Hải Dương Học

Sách giúp các bạn về phần hải dương cho các ngành khí tượng và thủy văn.

ĐẠI HỌC QUỐC GIA HÀ NỘI

V N MALINHIN

HẢI DƯƠNG HỌC

ĐẠI CƯƠNG PHẦN 1 CÁC QUÁ TRÌNH VẬT LÝ

BIÊN DỊCH: PHẠM VĂN HUẤN

NHÀ XUẤT BẢN ĐẠI HỌC QUỐC GIA HÀ NỘI

МИНИСТЕРСТВО ОБРА3ОВАНИЯ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ РОССИЙСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ ГИДРОМЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЙ

специальности «Океанология»

Санкт-Петербург

1998

Mục lục

Chương 1 Những dẫn liệu tổng quát về Đại dương Thế giới 19

1.1 Phân bố nước và lục địa trên Trái Đất 19

1.2 Các đặc trưng trắc lượng hình thái và sự phân chia Đại dương

1.3 Các đặc trưng khí hậu của các đại dương 36

1.4 Sự phân đới của nước đại dương 44

1.5 Đặc trưng địa chất học của Đại dương Thế giới 48

1.5.1 Những dẫn liệu chung về địa hình đáy Đại dương Thế giới 49

1.5.2 Đặc điểm cấu tạo lớp vỏ đại dương của Trái Đất 57

1.5.4 Trầm tích đáy 65

1.5.5 Nguồn gốc và lịch sử địa chất Đại dương Thế giới 69

Chương 2 Thành phần, tính chất vật lý và hóa học của nước biển 75

2.1 Cấu tạo phân tử của nước 76

2.3 Các đặc trưng vật lý cơ bản của nước biển 80

2.3.1 Nhiệt độ nước 81

2.3.2 Áp suất thủy tĩnh 83

2.3.3 Mật độ nước biển 85

2.4 Phương trình trạng thái của nước biển 87

2.5 Các đặc trưng nhiệt cơ bản của nước biển 91

2.6 Một số tính chất khác của nước biển 95

2.7 Nhiệt độ đóng băng và nhiệt độ mật độ cực đại 100

2.8 Những dị thường trong tính chất vật lý của nước 102

2.9 Độ muối và các tính chất hóa học của nước biển 104

2.10 Thành phần hóa học nước đại dương 108

2.10.1 Các hợp phần chính trong thành phần muối nước biển 109

2.10.2 Các nguyên tố vi lượng 110

2.10.4 Chất hữu cơ 113

2.10.6 Về nguồn gốc khối lượng muối của đại dương 115

2.11 Sự ô nhiễm hóa học của nước các đại dương 117 Chương 3 Các tính chất quang học và âm học của nước biển 120

3.1 Các tính chất quang học 120 3.1.1 Những nhân tố cơ bản quyết định tính chất quang học của

3.2.2 Sự khúc xạ các tia âm Kênh âm ngầm 144 3.2.3 Sự tắt dần âm trong nước biển 148 3.2.4 Đặc điểm phân bố tốc độ âm trong các đại dương 150

3.2.5 Tiếng ồn của đại dương 153 Chương 4 Sự xáo trộn nước trong đại dương 155 4.1 Khái niệm về xáo trộn 155 4.2 Phân tầng mật độ và độ ổn định thẳng đứng 158

4.3 Những dẫn liệu tổng quát về xáo trộn đối lưu 163 4.4 Đối lưu nhiệt muối thẳng đứng và phương pháp tính toán của N

4.5 Phân loại các điều kiện phân tầng nhiệt muối Khái niệm về vi

4.6 Những dẫn liệu tổng quát về xáo trộn rối 184 4.7 Sự trao đổi rối trong đại dương 187 4.8 Những quy mô và cơ chế phát sinh rối đại dương 194

Chương 5 Trao đổi nhiệt và ẩm trong hệ thống đại dương - khí quyển 196 5.1 Đặc trưng tổng quát về các quá trình tương tác đại dương và khí

5.2 Sơ đồ trao đổi nhiệt trong hệ thống đại dương - khí quyển 200 5.3 Cân bằng bức xạ của đại dương 204 5.3.1 Phương trình cân bằng bức xạ và những phương pháp ước

5.3.2 Phân bố các thành phần cân bằng bức xạ trên đại dương 209 5.4 Cân bằng nhiệt của đại dương 213 5.4.1 Phương trình cân bằng nhiệt của đại dương 213

5.4.2 Những biến thiên enthalpy của đại dương 216

5.4.3 Sự vận chuyển hiển nhiệt trong đại dương 218

5.4.4 Mất nhiệt cho bốc hơi và nhiệt trao đổi rối của đại dương

5.5 Khái niệm chu trình thủy văn 235

5.6 Trao đổi ẩm trong hệ thống đại dương - khí quyển 238

5.6.1 Giáng thủy 238

5.6.2 Bốc hơi hiệu dụng 242

5.6.3 Dòng khối tại mặt đại dương 247

5.6.4 Cân bằng nước của các đại dương 249

5.7 Một số dẫn liệu về các dạng tương tác khác của đại dương và khí

5.7.1 Tương tác động lực 252

5.7.3 Trao đổi muối Liên hệ giữa cân bằng muối và cân bằng

Chương 6 Cấu trúc không gian của nước đại dương và các khối nước 264

6.1 Các đới cấu trúc của Đại dương Thế giới 264

6.2 Cấu trúc thẳng đứng của các tham số trạng thái của đại

6.4 Những khối nước cơ bản của Đại dương Thế giới 291

6.5 Về những cơ chế hình thành và tiến triển của các khối nước đại

Chương 7 Băng trong đại dương 313

7.1 Phân bố băng trên Trái Đất 313

7.2 Phân loại băng 317

7.3 Những tính chất vật lý và cơ học của băng biển 321

7.3.1 Độ muối của băng 321

7.3.2 Mật độ băng 322

7.3.3 Những đặc trưng nhiệt vật lý của băng 323 7.3.4 Những tính chất cơ học của băng 324 7.4 Biến đổi độ dày băng do các quá trình nhiệt 327 7.4.1 Sự tăng trưởng độ dày băng 327 7.4.2 Sự tan băng 330 7.5 Khái niệm về trôi băng Các đặc điểm trôi băng ở Bắc Cực và

7.6 Phân bố băng trên Đại dương Thế giới 338 7.6.1 Cân bằng băng 338 7.6.2 Đặc trưng tổng quát về thảm băng ở các đại dương và biển 344

Tài liệu tham khảo 354

Mở đầu

1 Đối tượng và nhiệm vụ của hải dương học đại cương

Theo quan niệm truyền thống, hải dương học là khoa học nghiên cứu

những quá trình vật lý, hoá học, sinh học và địa chất học diễn ra trong Đại

dương Thế giới và trên các biên của nó Sự khác biệt căn bản giữa hải dương

học với các khoa học khác về Trái Đất có liên quan, trước hết với khí tượng

học và thủy văn học chủ yếu nghiên cứu những quy luật vật lý của các quá

trình và hiện tượng trong lớp vỏ khí của hành tinh và lớp nước lục địa, là ở

chỗ hải dương học có đặc điểm tổng hợp, tức tất cả các quá trình được xem

xét trong sự thống nhất và liên hệ tương hỗ với nhau trong môi trường nước

Thí dụ, năng lượng mặt trời tới mặt đại dương là quá trình vật lý và do

đó được nghiên cứu trong khuôn khổ vật lý đại dương và khí tượng biển

Nhưng đồng thời bức xạ xâm nhập vào trong nước quy định quá trình quang

hợp của thực vật phù du, ảnh hưởng (thông qua nhiệt độ nước) tới sự hình

thành và phân bố các cơ thể sống trong môi trường nước, đó là đối tượng

nghiên cứu của sinh học biển Bức xạ cũng ảnh hưởng tới tốc độ các phản

ứng hoá học trong đại dương, chu trình tuần hoàn của các nguyên tố hoá học,

sự hoà tan các khí trong nước biển, đó là những đối tượng nghiên cứu của

hoá học biển Những quy luật phân bố địa lý của bức xạ được xem xét trong

khuôn khổ môn địa lý tự nhiên đại dương, hay hải văn

Như vậy, có thể phân định trong hải dương học một loạt các bộ môn có

giá trị độc lập:

- Hoá học đại dương,

- Sinh thái học đại dương,

Vật lý học đại dương, hay hải dương học vật lý, nghiên cứu những

quy luật cơ bản của các quá trình và hiện tượng vật lý diễn ra trong Đại dương Thế giới và trên các biên của nó Ở đây hải dương học tự nó là bộ phận cấu thành của địa vật lý - một tổ hợp các khoa học về những tính chất

và quá trình vật lý diễn ra trong các quyển rắn, lỏng và khí của Trái Đất Do

đó, địa vật lý, ngoài vật lý đại dương, còn bao gồm vật lý khí quyển, thạch quyển và nước trên lục địa

Đối tượng nghiên cứu của vật lý đại dương là những tính chất của nước đại dương (nhiệt, quang, âm ), các hải lưu, thủy triều, sóng, dao động mực nước, băng biển, sự tương tác lẫn nhau và liên hệ của chúng với những quá trình khí quyển, sinh học và hoá học Vì một số bộ phận của hải dương học vật lý đã khá phát triển về lí thuyết và có giá trị thực tiễn to lớn, nên cần được phân chia thành một số hướng độc lập: động lực học đại dương, bao gồm trước hết các lĩnh vực thủy triều, chuyển động sóng và dòng chảy, quang học biển và âm học biển

Hoá học đại dương nghiên cứu thành phần và các tính chất hoá học

của nước biển, trầm tích đáy, các chất lơ lửng, băng biển, các cơ thể sống, cũng như những quy luật cơ bản của các quá trình hoá học phát triển trong các đại dương và biển

Sinh học đại dương nghiên cứu nguồn gốc và sự phát triển của các cơ

thể sống trong biển, mối liên hệ giữa chúng với môi trường và sử dụng tài nguyên sinh vật cho nhu cầu loài người

Sinh thái học đại dương xét những quan hệ và tương tác của các cơ

thể sống, trong đó có con người, với môi trường biển

Địa chất học đại dương nghiên cứu địa hình và đáy, bờ đại dương,

những quá trình địa mạo, sự hình thành trầm tích đáy, nguồn gốc và tiến hoá

vỏ trái đất

Tương tác đại dương và khí quyển xem xét những quy luật vật lý của

các quá trình khí quyển bên trên đại dương và tại biên phân cách với khí

quyển

Địa lý đại dương có thể phân chia thành hai hướng: địa lý tự nhiên,

hay hải văn và địa lý kinh tế Đối tượng nghiên cứu của hải văn là những quy

luật địa lý của các quá trình vật lý, hoá học diễn ra trong đại dương

Địa lý kinh tế xem xét đại dương dưới góc độ sử dụng tài nguyên của

nó và coi nó là đối tượng trực tiếp trong hoạt động kinh tế của loài người

Những hướng liệt kê trên đây của hải dương học đã đạt tới những thành

tựu đáng kể về nhận thức đại dương, có tính độc lập nhất định và ý nghĩa

thực tiễn to lớn Do đó, nên xem hải dương học như là một tập hợp các bộ

môn khoa học về Đại dương Thế giới, nghiên cứu những quá trình và hiện

tượng lý hoá cũng như các hiện tượng khác diễn ra trong nó trong sự thống

nhất địa lý, liên hệ qua lại, phát triển lịch sử phân hoá khu vực

Hải dương học đại cương thực chất là sự khái quát, tổng hợp những

cơ sở và những quy luật chung nhất của hải dương học Cơ sở của nó trước

hết là những định luật lí thuyết mô tả những quá trình và tính chất của nước

đại dương và những quy luật địa lý mà những quá trình, tính chất đó biểu

hiện trong không gian và thời gian Chính hải dương học đại cương liên kết

các khoa học bộ phận về đại dương thành thể thống nhất và có chức năng

cung cấp một quan niệm toàn vẹn về bản chất của Đại dương Thế giới

Những nhiệm vụ chủ yếu của hải dương học đại cương gồm:

a) Các tính chất nhiệt học, quang học, âm học, hoá học và những tính

chất khác của nước biển;

b) Các quá trình xáo trộn rối và đối lưu với những quy mô lấy trung

bình khác nhau;

c) Các phương pháp tính những thành phần cân bằng nhiệt và nước đại

dương, những đặc điểm phân bố địa lý của chúng;

d) Các quy luật phân bố theo phương thẳng đứng và phương ngang của

những đặc trưng chủ yếu của đại dương, phân tích và phân chia các khối

h) Sự hình thành địa hình đáy các đại dương, các quá trình địa chất tác động trong đại dương; những giả thuyết cơ bản hình thành vỏ trái đất

