuất vĩ độ thấp Vận chuyển lợng đòi hỏi tổng cộng gần PW (petawatt) đạt cực đại gần 45N Vận chuyển khí có cực đại rộng vĩ độ trung bình đạt ~4 PW cực đại vận chuyển đại dơng gần 20N đạt ~3.2 PW Vận chuyển lợng đòi hỏi tổng cộng nhận đợc hợp lý, nhng dòng khí đại dơng có độ bất định lớn cỡ 30% hay PW Mặc dù có bất định lớn 181 này, ta thấy điều lý thú là, vận chuyển đại dơng ớc lợng đợc nam bán cầu có cực đại không đợc rõ nét, cực đại ®¹t ~2 PW (1 PW=1015 W) Cã thĨ r»ng sù khác vận chuyển đại dơng hình thể lục địa biển hai bán cầu khác bắc bán cầu dòng chảy bờ tây phát triển Dòng lợng đại dơng đợc ớc lợng từ cân lợng bề mặt đại dơng Theo (4.1) cân lợng bề mặt đợc viết r ∂E ∇.Fo = R S − LE − SH − S t (7.19) Phân kỳ vận chuyển lợng đại dơng đợc ớc lợng từ cân lợng bề mặt đại dơng nh ớc lợng đợc đốt nóng xạ thuần, làm lạnh bốc hơi, làm lạnh hiển nhiệt tích lũy lợng đại dơng Tất thành phần đà đợc thảo luận chơng 4, đồ phân kỳ dòng đại dơng rút từ đợc trình bày hình 4.18d Ước lợng vận chuyển lợng kinh hớng đại dơng nhận đợc tõ (7.19) nãi chung phï hỵp víi −íc l−ỵng nhËn đợc từ (7.16), chúng biểu thị cực đại vận chuyển đại dơng khoảng 20N (hình 7.17) Tuy nhiên, độ lớn vận chuyển ớc lợng đợc nhỏ cách đáng kể so với ớc lợng nhận đợc từ phần d cân lợng hành tinh Phơng pháp cân lợng mặt cho phép ớc lợng vùng đại dơng riêng biệt Những ớc lợng Đại Tây dơng vận chuyển lợng phía bắc qua xích đạo, ấn Độ dơng vận chuyển lợng xuống phía nam Hình 7.16 Ước lợng vận chuyển lợng kinh hớng trung bình năm cần có cân lợng đỉnh khí đợc ớc tính từ số liệu quan trắc khí quyển, vận chuyển đại dơng nhận đợc cách lấy vận chuyển tổng cộng trừ vận chuyển lợng khí quyển, vận chuyển tổng cộng phải thoả mn cân lợng năm (7.16) Vận chuyển đợc suy tõ sè liƯu Nghiªn cøu thùc nghiƯm ngn bøc xạ Trái đất (Số liệu vận chuyển khí lÊy tõ Peixãto & Oort, 1984 Sư dơng víi sù cho phÐp cđa HiƯp héi VËt lý Mü) 7.8 C¸c chế vận chuyển đại dơng Vận chuyển lợng kinh hớng đại dơng rõ ràng quan trọng khí hậu, nhng dòng vận chuyển không đo đợc cách trực 182 tiếp, cha thể xác định kiểu hoàn lu đóng góp nhiều vào trình vận chuyển Có ba dạng hoàn lu chung đợc xem xét là, dòng chảy gió, hoàn lu nhiệt muối, xoáy đại dơng Hình 7.17 Ước lợng vận chuyển lợng hớng bắc trung bình năm đại dơng toàn cầu, Đại Tây Dơng, Thái Bình Dơng, ấn Độ Dơng nhận đợc từ cân lợng bề mặt đại dơng (7.18) (Sửa lại tõ Hsiung, 1985 In l¹i víi sù cho phÐp cđa Hiêp hội Khí tợng Mỹ) 7.8.1 Các dòng chảy gió Các dòng chảy ấm bờ tây nh Gulf Stream Kuroshio dòng chảy trôi đại dơng liên quan với chúng dờng nh đóng vai trò quan trọng vận chuyển lợng kinh