Rõ ràng phải thừa nhận công trình đầu tiên khái quát những dẫn liệu về các quá trình hải dương học là cuốn “Địa lý tự nhiên đại dương” xuất bản năm 1885 của nhà nghiên cứu người Mỹ M Mori Đầu thế kỷ 20 xuất hiện một loạt các công trình tổng quát về hải dương học đại cương: “Giáo khoa hải văn học” của O Criummel (1907-1911), “Thủy văn biển” của I.B Spindler (1914-1915) và “Hải văn học” của I.M Sokanski (1917), tái bản năm 1959 và vẫn còn giá trị cho tới ngày nay

Đầu những năm ba mươi rất nổi tiếng cuốn “Địa lý đại cương các biển” của K Vallo (Pháp, 1933) Sách này mô tả một cách tỉ mỉ đối với thời bấy giờ về địa lý tự nhiên các đại dương và biển, những dẫn liệu cơ sở về các quá trình sinh học và địa chất, đặc trưng chi tiết về sự tương tác của con người với môi trường đại dương

Cuốn chuyên khảo “Các đại dương: vật lý, hoá học và sinh vật học” của

H Sverdrup, M Jonson và R Fleming xuất bản ở Mỹ năm 1942 có giá trị cơ

sở Đáng tiếc, cuốn sách tuyệt vời này, đã được xuất bản ở nhiều nước, nhưng chưa được dịch sang tiếng Nga

Sau Chiến tranh thế giới thứ hai đã thực sự diễn ra sự bùng nổ về những nghiên cứu đại dương Và do đó xuất hiện rất nhiều ấn phẩm tổng kết nghiên cứu Trong số này phải kể đến “Hải dương học đại cương” của G Đitrich và

K Kalle (năm 1957), “Hải dương học vật lý” của A Defant (năm 1961),

“Nhập môn hải dương học vật lý” của Van Arks (năm 1962), “Hải dương

học vật lý” của A Lacomb (năm 1965)

Ở nước Nga, trước hết phải kể tới những cuốn giáo khoa tuyệt vời về

nội dung như “Hải dương học vật lý” của N.I Egorov (xuất bản lần thứ nhất

năm 1966, lần thứ hai năm 1974), “Hải dương học đại cương” của L.A

Giucov (năm 1976) đã từng là những cuốn sách gối đầu giường không những

đối với những sinh viên hải dương học, mà cả đối với các chuyên gia trong

lĩnh vực khí tượng thủy văn

Bộ sách “Hải dương học” xuất bản cuối những năm bảy mươi của các

chuyên gia hàng đầu ở Nga đề cập tới các lĩnh vực vật lý, hoá học, địa vật lý,

địa chất và sinh học đại dương thực sự là bộ sách có một không hai trên thế

giới về mức độ sâu và rộng trong các vấn đề về tự nhiên Đại dương Thế giới

Ngoài ra, ở Nga đã xuất bản nhiều cuốn giáo khoa và chuyên khảo về những

hướng chuyên của hải dương học Trong danh mục tài liệu tham khảo bổ

sung sẽ dẫn một số công trình đáng quan tâm nhất đối với sinh viên

2 Tóm tắt về lịch sử nghiên cứu hải dương học

Những dẫn liệu đầu tiên về tự nhiên của các đại dương và biển đã xuất

hiện rất lâu trước khi bắt đầu những cuộc khảo sát hải dương học Hàng bao

thế kỷ, dân cư những vùng ven bờ vẫn thường quan sát sóng, thủy triều, hải

lưu trên biển và dần dần tích lũy tri thức về những hiện tượng đó Quãng thời

gian dài từ các thời kỳ cổ đại tới đầu Kỷ nguyên các phát kiến địa lý vĩ đại

chính là tiền sử của những khảo sát hải dương học Đặc trưng của thời ấy là

con người làm quen với những điều kiện tự nhiên ở các vùng nước mà họ

từng trải Những người đi biển đầu tiên là tổ tiên của những người dân thuộc

các quần đảo Đông Nam Á, những người Mã Lai, dân cư đảo Crit, người Ai

Cập Họ đã có những khái niệm về hình dáng địa lý, về gió và các dòng hải

lưu ở những vùng nước mà họ đã từng đi qua

Những tài liệu thành văn và bản đồ đầu tiên về biển tìm thấy trong các

công trình của những người Hy Lạp và La Mã Họ đã tạo ra những quan

niệm về sự phân bố nước và đất trên vùng không gian sinh sống của họ trên Trái Đất và viết nhiều về những hiện tượng vật lý trong biển Gerodot (thế kỷ

5 trước CN), Posidoni (thế kỷ 2 trước CN), Plini Cha (đầu CN) đã từng mô tả các dao động mực nước biển và mưu toan giải thích hiện tượng này liên hệ với vị trí tương đối của Mặt Trăng và Trái Đất Aristotel đã chỉ ra sự khác biệt giữa nhiệt độ nước ở mặt biển và ở dưới sâu Vậy là những nhà khoa học của thế giới cổ đại đã biết khá nhiều về địa lý và những tính chất vật lý của đại dương

Thời trung cổ, những người Ả Rập đã có những chuyến đi biển đến Ấn

Độ và Trung Hoa, những người Bắc Âu - đến Grinlan và vùng bờ Đông Bắc

Mỹ, những người Nga phương bắc - đến biển Baren và biển Karơ Họ đã mở rộng tầm nhìn địa lý của con người thời đó, nhưng chưa có cải thiện gì nhiều cho hải dương học như là một khoa học so với thời cổ đại

Giai đoạn lịch sử đầu tiên trong nhận thức Đại dương Thế giới - giai đoạn tìm kiếm gắn liền với Kỷ nguyên những phát minh địa lý vĩ đại (thế

kỷ 15 đến đầu thế kỷ 18) Thời kỳ này đặc trưng bởi những chuyến đi biển

mò mẫm, chủ yếu nhằm phát hiện những vùng đất mới và các mục đích thương mại Người ta nhận được những dẫn liệu mới về tự nhiên các đại dương và hình dáng các miền bờ một cách ngẫu nhiên Thí dụ, những người

đi biển Bồ Đào Nha đã phát hiện các hải lưu Kanarơ, Ghinê, Bengen ở Đại Tây Dương Một người Tây Ban Nha Alminos lần đầu tiên năm 1513 đã thông báo về Gơnstrim Cristoph Columb đã tiến hành quan trắc dòng chảy ở vùng khơi đại dương và phát hiện dòng Tín phong Bắc Những chuyến đi biển gần bờ châu Mỹ Đại Tây Dương đã dẫn tới phát hiện ra các hải lưu Braxin và Guiana

Khoảng thời gian từ đầu thế kỉ 18 đến quí ba thế kỉ 19 là giai đoạn tìm

hiểu Đại dương Thế giới Trong thời gian này đã tổ chức những chuyến

khảo sát hải văn chuyên Trong các chuyến khảo sát đôi khi có các nhà tự nhiên học tham gia Những kết quả đáng kể đầu tiên thuộc về chuyến khảo sát của Bering năm 1728 và của Bering với Chiricov năm 1741 ở phần phía bắc Thái Bình Dương và miền bờ Bắc Băng Dương Ba chuyến đi biển vòng

quanh thế giới của J Cook (năm 1768-1779) đã rất hiệu quả Các cuộc thám

hiểm của Bughenvil (1768) và Laperuz (1785-1788) đã cung cấp các tư liệu

mới về các vùng phía tây Thái Bình Dương

Những nghiên cứu của các nhà hàng hải Nga đã tỏ ra rất xuất sắc đối

với thời ấy Trong thời gian chuyến đi biển vòng quanh thế giới của

Kruzenstain và Lisanski (1803-1806) lần đầu tiên đã xác định nhiệt độ và

trọng lượng riêng của nước ở các độ sâu E Lens tham gia trong chuyến đi

biển của Kosebu (1823-1826) đã tiếp tục những công việc đó Ông là người

đầu tiên nhận thấy sự chuyển động nước lạnh về phía xích đạo và nước mặt

ấm về phía ngược lại

Trong giai đoạn tìm hiểu đại dương đã bắt đầu xuất hiện các công trình

tổng quan về những dữ liệu nhận được Những năm 1760 M.V Lomonosov

đã đề xuất hệ thống phân loại băng biển đầu tiên và phác thảo sơ đồ hải lưu

chung ở các đại dương Năm 1725 Marsili công bố “Lịch sử tự nhiên biển”,

đây có thể xem là công trình đầu tiên chuyên về hải dương học vật lý Trong

sách này dẫn ra bản tổng quan dữ liệu đầu tiên về nhiệt độ, trọng lượng riêng

và màu nước biển, về địa hình và bùn đáy đại dương Năm 1848 M Mori

công bố “Bản đồ gió và dòng chảy” các vùng đường hàng hải Forghammer

lần đầu tiên năm 1865 đã xác định khá chính xác thành phần muối nước biển

Tất cả những điều đó chứng tỏ những thành tựu đáng kể trong công cuộc

nghiên cứu đại dương

Nét đặc trưng cơ bản của thời kỳ nghiên cứu hải dương học về đại

dương (cuối quý ba thế kỉ 19 - đầu thế kỉ 20) là việc thực thi những cuộc

khảo sát đại dương có sử dụng các phương pháp chuyên nghiệp nghiên cứu

hải dương học Trong đó lúc đầu chủ yếu là cách tiếp cận mô tả - thu thập dữ

liệu thực tế và một phần thử giải thích các hiện tượng quan trắc được

Cuộc khảo sát chuyên nghiệp hải dương học đầu tiên do những người

Anh thực hiện trên tầu “Chellenger”, trong những năm 1872-1876 thực hiện

quan trắc tổng hợp tại 362 trạm nước sâu ở Đại Tây Dương, Thái Bình

Dương và Ấn Độ Dương Khối lượng dữ liệu thực nghiệm đồ sộ đến mức 70

nhà khoa học đã tham gia xử lý trong vòng 20 năm Kết quả khoa học của

cuộc khảo sát này độc đáo về nhiều mặt Ditmar đã xác lập được qui luật bảo tồn thành phần muối nước biển Merrei và Renar đưa ra bảng phân loại bùn đáy biển Ngoài ra trong thời gian khảo sát đã phát hiện sự sống tại các độ sâu lớn hơn 5 km

Những chuyến khảo sát khoa học trên tầu Mỹ “Albatros” (1882-1905), trên các tầu Đức “Waldivia” (1898-1899) và “Gauss” (1901-1903), trên tầu Anh “Discovery” (1901-1904) cũng có những đóng góp to lớn cho sự phát triển của hải dương học F Nansen đã thực hiện những công trình độc đáo trên tầu “Fram” (1893-1896) Trong thời gian thả trôi tầu ở Bắc Băng Dương ông đã tìm hiểu đặc điểm chung của chuyển động băng ở thủy vực Bắc Cực, khẳng định sự xâm nhập của nước ấm từ Đại Tây Dương vào các lớp sâu và thử lí giải những dữ liệu quan trắc đó bằng lí thuyết

Công trạng to lớn trong sự nghiệp nghiên cứu đại dương giai đoạn này thuộc về các nhà nghiên cứu Nga Đô đốc S.O Makarov đã đo tốc độ và hướng dòng chảy mặt và dòng chảy sâu ở Bopho và rút ra những qui luật quan trọng về sự trao đổi nước trong các eo biển Trong thời gian chuyến đi biển vòng quanh thế giới trên tầu “Vitiaz” (1886-1889), ông đã tiến hành công tác hải văn một cách hệ thống, xác định nhiệt độ, trọng lượng riêng của nước và tốc độ dòng chảy ở các tầng sâu Makarov đã khái quát những dữ

Ở Hắc Hải có cuộc khảo sát hải văn của Spindler và Vranghel 1891), lần đầu tiên phát hiện được sự ô nhiễm hydrosulphua ở các lớp nước sâu của Hắc Hải Cùng những năm đó, ở biển Baren diễn ra đợt khảo sát chuyên khoa học nghề cá dưới sự lãnh đạo của N.M Knhipovich

(1890-Một thang bậc tiếp theo, cao hơn trong sự phát triển hải dương học là

giai đoạn nghiên cứu chi tiết các đại dương và biển (thời kì giữa Thế chiến

thứ nhất và Thế chiến thứ hai) Giai đoạn này đặc trưng bởi những nghiên cứu rất có hệ thống

Hoạt động của tầu Na Uy “Mode” (1918-1920) dọc bờ các biển vùng Bắc Cực từ Na Uy đến Aliaska và tầu Đan Mạch “Dana” (1921-1922) ở Bắc

Đại Tây Dương thuộc loại những chuyến khảo sát đáng kể nhất của thời đó

Những chuyến khảo sát trên tầu Đức “Meteor” (1925-1937) có giá trị

rất lớn Lần đầu tiên bắt đầu tiến hành đo một cách có hệ thống tại các mặt

cắt chuẩn Trong những năm đó, “Meteor” đã thực hiện 14 mặt cắt qua Đại

Tây Dương, cho phép người ta có được quan niệm khá chính xác về cấu trúc

không gian và hoàn lưu của các khối nước đại dương

Những năm hai mươi, ở nước Nga đã thực hiện các chuyến khảo sát tại

biển Baren, Bạch Hải, Hắc Hải và Kaspi Trong thời gian Năm cực Quốc tế

(1932-1933) các cuộc khảo sát biển của nước Nga đã nghiên cứu kĩ lưỡng

các biển Grinlan, Baren, Karơ, Chukot và Bering Tiếp sau (1934-1935) các

chuyến thám hiểm vĩ độ cao của Liên Xô trên các tầu “Litke”, “Persei”, tầu

phá băng “Sađko” đã nhằm vào những biển này

Năm 1937 lần đầu tiên trên thế giới trạm tự trôi trên vùng Bắc Cực

1941 đã diễn ra cuộc thám không trên vùng cực xa (về phía bắc đảo

Vranghel) Trạm tự trôi và đợt thám không đã khởi đầu cho một cách thức

nghiên cứu Bắc Băng Dương mới về nguyên tắc và cực kì hiệu quả

Những chuyến khảo sát trong những năm 20 và 40 đã cho phép tích lũy

một vốn dữ liệu thực tế đồ sộ không chỉ để tìm hiểu những qui luật phân bố

các đặc trưng hải dương học trong nước biển, mà còn để nghiên cứu những

quá trình quan trọng nhất ở Đại dương Thế giới Trong thời gian đó ở nước

Nga người ta bắt đầu hướng sự chú ý vào nghiên cứu những quá trình tự

nhiên trong các đại dương Trong các công trình của O.A Alekin, P.S

Bezrukov, L.M Brekhovskich, M.E Vinograđov, L.A Zenkevich, N.N

Zubov, A.P Litsưsin, A.S Monhin, V.V Timonov, V.V Suleikin và những

người khác đã cho thấy những qui luật quan trọng của sự phát triển các quá

trình vật lý, hóa học, sinh học và địa chất học diễn ra trong Đại dương Thế

giới, trên bờ, đáy và khí quyển bên trên nó

Hải dương học hiện đại đang ở giai đoạn những nghiên cứu chuyên

sâu, có tính chất vấn đề của biển và đại dương Nét đặc trưng của giai đoạn

này là những khảo sát tổng hợp trên thực địa, trong phòng thí nghiệm và bằng lí thuyết về một số vấn đề lớn liên quan tới các dòng hải lưu, thủy triều, sóng, băng biển, âm học biển và nhiều chuyên mục khác của hải dương học vật lý Các tầu nghiên cứu khoa học bắt đầu được xây dựng cho mục đích này Thí dụ, ngay sau Chiến tranh vệ quốc vĩ đại, năm 1948, tầu nghiên cứu khoa học “Vitiaz” đã được xây dựng và thực hiện 65 chuyến khảo sát khoa học đến các biển và đại dương khác nhau Với thời gian, hạm tầu khoa học của Liên Xô đã được bổ sung thêm nhiều tầu hiện đại cùng với những trang thiết bị mới nhất Trong những năm sáu mươi, “Viện sĩ Mstislav Kelđưsh”,

“Mikhain Lomonosov”, “Viện sĩ Kurchatov”, “Đmitri Menđeleev”, “Viện sĩ

Voeikov” và nhiều tầu khác đã tiến hành công việc trên tất cả các vùng đại dương Ngoài ra, còn có các tầu nghiên cứu khoa học thời tiết thường trực quanh năm tại Đại Tây Dương và Thái Bình Dương

Kết quả nghiên cứu tổng hợp và tỉ mỉ trong thế kỉ 20 là một loạt những phát minh hải dương học Thí dụ, vào những năm sáu mươi đã phát hiện ra

hệ thống các dòng chảy sâu nghịch xích đạo Cuộc khảo sát của Mỹ do T Cromwell lãnh đạo ở vùng xích đạo Thái Bình Dương đã phát hiện ra ở bên dưới vùng dòng chảy Tín phong Nam một lớp nước dày 300 m và rộng hơn

300 km, chuyển động ổn định về phía đông với tốc độ 150 cm/s Dòng chảy này đã được gọi theo tên của Cromwell

Một tương tự của dòng chảy Cromwell cũng đã được phát hiện ở Đại Tây Dương từ trên tầu “Mikhain Lomonosov” Dòng chảy này, được gọi theo tên Lomonosov, cắt ngang qua toàn bộ đại dương từ tây sang đông và

có tốc độ tới 80 cm/s Sau đó, từ boong tầu “Vitiaz” trên vùng xích đạo Ấn

Độ Dương đã phát hiện một dòng chảy nghịch tầng sâu, gọi là dòng chảy Tareev Ngoài ra, các chuyến thám hiểm của nước Nga còn phát hiện dòng chảy nghịch Antin-Ghinê hướng từ quần đảo Bagam tới đường xích đạo và dòng chảy Angôla là đoạn tiếp nối của dòng chảy Lomonosov rẽ nhánh về phía nam

Việc phát hiện ra các xoáy synop đại dương - những tương tự vật lý của

các xoáy thuận và xoáy nghịch trong khí quyển, có giá trị to lớn để nhận thức

nhiều quá trình vật lý trong đại dương Nếu như việc nghiên cứu các xoáy

synop loại front đã bắt đầu từ những năm ba mươi, thì các xoáy synop vùng

khơi đại dương lần đầu tiên được các nhà khoa học Nga phát hiện trong khi

tiến hành cuộc thí nghiệm thực địa “Poligon-70” Trong thời gian thí nghiệm,

người ta chọn ra một ô vuông gần 200 km mỗi cạnh ở trung phần Đại Tây

Dương để đo dòng chảy tại tất cả các tầng sâu, liên tục sáu tháng Các cuộc

đã hoàn toàn khẳng định sự tồn tại của các xoáy synop, xác định cấu trúc đầy

đủ của chúng và thu được những dữ liệu về sự tương tác giữa các xoáy với

các dòng chảy trung bình

Việc sử dụng rộng rãi thiết bị thám sát độ nhạy cao trong những năm

sáu mươi đã dẫn tới phát hiện ra và mô tả một lớp hiện tượng mới - vi cấu

trúc của đại dương Các trắc diện thẳng đứng của các tham số vật lý thủy văn

có những chi tiết cấu trúc với qui mô trong phương thẳng đứng từ một số cm

đến vài chục mét, trong khi kích thước trong phương ngang lớn hơn 3-4 lần

Những thành tạo như vậy có thể di chuyển thậm chí theo các hướng ngược

với dòng chảy chính Phát hiện về tính “đa quy mô” của các front đại dương

cũng có liên quan chặt chẽ với phát hiện này

Một phát hiện nữa rất quan trọng đối với hải dương học vật lý là phát

hiện ra kênh âm ngầm vào năm 1946 của các nhà khoa học Nga và Mỹ độc

lập với nhau Kênh âm ngầm là một lớp nước trong đó các sóng âm bị phản

xạ nhiều lần bên trong và truyền đi những khoảng cách siêu xa

Việc phát hiện ra hệ thống các dãy núi giữa đại dương và các rãnh sâu

đại dương là một trong số những phát kiến địa chất rất quan trọng Đó là nhờ

người ta chế tạo ra máy hồi âm và từ đó lập các bản đồ độ sâu mới của Đại

dương Thế giới Kết quả là quan niệm đang ngự trị rằng đáy đại dương là

một bình nguyên gần như bằng phẳng đã bị sụp đổ Lần đầu tiên O.K

Leontiev đưa ra kết luận về sự thống nhất của các dãy núi giữa đại dương và

không lâu sau đó Uning và Hazen cũng đã khẳng định và phát triển thêm

Hệ thống các rãnh sâu đại dương, phân bố ở những nơi hoạt động núi

lửa và địa chấn mạnh, cũng được phát hiện cùng thời Độ sâu lớn nhất của

Marian gần đảo Guam Như sau này đã khẳng định được nhờ khoan sâu đáy đại dương, về phương diện kiến tạo các rãnh sâu là những vùng chìm của vỏ đại dương dưới vỏ lục địa, còn tại những thung lũng của các dãy núi giữa đại dương thì vật chất của manti được nâng lên mặt vỏ trái đất Thuyết trôi lục địa do A Vegener đề xuất năm 1925 đã được khẳng định thực nghiệm nhiều lần Hệ quả là ngay sau đó người ta đã xây dựng được quan niệm “kiến tạo toàn cầu mới”, giải thích các qui luật phát triển Trái Đất nói chung từ những lập trường nhất quán

Một loạt các phát hiện quan trọng cũng được thực hiện trong lĩnh vực sinh học đại dương Trước hết liên quan tới động thực vật dưới nước Hầu như mỗi đợt khảo sát đều tìm thấy những loài nước sâu mới Ngoài ra, thêm vào 23 lớp động vật đã biết trên Trái Đất, nhà khoa học người Nga A.V

Ivanov đã phát hiện và nghiên cứu tỉ mỉ một lớp mới - pogonophora Đây là lớp động vật duy nhất được phát hiện vào thế kỉ 20 Pogonophora là một yếu

tố cực kì độc đáo của giới động vật nước sâu, chúng có mặt hầu như khắp nơi

Hiện tượng lí thú “ốc đảo sự sống” được các nhà khoa học người Mỹ phát hiện từ thiết bị “Alvin” lặn dưới nước ở gần quần đảo Galapogos Nơi

Kết quả là sinh khối động vật đáy vượt trội một số bậc so với sinh khối vùng xung quanh Nguồn gốc của sự giàu có sự sống là các vi khuẩn dưỡng hóa có khả năng tổng hợp chất hữu cơ từ các nguyên tố khoáng vật mang ra từ lòng đất

Nhà hải dương học người Pháp nổi tiếng J.I Kusto có những đóng góp

to lớn cho sự phát triển các nghiên cứu dưới nước, cho sự hình thành của sinh thái học biển như một hướng độc lập Ông có công lao đặc biệt vĩ đại như một nhà tổ chức và truyền bá khoa học xuất sắc Toàn thế giới quen thuộc với những cuốn sách khoa học thường thức của ông về thế giới đại dương dưới nước và loạt phim truyền hình “Cuộc phiêu lưu dưới nước của

Kusto”

Dĩ nhiên, những thành tựu của hải dương học hiện đại không chỉ giới

hạn ở những gì đã liệt kê trong tổng quan tóm tắt này Song thậm chí từ đó

đã thấy rằng xét về khối lượng các công trình thực nghiệm, về độ sâu của các

khảo sát lí thuyết và trình độ ứng dụng thực tiễn những kết quả khoa học,

ngành hải dương học nước Nga đã từng giữ một trong những vị trí dẫn đầu

trên thế giới trong một thời kì dài Nhưng ở những năm 90 công cuộc nghiên

cứu khảo sát biển và đại dương bị cắt giảm đột ngột trước hết vì những lí do

kinh tế, nhiều chương trình khoa học cơ bản bị bãi bỏ Dù sao thì những

nghiên cứu lí thuyết vẫn tiếp tục, tiềm lực của các nhà khoa học hải dương

học nước Nga vẫn giữ ở mức khá cao Vì vậy không nghi ngờ rằng trong thế

kỉ 21, sau khi khắc phục khủng hoảng kinh tế, sẽ lại bắt đầu bình minh của

các khảo sát hải dương học, bởi lẽ, tương lai nhân loại gắn liền với công cuộc

chinh phục và sử dụng hợp lí tài nguyên Đại dương Thế giới

Chương 1 Những dẫn liệu tổng quát về Đại dương Thế giới

1.1 Phân bố nước và lục địa trên Trái Đất

71 % diện tích này được bao phủ bởi nước Đại dương Thế giới, trong khi

phân bố trên địa cầu rất không đều Ở bắc bán cầu phần lục địa là 100 triệu

phân bố các hợp phần cân bằng nhiệt và nước, hình thành hoàn lưu chung của khí quyển và đại dương cũng như đối với những quá trình hành tinh và qui mô khu vực khác

Các lục địa làm thành mặt đất bị tách rời nhau đáng kể Theo một nghĩa nhất định có thể xem chúng như những đảo khổng lồ, vì từ mọi phía chúng được bao quanh bởi không gian nước Chỉ có nước các đại dương là tạo

là Đại dương Thế giới

Lưu ý rằng sự phân bố nước và đất liền không đồng đều cũng được nhận thấy tại phần lớn các đới vĩ độ của Trái Đất Nếu ở các vĩ độ trung bình

và cao của bắc bán cầu, bề mặt lục địa chiếm diện tích chung khá cao, thì ngược lại, ở nam bán cầu phần lục địa giảm tới cực tiểu Một đặc trưng trực

Những dẫn liệu về diện tích của các đại dương thuộc từng đới vĩ độ rộng 5 độ của địa cầu được dẫn trong bảng 1.1 Dễ dàng nhận ra sự phân hóa đáng kể về phân bố các đại dương bên trong mỗi đới vĩ độ và đặc biệt trên hướng kinh tuyến Thậm chí Đại Tây Dương hẹp chiều ngang nhất, nhưng ở

Nước thuộc số các chất phổ biến nhất trong tự nhiên Và nước tự nhiên

đa dạng đến mức khó có thể nêu ra một đối tượng nào đó, kể cả thực và động vật, mà không chứa nước ở dạng này hoặc dạng khác Vì vậy, khi nghiên cứu

nước tự nhiên, để tiện lợi người ta đưa ra khái niệm thủy quyển, đó là lớp vỏ

liên tục của địa cầu chứa nước ở tất cả các trạng thái tổ hợp (lỏng, rắn và khí) trong phạm vi Đại dương Thế giới (đại dương quyển), thạch quyển, băng quyển và khí quyển Biên phía dưới của thủy quyển thường được chấp nhận

là mặt Môhô, phân cách vỏ trái đất với lớp manti trên, còn biên phía trên nằm ở độ cao của nút đối lưu, cao hơn đó thì ẩm lượng của khí quyển trở nên

bé không đáng kể và các phân tử nước đã chịu tác động của quá trình phân rã quang học

Bảng 1.1 Diện tích các đới vĩ độ của Đại dương Thế giới, nghìn km

Đương nhiên lượng nước lớn nhất nằm trong Đại dương Thế giới, lượng này

bằng 96,5 % tổng trữ lượng trong thủy quyển Khí quyển chứa ít nước nhất,

Khác với Đại dương Thế giới và khí quyển, trên các lục địa và trong

băng quyển có rất nhiều loại nước Nước lục địa có thể phân chia thành nước

sông, nước hồ, nước đầm, nước trong đất màu, nước sinh học và nước ngầm

Về phần mình, nước ngầm lại chia thành nước ngọt, nước trọng lực và nước mao dẫn (xem bảng 1.2)

Bảng 1.2 Dự trữ nước trên Trái Đất

khối băng lục địa (ở Nam Cực và Grinlan), băng hà trên núi, băng trong vùng đất đóng băng vĩnh cửu, thảm tuyết và băng biển Tổng khối lượng băng xấp

6

10137

Trong thảm tuyết thường trực thể tích nước thậm chí lớn hơn so với trong

khiên băng Nam Cực Lưu ý rằng nếu thảm băng hiện tại trên Trái Đất tan

hoàn toàn thì mực nước Đại dương Thế giới nâng lên 66 m, điều đó sẽ dẫn

tới những hậu quả khủng khiếp

Theo những quan niệm hiện đại, tổng trữ lượng nước tự nhiên trong

thời kỳ dài đo bằng những kỷ nguyên địa chất, thực tế không thay đổi, tức

lượng nước đi ra từ lòng trái đất và từ khoảng không vũ trụ tới mặt trái đất

rất nhỏ và hầu như bù trừ với lượng mất nước không hoàn lại do sự khuếch

tán các khí ở những lớp trên của khí quyển vào vũ trụ Điều này có nghĩa

rằng có thể xem thủy quyển như một hệ đóng kín bên trong nó liên tục diễn

ra quá trình hoàn lưu và phân bố lại nước tự nhiên

Mặc dù mặt nước áp đảo trên Trái Đất, nhưng tổng lượng nước trên mặt

trái đất không quá lớn so với kích thước của bản thân hành tinh Thể tích

bằng khoảng 1/800 thể tích của Trái Đất Nếu biểu diễn lượng nước của Đại

dương Thế giới bằng một quả cầu, thì bán kính của nó sẽ bằng 690 km, hay

1.2 Các đặc trưng trắc lượng hình thái học và sự phân

chia Đại dương Thế giới

Người ta phân chia Đại dương Thế giới thành các đại dương riêng biệt

xuất phát từ những dấu hiệu sau (theo tuần tự mức ý nghĩa): hình dáng đường

bờ các lục địa và các đảo, địa hình đáy, mức độ biệt lập của các hải lưu và

thủy triều, mức độ biệt lập của hoàn lưu khí quyển, những đặc điểm phân bố

phương ngang và phương thẳng đứng của nhiệt độ và độ muối

Trong một thời gian dài Đại dương Thế giới được chia ra thành năm đại

dương: Đại Tây Dương, Thái Bình Dương, Ấn Độ Dương, Bắc Băng Dương

và đại dương Nam Cực Hệ thống phân chia này đã được chấp nhận từ năm

1845 tại kì họp của Hội đồng Hội địa lý hoàng gia ở Luân Đôn, nhưng mãi tới năm 1893 mới được công bố Trong các công trình sau đó của O Kriummel và I.M Sokanski đã đề xuất chia ba đại dương: Đại Tây Dương, Thái Bình Dương, Ấn Độ Dương Trong đó Bắc Băng Dương được gộp vào Đại Tây Dương

Vì có những bất đồng trong vấn đề xác định ranh giới các đại dương, khi thành lập Phòng thủy đạc quốc tế người ta đã quyết nghị rằng một trong những nhiệm vụ của phòng là xác định ranh giới các đại dương và biển nhằm mục đích để cho các cục thủy đạc quốc gia thừa nhận và đưa chúng vào những ấn phẩm chính thức Kết quả là năm 1928 đã xuất bản một ấn phẩm chuyên của Phòng thủy đạc quốc tế “Ranh giới các biển và đại dương”, trong

đó chấp nhận chia Đại dương Thế giới thành bốn đại dương Trong những thập niên tiếp sau đã tiến hành nhiều công việc làm chính xác các ranh giới

và kích thước các đại dương và biển Trong ấn phẩm thứ ba của Phòng thủy đạc quốc tế (1953) vẫn giữ nguyên hệ phân chia Đại dương Thế giới thành bốn đại dương: Đại Tây Dương, Thái Bình Dương, Ấn Độ Dương và Bắc Băng Dương, nhưng từng đại dương không bao gồm các biển Đại Tây Dương và Thái Bình Dương được chia thành hai phần: phần bắc và phần nam, ranh giới giữa hai phần đi qua đường xích đạo Các eo nối hai biển hay hai đại dương không bị chia ra làm hai phần, mà được gộp vào một biển hay một đại dương nào đó

Hội nghị hải dương học quốc tế lần thứ hai (Matxcơva, 1966) không đồng ý với quan điểm chính thống Tại hội nghị này khuyến cáo căn cứ vào những đặc điểm chế độ thủy văn phân chia thêm đại dương Nam Cực với các đường biên ở gần những mũi tận cùng của các lục địa (châu Phi, Úc và Nam Mỹ) và các đảo gần nhất với vị trí của dải hội tụ cận nhiệt đới Tuy nhiên, như đã nêu ở trên, khi phân chia Đại dương Thế giới thành các đại dương riêng phải tính tới cả những nhân tố ý nghĩa khác (thí dụ, địa hình đáy) Lưu ý rằng cho đến nay vẫn chưa kết thúc những tranh cãi trong giới khoa học về một vấn đề tưởng như đơn giản là bao nhiêu đại dương trên Trái Đất Thí dụ, có quan điểm cho rằng Bắc Băng Dương, do bị chia cắt bởi dãy

núi ngầm cao thành nhiều bộ phận rất biệt lập và có các điều kiện tự nhiên

đặc thù, tỏ ra gần gũi với các biển giữa lục địa hơn là với đại dương Tuy

nhiên, chúng ta sẽ tuân theo hệ thống phân chia Đại dương Thế giới truyền

thống thành Thái Bình Dương, Đại Tây Dương, Ấn Độ Dương và Bắc Băng

Dương

Đại Tây Dương trải dài theo hướng kinh tuyến, các biên phía đông và

phía tây của nó được xác định rõ bởi bờ các lục địa: ở phía tây là bờ châu

Mỹ, phía đông là châu Âu và châu Phi Biên phía bắc đi qua cửa phía đông

tục đi qua quần đảo Farer (đảo Fugle) đến quần đảo Sotland (đảo

Lưu ý rằng trong văn liệu nước ngoài các biển Grinlan và Na Uy

thường được ghép vào Đại Tây Dương Tuy nhiên quan điểm được thừa nhận

hơn cả là các biển này phải thuộc Bắc Băng Dương Căn cứ vào vị trí đặc

biệt của các biển Grinlan và Na Uy và chế độ thủy văn phức tạp của chúng

trong hải dương học nước ta các biển này cùng với biển Baren thường được

xem xét riêng biệt với Bắc Băng Dương dưới một tên gọi là thủy vực Bắc

Âu

Ở nam bán cầu biên giới phía tây của Đại Tây Dương đi qua eo Đreik

Thái Bình Dương có biên giới phía tây là bờ châu Á Với Ấn Độ

Dương biên giới đi qua cửa phía bắc của eo Malaka, bờ tây đảo Sumatra, bờ

nam đảo Java đến đảo Timo Tiếp theo biên giới đi đến mũi Londonderry

trên bờ nước Úc, cửa phía bắc của eo Basso giữa Úc và đảo Tasmania, bờ

giới nước đi tới tờ châu Nam Cực

Biên giới phía đông của Thái Bình Dương là bờ Bắc Mỹ và Nam Mỹ và

Băng Dương đi theo vòng tròn Cực Bắc, nhưng các nhà hải dương học thường chấp nhận chỗ hẹp và nông nhất của eo Bering làm ranh giới - vẽ từ mũi Đeznhev đến mũi Hoàng tử Wuelski

Ấn Độ Dương: biên giới phía đông trùng với biên giới phía tây của Thái Bình Dương, bắt đầu rừ eo Malaka, còn biên giới phía tây trùng với biên giới phía đông của Đại Tây Dương từ mũi Hảo Vọng tới châu Nam Cực Biên giới phía bắc là bờ châu Á, còn biên giới phía nam - bờ châu Nam Cực

Bắc Băng Dương khác với các đại dương khác, nó được bao bọc hoàn toàn bởi lục địa Vì vậy, như đã nêu ở trên, trong một số công trình nó được xem như một thủy vực giữa lục địa của Đại Tây Dương Mặc dù vậy, tính chất của các dòng chảy, đặc điểm hoàn lưu khí quyển và sự hình thành chế

độ thủy văn là căn cứ để cho rằng Bắc Băng Dương có thể chia thành một đại dương riêng Ranh giới của nó thực tế chúng ta đã mô tả khi xét các biên phía bắc của Đại Tây Dương và Thái Bình Dương

Theo kích thước các đại dương, ta có thể nhận được những đặc trưng trắc lượng hình thái của chúng (bảng 1.3) Dễ dàng thấy rằng diện tích Thái Bình Dương bằng gần một nửa toàn diện tích Đại dương Thế giới và lớn hơn diện tích tất cả các lục địa và đảo Thái Bình Dương cũng là đại dương sâu nhất Trong thời gian chuyến khảo sát của tầu nghiên cứu khoa học Nga

“Vitiaz” năm 1957, tại rãnh sâu Marian đã đo được độ sâu lớn nhất của Đại

Đứng thứ hai về kích thước là Đại Tây Dương, diện tích và thể tích nước của nó bằng khoảng 0,25 lần so với Đại dương Thế giới Tổng diện tích