hớng đại dơng Những dòng chảy ấm, mạnh chảy phía cực dọc theo bờ tây Đại Tây dơng Thái Bình dơng có khả mang lợng nhiệt lớn phía cực Dòng nớc tơng đối lạnh hớng xích đạo dòng chảy bờ đông đóng góp vào dòng lợng hớng cực Ta ớc lợng dòng nhiệt hớng cực liên quan với Gulf Stream cách xét tích dòng khối lợng nớc hiệu nhiệt độ Gulf Stream nhiệt độ gần bề mặt trung bình vĩ độ Dòng khối lợng vận tốc dòng chảy nhân với diện tích thiết diện ngang dòng mật độ nớc Từ hình 7.8b ta ớc lợng đợc Gulf Stream rộng 60 km, sâu 500 m có vận tốc trung bình m/s Giả thiết mật độ 103 kg/m3, ta nhận đợc ớc lợng dòng khối lợng Gulf Stream 3.0 ì 1010 kg/s Mật độ ì độ rộng ì độ sâu ì tốc độ = 103kg/m3ì60kmì500mì1m/s=3ì1010 kg/s Ước lợng 30 Sverdrup (Sverdrup (=106m3/s) đơn vị đo thông lợng nớc truyền thống hải dơng học), phù hợp với tính toán chi tiết thông lợng qua eo biển Florida (Bryden & Hall, 1980) Nếu ta giả thiết rằng, Kuroshio có dòng khối lợng tơng tự, dòng khối lợng hớng cực tổng cộng dòng chảy bờ tây bắc bán cầu 6ì1010 kg/s Để tính dòng lợng liên quan với vận chuyển khối lợng ta cần nhiệt dung nớc (4281 J/(K.kg)) hiệu nhiệt độ dòng chảy dọc bờ hớng cực nớc chảy hớng xích đạo vĩ độ Ta hiệu nhiệt độ cách xác, phụ thuộc vào chỗ, dòng hớng xích đạo nằm hay nằm dới nêm nhiệt Sẽ 183 ®iỊu lý thó nÕu xem xÐt hiƯu nhiƯt ®é nµy phải lớn đến mức dòng chảy bờ tây để tạo vận chuyển nhiệt kinh hớng có độ lớn tơng đơng với dòng vận chuyển đại dơng cực đại có hình 7.16 Để nhận đợc dòng đại dơng 3.2 PW đòi hỏi hiệu nhiệt độ nớc chảy cực nớc chảy xích đạo khoảng 12C c w w v w diÖn tÝchW ∆T = 4218 J K −1kg -1.6 × 1010 kg s −1.12.6 K = 3.2 PW s Từ hình 7.8a ta ớc lợng nhiệt độ trung bình nớc dòng chảy Gulf Stream khoảng 22C Nhiệt độ lớn đáng kể so với nhiệt độ trung bình đại dơng vĩ độ này, mà khoảng chừng gần 5C Nếu dòng quay hớng xích đạo chủ yếu nằm lòng đại dơng bên dới nêm nhiệt, dễ dàng tính đợc dòng nhiệt đại dơng dòng chảy bờ tây dòng lạnh quay trở lại có liên quan lòng đại dơng Dù có lý dòng chảy bờ tây gió đóng vai trò quan trọng vận chuyển lợng kinh hớng đại dơng 7.8.2 Hoàn lu nhiệt muối dới sâu Dòng khối lợng hoàn lu nhiệt muối dới sâu đợc định tốc độ nớc dới sâu đợc tạo thành vĩ độ cao bắc bán cầu nớc dới sâu đợc hình thành Đại Tây dơng vĩ độ cao, tốc độ hình thành chậm, phải vài kỷ để thay nớc sâu Đại Tây dơng Ngời ta đà ớc lợng đợc rằng, tốc độ trung bình hình thành nớc sâu bắc Đại Tây dơng 1.52ì1010 kg/s biển Nam Cực khoảng 1ì1010 kg/s Hoàn lu nhiệt muối dới sâu quan trọng khí hậu bắc Đại Tây dơng xa xôi tích lũy nhiệt nớc dới sâu, nhân tố đóng góp quan trọng vào dòng lợng qua vĩ độ 20N 7.8.3 Các xoáy đại dơng Các dòng chảy xoáy Gulf Stream Kuroshio tạo xoáy nớc vĩnh cửu nhờ tính bất ổn định tà áp áp (hình 7.9) Những xoáy đại dơng tơng tự nh xoáy khí vĩ độ trung bình, xoáy tạo nên phần lớn vận chuyển lợng kinh hớng khí Tuy nhiên, vai trò xoáy vận chuyển nhiệt đại dơng có lẽ nhỏ nhiều so với khí quyển, quy mô không gian chúng nhỏ so với quy mô đại dơng Hơn nữa, xoáy đại dơng ph¸t triĨn nhÊt ë xa vỊ phÝa cùc so víi vĩ độ mà vận chuyển đại dơng đạt cực đại Các hoàn lu gió hoàn lu nhiệt muối dờng nh tạo đóng góp quan trọng vào dòng nhiệt kinh hớng vùng cận nhiệt đới Câu hỏi Bài tập Sử dụng số liệu hình 7.1 7.2 để ớc lợng độ muối nớc bề mặt biển Bắc Băng dơng cần tăng lên trớc mật độ nớc mặt mật độ vị độ sâu 1000m Độ muối so với độ muối trung bình đại dơng 184 nào? Tại độ sâu nớc biển Bắc Băng dơng cần phải đóng băng để làm tăng độ muối nói lớp nớc dày 100m cùng? Giả thiết toàn muối lấy đợc từ băng biển đa vào lớp nớc 100m Với xoáy ứng suất gió âm, đặc trng khí hậu nay, dòng kinh hớng gió (7.14) trôi hớng xích đạo, mà ta giả thiết xuất hầu nh lớp nêm nhiệt Sự vận chuyển nhiệt sinh trôi dòng quay lại khác nh nào, nếu, khác với dòng xiết ấm bờ tây, dòng quay trôi hớng cực chậm gần đáy đại dơng? HÃy cho biết cách mà nớc mặn, ấm Gulf Stream lan tỏa vào biển Nauy Labrador giúp cho hình thành nớc mật độ lớn chìm xuống dới sâu Bắc Băng dơng Sử dụng hình 7.2 để ớc lợng giá trị mật độ ban đầu cuối kilôgam nớc mà xuất phát nhiệt đới với nhiệt độ 28oC độ muối 35 chảy bề mặt dòng Gulf Stream đến biển Nauy, nơi tới với nhiệt độ 1oC Giả thiết nớc bảo toàn độ muối lộ trình nhiệt truyền hiển nhiệt Thay cho 5, giả thiết kilôgam nớc xuất phát nhiệt đới, nhng thay cho nhiệt hiển nhiệt, bị làm lạnh bốc dọc theo lộ trình HÃy ớc lợng khối lợng nớc bị bốc lộ trình, phần tử nớc tới đợc biển Nauy với nhiệt độ 1oC Tính độ muối đến đích, giả thiết xáo trộn theo phơng ngang ma/giáng thủy xuất hiện, độ muối xáo trộn tốt toàn lớp 100m đại dơng Mật độ đến đích nh nào? Khi bạn so sánh mật độ cuối chặng đờng với mật độ nhận đợc 5, ảnh hởng bốc đến mật độ cuối có đáng kể không? Việc biết tỷ số Bowen phần tử dọc theo lộ trình có quan trọng không? Giả sử rằng, ứng suất gió tác động đến đại dơng có dạng đơn giản sau: y ⎪A cos⎜ ⎟ τx = ⎨ ⎝ L⎠ ⎪A ⎩ L < y < L y >L HÃy tìm phơng trình vận tốc thẳng đứng đáy lớp Ekman giả thiết tham số Coriolis không đổi f=fO=2sin30o Nhận phơng trình vận chuyển kinh hớng tích phân V1 sử dụng (7.12) với f thích hợp cho 30oN Xác định trị số wE V1 cực đại sử dụng h»ng sè sau: A=2 dyn/cm2 = 0.2 N/m2, L=1500 km, 0=1025 kg/m3 Vẽ đồ thị x, wE V1 khoảng L