đo được ở rãnh sâu Puecto-Riko

Diện tích Ấn Độ Dương bằng hơn 0,2 lần diện tích Đại dương Thế giới,

đo được ở rãnh sâu Zonđ

Bảng 1.3 Các đặc trưng trắc lượng hình thái chủ yếu của Đại dương Thế giới

và những bộ phận của nó Diện tích Thể tích Đại dương

nghìn km 2 % nghìn km 2 %

Độ sâu trung bình (m) Các đại dương

Đại dương Thế giới 361 253 100 1 340 740 100 3 711

Thái Bình Dương 30 958 8,6 72 466 5,4 2 341

Đại Tây Dương 10 990 3,0 23 217 1,7 2 113

Ấn Độ Dương 8 153 2,3 17 260 1,3 2 117

Bắc Băng Dương 8 113 2,2 6 315 0,5 778

Đại dương nhỏ nhất là Bắc Băng Dương, diện tích gần 12 lần nhỏ hơn

so với diện tích Thái Bình Dương, 6 lần nhỏ hơn so với Đại Tây Dương và 5

lần nhỏ hơn so với Ấn Độ Dương Bắc Băng Dương là đại dương duy nhất

nằm gọn trong vùng cực và do đó có chế độ thủy văn đặc biệt Độ sâu cực

Những dẫn liệu chi tiết hơn về phân bố độ sâu trong các đại dương dẫn trong bảng 1.4 Tỉ phần của các độ sâu tương đối nhỏ - dưới 500 m, chỉ là 9,6

% tổng diện tích Đại dương Thế giới, trong đó phần thềm lục địa (tới

150-200 m) có giá trị thực tiễn lớn nhất đối với loài người là dưới 7 % Độ sâu các phần áp đảo của các đại dương (73,8 % toàn diện tích) bằng 3000-6000m

Bảng 1.4 Phân bố độ sâu ở các đại dương

Đại dương Thế giới

Trong mỗi đại dương có thể tách ra các biển - đó là những vùng khá

rộng của đại dương, giới hạn bởi các bờ lục địa, các đảo, các miền nâng đáy (các ngưỡng) và có chế độ thủy văn riêng Các đặc trưng trắc lượng hình thái của một số biển chính của Đại dương Thế giới thể hiện trong bảng 1.5 Diện tích các biển chỉ bằng gần 10 % diện tích Đại dương Thế giới, còn thể tích

nước trong đó không vượt quá 35,0 % Biển lớn nhất là biển Koran nằm ở

sâu cực đại của các biển cũng nhận thấy ở biển Koran (10038 m) Nếu xét

các độ sâu trung bình, thì biển sâu nhất là biển Sulavesi (biển Selebes) Biển

nông nhất là biển Azov, độ sâu trung bình chỉ bằng 7 m, độ sâu lớn nhất -

13m

Theo vị trí phân bố và các điều kiện địa lý tự nhiên, các biển được phân

ra thành ba nhóm chính: biển nội địa, biển ven và biển giữa các đảo

Về phần mình các biển nội địa được phân chia thành các biển giữa đất

liền và các biển nửa kín

Các biển giữa đất liền được bao bọc từ mọi phía bởi đất liền và thông

với đại dương hay biển khác bởi một hay một số eo biển Vì vậy nét đặc

trưng của những biển này là tính đặc thù cao về các điều kiện tự nhiên, tính

khép kín của hoàn lưu nước mặt và tính biệt lập trong phân bố độ muối và

nhiệt độ Các biển giữa đất liền có thể thuộc loại giữa các lục địa (thí dụ,

Hồng Hải, Địa Trung Hải) và biển bên trong lục địa (thí dụ, biển Bantic, Hắc

Hải)

Các biển nửa kín thâm nhập khá sâu vào lục địa và tách biệt với đại

dương bởi các bán đảo hay chuỗi đảo Dĩ nhiên là sự trao đổi nước với đại

dương diễn ra tương đối tự do hơn so với các biển giữa đất liền, tuy nhiên

tính đặc thù của hoàn lưu và phân bố các đặc trưng vật lý thủy văn vẫn được

bảo toàn Các biển nửa kín gồm biển Bering, biển Okhot, biển Nhật Bản,

những biển này ngăn cách với Thái Bình Dương bởi các chuỗi đảo Aleut,

Kurinski và Nhật Bản

Ngược lại, các biển ven không thâm nhập sâu vào lục địa và phân cách

với đại dương bởi các bán đảo hoặc đảo thực tế không cản trở quá trình trao

đổi nước Đại dương và lục địa có ảnh hưởng như nhau đối với sự phân bố

của nhiệt độ, độ muối và sự hình thành hệ thống dòng chảy trong các biển

này Thuộc loại biển ven có các biển ở thủy vực Bắc Băng Dương, ngoại trừ

Bạch Hải

Bảng 1.5 Các đặc trưng trắc lượng hình thái chủ yếu của một số biển

Độ sâu Biển Diện tích

nghìn km2

Thể tích nước (nghìn km3)

Trung bình Lớn nhất Thuộc Thái Bình Dương

Koran 4 068 10 038 2 468 9 174 Đông (Nam Trung Hoa) 3 537 3 623 1 024 5 560 Bering 2 315 3 796 1 640 4 097

Nhật Bản 1 062 1 631 1 536 3 699 Đông Trung Hoa 836 258 309 2 719

Bảng 1.5 (tiếp)

Độ sâu (m) Biển Diện tích

(nghìn km2)

Thể tích nước (nghìn km3)

Trung bình Lớn nhất Thuộc Ấn Độ Dương

Biển giữa các đảo - đó là những bộ phận của đại dương được bao bọc

bởi một vòng cung đảo, các ngưỡng ngầm trong các eo giữa các đảo hầu như

không cản trở sự trao đổi nước tự do Chế độ thủy văn trong các biển như

vậy gần với chế độ đại dương, mặc dù có thể nhận thấy những khác biệt địa

phương Các biển thuộc quần đảo Đông Ấn Độ (Sulu, Sulavesi, Banđa ) là

những biển giữa các đảo

Đương nhiên còn có những hệ thống phân loại dùng các dấu hiệu khác

làm căn cứ Thí dụ, tùy thuộc vào độ sâu trung bình của các biển người ta

chia chúng thành biển nước nông và biển nước sâu Trong các biển nông độ sâu không vượt quá vài trăm mét, và chúng phân bố chủ yếu trong phạm vi thềm lục địa Loại này gồm Bắc Hải, Hoàng Hải, Bolea Trong các biển sâu

độ sâu đạt tới vài nghìn mét (thí dụ, Hắc Hải, Karibê, Okhot ) Các biển nước sâu thường hay phân bố gần các đai đứt gãy của vỏ trái đất và sự thành tạo những thủy vực biển này thường là do những chuyển động thẳng đứng lớn của mặt Trái Đất

nhưng không bị ngăn cách với đại dương hay biển bởi các đảo hoặc các ngưỡng đáy và do đó có sự trao đổi nước tự do với những bộ phận khác của biển hay đại dương Ranh giới phía đại dương hay phía biển của các vịnh trong đa số các trường hợp chỉ có thể vẽ một cách quy ước Về kích thước, các vịnh đại dương có thể lớn hơn biển (thí dụ, vịnh Biskay, vịnh Mêhicô, vịnh Huđzon) Tùy thuộc nguồn góc, hình dạng và cấu tạo bờ mà các vịnh được gán những tên địa phương như vịnh, vũng, hõm, fiord, liman )

đảo hay bán đảo cản trở sự trao đổi nước tự do Ở phía bắc nước Nga những vịnh hõm sâu vào đất liền và thường có các sông đổ vào được người ta gọi là

các hõm Các hõm lớn nhất là Ôbi, Đvina, Onhega, Penzin

Các vịnh có bờ ngoằn nghèo, hẹp, hõm sâu vào đất liền, được tạo thành

do bào mòn băng hà được gọi là các fiord Các fiord phân bố ở miền bờ Na

Uy, Niudilan, Aixơlan Vịnh Konski thuộc loại một fiord lớn nhất

Liman - phần cửa của các thung lũng sông bị biển tràn ngập do quá trình lún yếu của lục địa Liman thường gặp ở bờ các biển phương bắc, trên đảo Sakhalin, ở biển Azov và Hắc Hải

Lagoon - là thủy vực không sâu, ngăn cách với biển do quá trình lắng đọng trầm tích dưới dạng doi cát ven bờ và nối với biển bằng một eo hẹp hay một vùng biển giữa lục địa và rạn san hô

Bảng 1.6 Các đặc trưng trắc lượng hình thái chủ yếu của một số vịnh

Độ sâu (m) Vịnh Diện tích

(km2)

Thể tích nước (nghìn km3) Độ sâu

trung bình Lớn nhất Thuộc Thái Bình Dương

Phải lưu ý rằng sự phân chia các bộ phận riêng biệt của Đại dương Thế

giới trong nhiều trường hợp chỉ có tính chất qui ước và tồn tại lịch sử Một số

vùng của Đại dương Thế giới có cùng những tính phân cách biệt lập và

những nét đặc thù trong chế độ thủy văn, trong một số trường hợp được gọi

là các biển, nhưng trong trường hợp khác lại gọi là các vịnh Thí dụ, theo hệ thống phân loại đã dẫn trên đây thì vịnh Mêhicô và vịnh Huđzon đúng ra phải gọi là các biển, trong khi đó biển Aravi lại giống với vịnh hơn Các đặc trưng trắc lượng hình thái của các vịnh dẫn trong bảng 1.6

Bảng 1.7 Các đặc trưng trắc lượng hình thái chủ yếu của một số eo biển

Kích thươc

Eo

Dài (km)

Rộng (km)

Sâu (m)

Các thủy vực liên kết

Thuộc Thái Bình Dương Bering 96 134 39 Biển Bering và biển Chukot

Laperuz 94 143 75 Biển Okhot và biển Nhạt Bản

Triều Tiên 324 240 87 Biển Đông Trung Hoa và biển Nhật Bản

Đài Loan 398 212 114 Biển Đông Trung Hoa và biển Đông

Malaka 937 211 214 Biển Anđaman và biển Đông

Zonđ 130 94 197 Biển Java và Ấn Độ Dương

Torres 74 182 11 Biển Araphua và biển Koran

Cook 107 77 85 Biển Tasmania và Thái Bình Dương

Magellan 575 46 124 Đại Tây Dương và Thái Bình Dương

Thuộc Đại Tây Dương Ghibralta 59 39 956 Địa Trung Hải và Đại Tây Dương

La-Mansơ 578 158 48 Bắc Hải và Đại Tây Dương

Đan Mạch 530 478 375 Biển Grinlan và Đại Tây Dương

Đevit 1 170 652 963 Biển Labrađo và biển Baphin

Kabot 195 253 158 Vịnh Saint Lavrentia và Đại Tây Dương

Floriđa 651 118 629 Vịnh Mêhicô và Đại Tây Dương

Iukatan 55 209 939 Vịnh Mêhicô và biển Karibê

Đreik 460 986 3 111 Đại Tây Dương và Thái Bình Dương

Bảng 1.7 (tiếp)

Thuộc Ấn Độ Dương Babel 109 50 111 Biển Hồng Hải và vịnh Ađen

Manđiv-Bass 490 233 94 Biển Tasmania và vịnh Granđ Australia

Mozambic 1 760 789 2 250 (phân chia châu Phi và đảo Mađagaska)

Thuộc Bắc Băng Dương Hinlopen 172 48 36 Biển Baren và Bắc Băng Dương

Malochkin-sa 98 4 10 Biển Baren và biển Karơ

Iugo-sa 40 8 17 Biển Baren và biển Karơ

Karơ Vorota 33 61 25 Biển Baren và biển Karơ

Vilkits 104 84 115 Biển Karơ và biển Laptev

Sokanski 106 50 6 Biển Karơ và biển Laptev

Đmitri Laptev 115 59 12 Biển Laptev và biển Đông Sibiri

Sanhikov 238 148 6 Biển Laptev và biển Đông Sibiri

Long 128 191 25 Biển Đông Sibiri và biển Chukot

Huđzon 806 244 211 Vịnh Huđzon và eo Đevit

Eo biển là phần tương đối hẹp của đại dương trải dài giữa hai vùng đất

liền và nối hai thủy vực liền nhau với chế độ thủy văn khác nhau Sự trao đổi

nước qua các eo là một đặc trưng quan trọng nhất và phụ thuộc vào nhiều

nhân tố thuộc hai nhóm Nhóm thứ nhất gồm các nhân tố hình thái học: độ

trải dài, chiều rộng và độ sâu của eo Nhóm thứ hai là các nhân tố thủy văn

như các đặc điểm cấu trúc nhiệt muối của các thủy vực liên kết cũng như chế

độ thủy triều và gió

Tùy thuộc vào những đặc điểm trao đổi nước, các eo chia thành năm

loại:

1) Các eo trong đó ở hai thủy vực liên kết mật độ nước khác nhau và

sinh ra hai dòng nước chảy ngược chiều nhau (dòng mặt và dòng sâu) Eo

Ghibralta, Bopho, Huđzon, Babel-Manđiv là những thí dụ về loại eo biển

như vậy;

2) Các eo trong đó có sự phân chia theo phương thẳng đứng của hai

dòng nước ngược chiều nhau (eo Đan Mạch, eo Đevit);

3) Các eo trong đó quan trắc thấy chuyển động một chiều của nước diễn

ra trong toàn thiết diện ngang dưới ảnh hưởng của chênh lệch mực nước thủy tĩnh trong hai thủy vực liên kết (eo Iukatan, eo Đreik, eo Bering, eo Floriđa); 4) Các eo có độ sâu không lớn và chuyển động nước dao động mạnh do ảnh hưởng của hướng gió (eo Torres, eo Đài Loan, eo Kerchen);

5) Các eo trong đó những hiện tượng thủy triều đóng vai trò chủ yếu trong sự trao đổi nước (eo Magellan, eo Neven)

Trong bảng 1.7 thể hiện những đặc trưng trắc lượng hình thái của một

số eo biển quan trọng trên Đại dương Thế giới

1.3 Các đặc trưng khí hậu của các đại dương

Khí hậu của một đại dương có thể hiểu một cách gần đúng là chế độ thủy văn của nó, gồm tập hợp một số quá trình và hiện tượng đặc trưng đầy

đủ nhất cho những tính chất vật lý và hóa học nước đại dương, được lấy trung bình trong khoảng thời gian nhiều năm Những tham số trạng thái và các hiện tượng cơ bản bao gồm: nhiệt độ, độ muối và mật độ nước, thủy triều, hải lưu, sóng gió và băng biển

Người ta phân biệt khí hậu toàn cầu và khí hậu địa phương của đại dương Khí hậu toàn cầu đặc trưng cho chế độ thủy văn của toàn Đại dương Thế giới nói chung, còn khí hậu địa phương là khí hậu của những bộ phận riêng của nó, trong đó có thể là một vùng cụ thể bất kì Còn qui mô đặc trưng của phép lấy trung bình thường được chấp nhận bằng một số thập niên Vì vậy sự biến động của các yếu tố chế độ thủy văn trong thời kì dài hơn sẽ đặc trưng cho những biến thiên (dao động) của khí hậu

Vì đại dương là một hệ thống mở, trao đổi vật chất, nhiệt và khí với không gian xung quanh và trước hết với khí quyển, nên đương nhiên các quá trình hình thành khí hậu (thành tạo khí hậu) không thể xét biệt lập với các

quyển khác của hành tinh: khí quyển, thạch quyển và băng quyển Ở đây

quan trọng nhất là các tham số khí hậu tại biên phân cách giữa đại dương và

khí quyển, tức các đặc trưng tương tác giữa chúng, còn bản thân quá trình

tương tác qui mô lớn của đại dương và khí quyển thuộc loại những nhân tố

thành tạo khí hậu then chốt Mặt phân cách với thạch quyển cũng có vai trò

quan trọng, đó là đáy đại dương và ranh giới thềm lục địa, qua đó nước ngọt

từ sông nhập vào đại dương, tạo nên trong các đới ven bờ một chế độ thủy

văn khác biệt với nước khơi đại dương

Như đã nêu ở trên, Đại dương Thế giới có trữ lượng nước khổng lồ và ít

biến biến đổi về thể tích theo không gian và thời gian trong khoảng nhiều

nghìn năm gần đây Đối với đại dương, nét đặc trưng là sự bảo toàn thành

phần muối, tức sự bảo toàn tỉ lệ giữa các hợp phần muối chủ yếu và biến

thiên của độ muối ở các vùng khơi đại dương rất không đáng kể, điều đó

chứng tỏ tính ỳ của nó Không đổi thành phần muối và biến thiên độ muối

nhỏ chủ yếu là do thông lượng nước ngọt qua mặt (bốc hơi, giáng thủy,

lượng nước sông và băng hà) không đáng kể và do các quá trình phân bố lại

các khối nước bởi dòng chảy

Khác với các lục địa biệt lập nhau, Đại dương Thế giới là thống nhất,

gồm một số đại dương và biển liên kết với nhau và làm thành một hệ thống

liên hệ thống nhất Sự thống nhất của nước đại dương trước hết là do hoàn

phương ngang (hoàn lưu ngang) và phương thẳng đứng (hoàn lưu thẳng

đứng) Hoàn lưu ngang có thể là hoàn lưu lớp mặt, hoàn lưu lớp sâu và hoàn

lưu gần đáy Hoàn lưu thẳng đứng được phân ra thành nước trồi (nước lớp

sâu nâng lên phía mặt) và nước chìm (nước lớp mặt chìm xuống dưới sâu)

Hoàn lưu ngang và thẳng đứng liên hệ lẫn nhau và tạo thành một hệ thống

Hoàn lưu đại dương một mặt tạo thuận lợi cho sự tương tác chặt chẽ

của các quá trình vật lý, hóa học và sinh học, mặt khác hình thành sự đa dạng

và khác biệt trong các quá trình đó, về phần mình điều này tạo nên sự chuyển

động vĩnh cửu của các khối nước Từ sự thống nhất nước đại dương và tính

liên tục của môi trường sống của nó cũng suy ra rằng Đại dương Thế giới có thể xem như một hệ sinh thái thống nhất

Trong Đại dương Thế giới tồn tại một cơ chế toàn cầu vận chuyển năng lượng và trao đổi chất Cơ chế này được duy trì bởi sự sưởi ấm không đều nước mặt đại dương và khí quyển Thực vậy, từ các vĩ độ thấp dòng bức xạ

đi tới từ Mặt Trời vượt trội dòng bức xạ đi khỏi mặt đất, còn ở các vĩ độ cao -

đi bù trừ lẫn nhau Từ đây suy ra rằng toàn bộ dư lượng nhiệt cần phải được vận chuyển từ các vĩ độ thấp tới các vĩ độ cao thông qua các chuyển động

phải cực đại

Một đặc trưng chính của các dòng bức xạ tại mặt đại dương là cân

bằng bức xạ, đó là lượng nhiệt bức xạ tới tổng cộng Nếu cân bằng bức xạ lớn hơn không thì lớp mặt đại dương được sưởi ấm, nếu nhỏ hơn không thì lớp này bị lạnh đi Cân bằng bức xạ là một trong số những đặc trưng năng lượng quan trọng nhất của khí hậu đại dương Trong bảng 1.8 dẫn các đặc trưng khí hậu của cân bằng bức xạ, chi nhiệt cho bốc hơi và dòng nhiệt rối đi vào khí quyển của từng đại dương và của Đại dương Thế giới nói chung tính riêng cho bắc bán cầu, nam bán cầu và cho toàn diện tích đại dương không phủ băng Dễ dàng thấy rằng, trên một đơn vị mặt đại dương cân bằng bức xạ

Nguyên nhân chủ yếu của điều này là do sự phân bố các lục địa không đều giữa các bán cầu và cũng do phần đóng góp tương đối lớn hơn của diện tích đại dương ở các vĩ độ thấp vào diện tích tổng cộng trong phạm vi bắc bán cầu, bởi vì chính là cân bằng bức xạ ở các vĩ độ thấp có tỉ trọng lớn hơn

nhiều trong khi ước lượng R theo toàn bán cầu

Các trị số của cân bằng bức xạ ở các thủy vực và đại dương nói chung rất ít khác với nhau Tuy nhiên có thể nhận thấy rằng Thái Bình Dương nhận nhiệt hơi nhiều hơn một chút, còn Đại Tây Dương thì ít hơn một chút

bức xạ Thí dụ, những khác biệt giữa bắc bán cầu và nam bán cầu biểu lộ rõ

LE

nét hơn Nguyên nhân của điều này trước hết là do các lục địa, không khí

lạnh và khô hơn từ lục địa được mang tới đại dương ấm, do đó ở lớp khí

quyển sát mặt xuất hiện chênh lệch ẩm lượng lớn theo phương thẳng đứng

làm tăng cường bốc hơi Về trung bình, lượng nước bốc hơi từ một đơn vị

mặt Thái Bình Dương là lớn nhất, còn từ Đại Tây Dương - nhỏ nhất

Hình 1.1 Biến thiên vĩ độ của các dòng bức xạ tới và đi khỏi mặt đất

lấy trung bình theo các đới vĩ độ ở bắc bán cầu

Nếu không xét Bắc Băng Dương, thì dòng rối (hiển nhiệt) vào khí

quyển nhỏ hơn một bậc so với các đặc trưng năng lượng khác Sự khác biệt

quan trọng giữa nó với R và LE là ở chỗ tại nam bán cầu Ấn Độ Dương và

Thái Bình Dương cho nhiệt nhiều hơn so với ở bắc bán cầu Tuy nhiên, vì

dòng rối ở Bắc Đại Tây Dương hai lần lớn hơn Nam Đại Tây Dương, kết cục

là từ mặt Đại dương Thế giới ở bắc bán cầu nhiệt cũng đi vào khí quyển

nhiều hơn Nguyên nhân của sự phân hóa mạnh các dòng hiển nhiệt ở Đại

Tây Dương là do đại dương này tương đối hẹp chiều ngang ở các vĩ độ trung

bình và vĩ độ cao bắc bán cầu, do đó các khí đoàn lạnh lớn được mang từ lục

địa và Grinlan tới mặt đại dương tương đối ấm Tuy nhiên, vì kích thước

vượt trội nhiều lần của Thái Bình Dương, dòng nhiệt rối ở Thái Bình Dương

tỏ ra hơi lớn hơn so với Đại Tây Dương Từ mặt Ấn Độ Dương lượng hiển nhiệt đi vào khí quyển nhỏ nhất

Bảng 1.8 Các đặc trưng năng lượng của khí hậu đại dương của từng bán cầu

và toàn diện tích đại dương không phủ băng (W/m 2 ) (theo L.A Strokina)

Cân bằng bức xạ mặt đại dương

Chi nhiệt cho bốc hơi

Dòng nhiệt rối vào khí quyển Đại dương

Dương 136 127 132 128 117 122 12 13 13 Đại Dương TG 135 126 130 128 108 117 14 11 12

Ngoài các nhân tố năng lượng, sự hình thành khí hậu các đại dương còn chịu ảnh hưởng mạnh của các quá trình hoàn lưu và trước hết là sự vận chuyển nước trong phương ngang bởi các dòng chảy Trong đó các dòng chảy ấm mang nhiệt tới những vĩ độ cao, làm ôn hòa khí hậu các vùng ôn đới

và vùng cực Thí dụ, Gơnstrim chuyên chở lượng nhiệt 22 lần lớn hơn tất cả các sông trên thế giới Nhiệt của hệ thống Gơnstrim thậm chí ảnh hưởng tới miền bờ bán đảo Konski, nơi đây có một cảng vùng đai cực duy nhất không đóng băng - cảng Mumansk

Bảng 1.9 Các đặc trưng hoàn lưu của khí hậu đại dương tính riêng cho các dải

độ sâu (V  tốc độ dòng nước trung bình, cm/s; K mật độ động năng trung

Trong bảng 1.9 dẫn các đặc trưng hoàn lưu cơ bản (tốc độ dòng nước

trung bình và mật độ động năng trung bình) lấy trung bình theo từng dải

thẳng đứng trong phạm vi diện tích toàn đại dương Đúng như mong đợi, tốc

độ vận chuyển nước quan sát thấy ở gần mặt đại dương, điều này chủ yếu

liên quan tới hoạt động của các dòng gió Từ dải mặt xuống tới dải trung gian

cường độ vận chuyển nước giảm gần hai lần Với độ sâu tăng tiếp thì độ

giảm cường độ vận chuyển nước trở nên chậm hơn Trong dải gần đáy tốc độ

nước khác không và bằng khoảng 2-3 cm/s Ta nhận thấy rằng độ giảm từ

mặt tới đáy cực đại quan sát thấy ở Thái Bình Dương, còn độ giảm nhỏ nhất

- ở Đại Tây Dương Cường độ vận chuyển nước cao nhất trong tất cả các dải

cấu trúc nhận thấy ở Ấn Độ Dương Nguyên nhân chính của điều này liên

quan tới dòng chảy mạnh nhất của Đại dương Thế giới - hải lưu vòng quanh

cực Nam Cực, phần đóng góp tương đối của nó vào hoàn lưu của đại dương

này là lớn nhất

Phân bố mật độ động năng trung bình nói chung khá phù hợp với phân

bố tốc độ trung bình các dòng chảy Nét khác biệt quan trọng nhất là ở chỗ

cường độ động năng ở Ấn Độ Dương cao hơn so với các đại dương khác

Các quá trình năng lượng và hoàn lưu trước hết ảnh hưởng tới phân bố các đặc trưng vật lý thủy văn (nhiệt độ, độ muối và mật độ) Trong bảng 1.10 biểu diễn các giá trị nhiệt độ, độ muối và mật độ quy ước của nước ở lớp mặt đại dương và các giá trị nhiệt độ, độ muối lấy trung bình theo toàn bề dày đại dương

Như ta thấy trong bảng 1.10, trong phân bố nhiệt độ mặt biển nhận thấy

có những khác biệt đáng kể không chỉ giữa các đại dương, mà đặc biệt giữa các bán cầu bắc và nam Về toàn cục, Thái Bình Dương là đại dương ấm nhất, còn Đại Tây Dương - lạnh nhất Về những khác biệt giữa các bán cầu,

ta thấy nguyên nhân của sự khác biệt là do những đặc điểm phân bố theo kinh hướng của nhiệt độ nước Thật vậy, từ bảng 1.11 thấy rõ rằng trong tất

cả các đới vĩ độ của các đại dương, nhiệt độ nước ở bắc bán cầu cao hơn ở nam bán cầu Đó là vì ở bắc bán cầu có những hệ thống dòng chảy nóng kinh hướng mạnh hơn (Gơnstrim và Kurosyo), chúng mang nước rất ấm từ các vĩ

độ thấp lên phương bắc Ở nam bán cầu, bức tường cản tự nhiên đối với vận chuyển kinh hướng là dòng chảy lạnh vòng quanh cực Nam Cực, là một chiếc vòng lớn bao lấy châu Nam Cực Chính vì vậy mà ta nhận thấy có những khác biệt lớn nhất trong sự phân bố nhiệt độ nước ở các vĩ độ trung bình và vĩ độ cao giữa các bán cầu

Vì độ muối, như đã nêu ở trên, là một đặc trưng bảo thủ hơn, nên trong phân bố của nó trên mặt các đại dương (xem bảng 1.10) không có những khác biệt gì đáng kể Dù sao thì về trung bình Thái Bình Dương tỏ ra ít mặn hơn so với Đại Tây Dương và Ấn Độ Dương Ngoài ra, ở nam bán cầu nhờ Thái Bình Dương mà nước đại dương mặn hơn so với ở bắc bán cầu Phân bố kinh hướng của độ muối lớp mặt mỗi đại dương được biểu diễn trong bảng 1.11 Nét chung nhất của tất cả các đại dương là sự hiện diện của hai cực đại trong đới cận chí tuyến và giảm độ muối theo hướng tới các cực và xích đạo

Sự hình thành độ muối lớp mặt chịu ảnh hưởng mạnh nhất từ quá trao đổi

nước hiệu dụng trong hệ thống đại dương- khí quyển, tức lượng bốc hơi hiệu

khẳng định nếu chú ý tới hình 1.2, trên đó biểu diễn sự phân bố kinh hướng của bốc hơi hiệu dụng và độ muối mặt nước Tại các vĩ độ cận chí tuyến, nơi phân bố của các vùng khí áp cao, hiệu giữa bốc hơi và giáng thủy đạt cực

đại Chính tại đây ta nhận thấy cực đại độ muối

Bảng 1.10 Các đặc trưng vật lý thủy văn của khí hậu đại dương

(theo dữ liệu của nhiều tác giả)

Hình 1.2 Phân bố kinh hướng của bốc hơi hiệu dụng và độ muối

trong Đại dương Thế giới

Tại xích đạo, nơi diễn ra sự hội tụ của gió tín phong, lượng mưa cực đại, mưa ở đây vượt trội bốc hơi và do đó độ muối giảm Tình hình ở các vĩ

độ trung bình và vĩ độ cao cũng diễn ra tương tự do đồng thời giảm bốc hơi

và tăng giáng thủy Kết quả là bốc hơi hiệu dụng mang dấu âm và các lớp nước mặt bị giảm độ muối

Bảng 1.11 Phân bố nhiệt độ nước (theo L.A Strokina) và độ muối

(theo Wust) trên mặt các đại dương

1.4 Sự phân đới của nước đại dương

Định luật địa đới do nhà thổ nhưỡng xuất sắc người Nga V.V Đokuchaev xác lập đầu thế kỉ 20 đối với những điều kiện tự nhiên trên lục địa cũng hoàn toàn áp dụng đối với Đại dương Thế giới Thật vậy, tính phân

đới là quy luật phân bố cơ bản của tất cả những tính chất và những đặc trưng

(vật lý, hóa học, sinh học) của nước đại dương

Khác với các lục địa, trong Đại dương Thế giới nhận thấy ba dạng phân

đới tự nhiên: phân đới vĩ độ, phân đới phương thẳng đứng và phân đai bao

quanh lục địa Mức độ biểu lộ những dạng phân đới này không như nhau và

phụ thuộc vào vĩ độ địa lý, phân bố độ sâu, tính chất tương tác với các nhân

tố lục địa và những nhân tố khác Tổng quát nhất vẫn là phân đới vĩ độ, là

một bộ phận cấu thành của tính đới khí hậu vĩ độ trên mặt trái đất Nó biểu

hiện rõ nhất trong lớp tựa đồng nhất bề mặt đại dương và chủ yếu được gây

nên bởi lượng nhiệt bức xạ tới

Càng xuống sâu, phân bố của các đặc trưng sẽ trở nên đều hơn, kết quả

là số đới vĩ độ đồng nhất sẽ giảm và sự khác biệt giữa chúng cũng giảm

Nước lớp sâu ở tất cả các đại dương, kể cả ở các vùng cực lẫn ở các vùng

nhiệt đới, không còn khác biệt nhau nhiều về các đặc trưng của mình nữa

Tính đới theo phương thẳng đứng (phân tầng) trong đại dương thực chất là

sự phân chia bề dày nước đại dương thành các dải cấu trúc, bên trong mỗi dải

sự phân bố của các đặc trưng hải dương học cơ bản được xem là đồng nhất

Phân đai bao quanh lục địa được nghiên cứu ít nhất Đai bao quanh lục

địa được qui định bởi mức độ liên hệ của các quá trình diễn ra trong đại

dương với những tác động trực tiếp hay gián tiếp của các nhân tố lục địa Giá

trị sinh thái học và địa hóa học của đai bao quanh lục địa ngang bằng, hoặc

đôi khi thậm chí vượt trội giá trị của các dạng phân đới khác Ảnh hưởng của

các lục địa tới những quá trình thủy văn biểu lộ rõ nhất ở đai thềm lục địa trải

rộng tới độ sâu 150-200 m Chiều rộng của thềm và diện tích thềm chiếm chỗ

ở các vùng đại dương khác nhau không như nhau Chiều rộng trung bình của

đai thềm lục địa gần các bờ lục địa và các đảo bằng gần 80 km, mặc dù ở một

số vùng bờ nó vượt quá 500 km Giá trị to lớn của thềm lục địa dẫn tới chỗ

gần đây đã hình thành một hướng khoa học mới và phát triển rất nhanh - hải

dương học các vùng nước ven bờ

Định luật địa đới có thể là cơ sở lí luận của công tác phân vùng không

gian địa lý tự nhiên các đại dương, tức phân chia các vùng tựa đồng nhất

theo một hay một tổ hợp các đặc trưng Người ta cho rằng bên trong các vùng được phân chia sự biến thiên của các đặc trưng là không đáng kể Trong phân vùng địa lý tự nhiên, Đại dương Thế giới các vùng được phân chia gọi là các đới tự nhiên

Một trong những hệ thống phân vùng Đại dương Thế giới đầu tiên đã được Shot thực hiện năm 1936 nhằm những lợi ích của hải văn và khí tượng học Với tư cách là đơn vị phân vùng (phân loại) ông này đã sử dụng khái niệm “vùng tự nhiên” Shot đã chấp nhận những dấu hiệu xuất phát là nhiệt

độ nước, vị trí các dòng chảy, hướng của các dòng không khí Dĩ nhiên, căn

cứ vào trạng thái nghiên cứu Đại dương Thế giới trong những năm đó, thì các ranh giới giữa các vùng tự nhiên phần nhiều mang tính chất tùy tiện Dù sao thì hệ thống phân vùng của ông xét về phương diện lịch sử vẫn đáng được chú ý cho tới tận ngày nay

Shot đã phân chia hai đới front đại dương chính của dải hội tụ cận nhiệt đới và cận cực và 39 vùng tự nhiên, trong đó: ở Đại Tây Dương là 18 vùng, ở

Ấn Độ Dương là 8 vùng, ở Thái Bình Dương là 13 vùng

Hel và Levastu năm 1961 đã thực hiện phân vùng Đại dương Thế giới nhằm những lợi ích của ngành đánh cá Họ cũng xem các ranh giới tự nhiên của các hải lưu như là biên của các vùng tự nhiên Cuối cùng, Đitrich năm

1963 đã xây dựng một sơ đồ phân vùng địa lý tự nhiên Đại dương Thế giới khá chi tiết Trong đó lấy cơ sở là các hệ thống dòng chảy mặt, vì chính các dòng chảy mặt là những hợp phần của các khối nước lớn

Ở nước Nga, một trong những hệ thống phân vùng đầu tiên là do A.M Muromsev thực hiện năm 1951, ông này lấy sự thống nhất của các quá trình khí hậu và thủy văn làm căn cứ để phân loại và đã phân chia đại dương thành các vùng tự nhiên có liên hệ về mặt nguồn gốc với các đới địa lý

Năm 1961 Đ.V Bogđanov đã đề xuất một hệ thống phân vùng khá lí thú Với tư cách là những dấu hiệu cơ bản, ông đã sử dụng các đặc trưng cấu trúc nhiệt muối và vị trí của các dòng chảy chính Bogđanov phân định được

11 đới tự nhiên, trong đó 6 đới ở bắc bán cầu:

1) Đới cực (Bắc Băng Dương) trùng với thủy vực cực của Bắc Băng

Dương và đặc trưng bởi thảm băng thường trực quanh năm;

2) Đới cận cực (cận Bắc Băng Dương) - đó là những vùng đại dương và

biển nằm trong phạm vi di chuyển của các đồng băng và mùa hạ nước được

3) Ôn đới - đó là các thủy vực rộng lớn trong dải gió tây ngự trị Nước

4) Đới cận chí tuyến - những vùng đại dương chủ yếu chịu ảnh hưởng

của các vùng khí áp cao tựa dừng - các cực đại Azo và Ha Oai Nơi này có

đặc điểm là nước lớp mặt thường bị mặn hóa do bốc hơi nhiều và ít mưa, do

đó mật độ nước tăng và chìm xuống dưới;

5) Đới chí tuyến (tín phong) nằm trong phạm vi tác động của các gió tín

phong, vì vậy luôn ngự trị dòng nước mặt ổn định hướng về phía tây, có

nhiệt độ và độ muối cao;

6) Đới xích đạo - về vị trí địa lý hơi dịch về phía bắc và đối xứng qua

mặt phẳng xích đạo nhiệt Nét đặc trưng là nhiệt độ cao trong suốt năm và độ

muối hơi giảm

Ở nam bán cầu Bogđanov phân chia được 5 đới, về đặc điểm thì đồng

nhất với các đới tương tự ở bắc bán cầu, chỉ có điều là chúng biểu hiện ít rõ

nét hơn, đó là đới chí tuyến, đới cận chí tuyến, ôn đới, đới cận cực và đới

cực

Từng đới tự nhiên khác biệt so với các đới lân cận về khí hậu, các tính

chất và chuyển động của nước, thế giới sinh vật và những đặc điểm địa chất

Ngoài ra ranh giới các đới phải không đổi trong thời gian

Tính đới trong đại dương bị phá hủy mạnh ở những vùng hoạt động của

các dòng chảy ổn định như Gơnstrim và Kurosyo Ngoài ra, ở vùng các dòng

chảy ấm biên giới dịch về phía các cực, còn ở vùng các dòng chảy lạnh - về

phía xích đạo Các đới tự nhiên trong đại dương thực tế hoàn toàn tương ứng

với các đới địa thực vật trên đất liền, thí dụ đới cận cực - tương ứng với vùng

đài nguyên phương bắc (tundra), vùng ôn đới - tương ứng các đới rừng cỏ và

thảo nguyên, đới cận chí tuyến - tương ứng với đai Địa Trung Hải

Nhược điểm cơ bản của sơ đồ Bogđanov là ở chỗ tùy tiện vạch ranh giới giữa các đới, điều này nhiều khi làm sai lệch bức tranh vật lý Có lẽ các ranh giới tự nhiên giữa các đới tự nhiên có thể là những front đại dương chính cũng như các front thứ sinh (các đới hội tụ và phân kì) ở những vùng nhất định của Đại dương Thế giới

Hệ thống phân loại (phân vùng) khí hậu trái đất của B.P Alisov cũng rất nổi tiếng Ông này sử dụng sự áp đảo của các khí đoàn có tính đới trong các mùa khác nhau làm cơ sở Ranh giới của các đới là vị trí thường trực nhất của các front khí quyển cơ bản Điều quan trọng là hệ phân vùng này cùng lúc bao quát cả Đại dương Thế giới lẫn lục địa Alisov phân chia được

7 đai vĩ độ khí hậu cơ bản: đai xích đạo, 2 đai nhiệt đới, 2 đai ôn đới, đai cực bắc và đai cực nam Do sự di chuyển mùa của các khí đoàn và các front khí hậu, ông phân chia thêm các đai tự nhiên khí hậu trung gian: 2 đai cận xích đạo (với sự áp đảo của không khí xích đạo vào mùa hè và không khí nhiệt đới vào mùa đông), 2 đai cận nhiệt đới (với sự áp đảo của không khí nhiệt đới vào mùa hè và không khí ôn đới vào mùa đông), 1 đai cận cực bắc và 1 đai cận cực nam (với sự áp đảo không khí ôn đới vào mùa hè và các loại không khí bắc cực hoặc nam cực tương ứng vào mùa đông) Trong mỗi đai lại phân biệt khí hậu đại dương và khí hậu lục địa

1.5 Đặc trưng địa chất học của Đại dương Thế giới

Tất cả những quá trình tự nhiên thúc đẩy sự hình thành và phát triển vỏ trái đất, trong đó có địa hình đáy đại dương, được gọi là các nhân tố địa chất Nhờ kết quả tác động của chúng, địa hình đáy luôn luôn phát triển và không ngừng biến đổi trong thời gian và không gian

Các quá trình địa chất được phân biệt theo một loạt các dấu hiệu, quan trọng nhất trong số đó là cường độ, sự thường trực, sự phổ biến và các nguồn

năng lượng Một số quá trình địa chất phát triển rất nhanh, dẫn đến những

hậu quả khủng khiếp, nhưng xảy ra không phải ở mọi nơi và thường không

định kỳ Thí dụ, đó là những vụ động đất dưới nước, phun núi lửa mạnh,

thường hiếm khi xảy ra và chỉ bao quát những lãnh thổ không lớn

Tuy nhiên, phần lớn các quá trình địa chất diễn ra chậm rãi, nhưng liên

tục và ở mọi nơi Những quá trình này qua hàng chục và hàng trăm triệu năm

đã làm biến đổi đáng kể địa hình trái đất, cấu tạo bên trong và bên ngoài của

nó Nguồn năng lượng của các quá trình địa chất là bức xạ mặt trời, các quá

trình hấp dẫn, tương tác lực của Trái Đất với Mặt Trăng và Mặt Trời, sự xoay

của Trái Đất quanh trục, nhiệt lượng tách ra khi phân hủy các chất phóng xạ

và trong quá trình phân hóa trọng lực vật chất của Trái Đất

Tất cả các quá trình địa chất luôn liên quan với nhau và là một tổ hợp

liên tục làm biến đổi địa hình của Trái Đất

Tuy nhiên, để tiện nghiên cứu người ta thường chia ra hai nhóm lớn tùy

thuộc vào những nguồn năng lượng và vùng biểu hiện Một nhóm gồm các

quá trình từ bên ngoài, hay ngoại sinh, còn nhóm kia - các quá trình nội tại,

hay nội sinh

Trước khi tiến tới thảo luận về các quá trình đó, ta xét những đặc trưng

cơ bản của địa hình đáy Đại dương Thế giới

1.5.1 Những dẫn liệu chung về địa hình đáy Đại dương Thế giới

Địa hình là tập hợp những yếu tố gồ ghề của đáy đại dương và biển

gồm các dạng dương (lồi) và âm (lõm) có hình dáng, kích thước, nguồn gốc

và tuổi khác nhau Địa hình đáy đại dương được hình thành chủ yếu bởi

những chuyển động kiến tạo của vỏ trái đất, hoạt động núi lửa và động đất

Tất cả những yếu tố gồ ghề nhỏ của nó (đồi, bậc thềm, thung lũng ngầm )

chủ yếu có đặc điểm tàn dư (còn sót lại) từ những thời mà vùng đang xét đã

từng là một phần của đất liền Địa hình mặt các lục địa tỏ ra phức tạp hơn, vì

trong khi hình thành, ngoài các quá trình vừa nêu ở trên, còn có bức xạ mặt

trời, gió, giáng thủy khí quyển, nước mặt và nước ngầm tham gia

Đặc trưng định lượng quan trọng nhất về những gồ ghề của địa hình là

độ cao hay độ sâu Biểu diễn trực quan về sự phân hóa phương thẳng đứng

của mặt đất có thể là đường cong đẳng cao, là đồ thị biểu thị độ lặp lại của

độ cao hay độ sâu theo các mức đo (các bậc) Để dựng đường cong đẳng cao (hình 1.3), người ta sử dụng các bản đồ Trái Đất trên đó địa hình đất liền

được biểu diễn bằng các đường đẳng độ cao, còn độ sâu biển - các đường

đẳng độ sâu

Phần đại dương của đường cong có tên là đường cong đẳng sâu Lần

đầu tiên đường cong này được Kriummel xây dựng năm 1897, sau đó năm

1921 Kossina tính lại, I.S Frolov, O.K Leontiev hiệu chỉnh chút ít và được dùng cho tới ngày nay Như đã thấy từ hình 1.3, độ lặp lại lớn nhất của các

biển, trong khi đó độ lặp lại cực đại của các dạng địa hình đại dương tương

hai mực chính của địa hình hành tinh - mặt lục địa và đáy đại dương Ngoài

ra, trên đường cong đẳng cao biểu lộ rõ kiểu lục địa và kiểu đại dương của vỏ trái đất, ranh giới giữa chúng có thể chấp nhận gần đúng là đường đẳng sâu 2

000 m Độ cao trung bình của lục địa bằng khoảng 840 m, trong khi độ sâu

So sánh các đường cong đẳng sâu của từng đại dương và của Đại dương Thế giới nói chung cho thấy rằng ở Thái Bình Dương, Ấn Độ Dương và Đại Tây Dương phân bố độ sâu rất giống nhau và cùng tuân theo những qui luật phân bố đặc trưng của toàn Đại dương Thế giới 72,575,1 % diện tích đáy

ở các độ sâu dưới 200 m có giá trị thực tiễn lớn đối với hoạt động sống của con người Những con số tương ứng đối với diện tích đáy Đại dương Thế giới nói chung là: 73,8, 17,8 và 7,3 % (bảng 1.12) Sự đồng thuận cao của các đường cong đẳng sâu của các đại dương có thể gián tiếp chứng tỏ về sự giống nhau trong cấu tạo địa hình và nguồn gốc của chúng

Hình 1.3 Đường cong đẳng cao của Trái Đất Bảng 1.12 Phân bố diện tích của các dạng địa hình đáy đại dương,

triệu km2 (trong ngoặc - % của tổng diện tích)

Đại dương Thềm lục địa

0200 m

Sườn lục địa 2003000 m

Đáy đại dương 30006000 m

Các rãnh sâu

> 6000 m Thái Bình Dương 8,16 (4,6) 26,05 (14,6) 141,55 (79,2) 2,92 (1,6)

Đại Tây Dương 7,87 (8,6) 18,92 (20,7) 64,48 (70,3) 0,39 (0,4)

Ấn Độ Dương 4,63 (6,1) 13,03 (17,1) 57,87 (76,0) 0,64 (0,8)

Bắc Băng Dương 5,84 (39,6) 6,34 (43,0) 2,57 (17,4) -

Đại dương T giới 26,5 (7,3) 64,34 (17,8) 266,47 (73,8) 3,95 (1,1)

Riêng Bắc Băng Dương rất khác biệt với các đại dương khác về phân

bố các độ sâu: phần diện tích đáy với các độ sâu dưới 200 m bằng khoảng 40

% diện tích toàn đại dương, còn với độ sâu đặc trưng nhất đối với các đại

phân bố độ sâu như vậy ở Bắc Băng Dương làm cho nó gần gũi với các biển sâu lớn kiểu Địa Trung Hải hay biển Karibê Đôi khi tình hình này được người ta sử dụng để chứng minh rằng Bắc Băng Dương phải được xem như một trong những biển giữa lục địa của hệ thống Đại Tây Dương

Nếu chấp nhận đường cong đẳng sâu làm trắc diện trung bình thực tế của mặt đáy đại dương, thì có thể phân chia được bốn dạng địa hình chung nhất (thềm lục địa, sườn lục địa, đáy đại dương, các rãnh sâu) xấp xỉ tương

Diện tích của các dạng địa hình đáy được dẫn trong bảng 1.12

Nhận thấy rằng sự phân chia những yếu tố địa hình như vậy đã không gây nên nghi ngờ gì đến tận giữa thế kỉ 20 Tuy nhiên, việc phát hiện ra hệ thống toàn cầu các dãy núi giữa đại dương đã làm thay đổi những quan niệm của chúng ta về đặc điểm của các vùng trung tâm của Đại dương Thế giới như một lòng chảo gần như bằng phẳng Vì vậy, sơ đồ phân loại địa hình đáy vừa dẫn ở trên chủ yếu chỉ còn có ý nghĩa lịch sử

Trong khi phân loại các dạng địa hình đáy cơ bản, bên cạnh những dữ liệu đo sâu phải tính đến những đặc điểm địa mạo và nguồn gốc cấu tạo đáy các đại dương Trong trường hợp này những dạng địa hình lớn nhất (cấp một) là: rìa lục địa dưới nước, đới chuyển tiếp, đáy đại dương và các dãy núi giữa đại dương Về phần mình, các dạng địa hình cấp một lại được chia thành các dạng địa hình cấp hai

Thí dụ, rìa lục địa dưới nước cấu tạo từ thềm lục địa, sườn lục địa và

chân lục địa

Thềm lục địa (thềm) - đó là phần tiếp nối của mặt lục địa kế cận, là một

bình nguyên ven bờ với độ nghiêng nhỏ, bị ngập dưới mặt đại dương và là một bộ phận cấu thành nguồn gốc của nền lục địa và chứng tỏ rằng nó mới bị

ngập vào đại dương không lâu Chiều rộng của thềm biến thiên trong phạm

vi rất rộng và đạt 600-800 km ở Bắc Băng Dương Chiều rộng nhỏ nhất của

thềm ở Thái Bình Dương dọc bờ Bắc và Nam Mỹ Ranh giới địa mạo của

thềm lục địa được biểu hiện bởi sự biến đổi chiều cong của mặt đáy Thông

thường thềm phân bố tới độ sâu 150-200 m, mặc dù trong một số trường hợp

có thể phân bố tới độ sâu 350-400 m Diện tích thềm bằng gần 7,3 % tổng

diện tích Đại dương Thế giới

Sườn lục địa là một phần của rìa lục địa dưới nước giữa thềm và chân

lục địa Trong phạm vi sườn lục địa, độ dày của lớp đá hoa cương giảm dần

hoặc triệt tiêu hoàn toàn Sườn lục địa có nguồn gốc kiến tạo và đã được hình

thành do kết quả các lục địa nâng lên và đồng thời đáy đại dương hạ xuống

sườn lục địa bị chia cắt bởi các hẻm ngầm (canyon) - đó là những dạng địa

hình đơn với sườn khá dựng đứng Phần lớn các hẻm này được tạo thành do

kết quả tác động của các dòng chất vẩn hoặc chúng là những thung lũng và

lòng sông lớn bị ngập vào biển

Chân lục địa chiếm vị trí trung gian giữa sườn lục địa và và đáy đại

dương và là một bình nguyên tích tụ, độ nghiêng nhỏ Tổng diện tích của

và sườn lục địa đến nơi đây có thể đạt tới một số kilômét

Đới chuyển tiếp là vùng đan xen lẫn nhau của các yếu tố địa hình lục

địa và địa hình đại dương, các kiểu lục địa và kiểu đại dương của vỏ trái đất,

nó nằm giữa rìa lục địa dưới nước và đáy đại dương Trong đới chuyển tiếp

có những yếu tố địa hình rất tương phản nhau, các chuyển động thẳng đứng

có tốc độ lớn và phân hóa đột ngột, hoạt động núi lửa hiện đại và địa chấn

mạnh mẽ và các quá trình tạo núi rất phát triển Diện tích đới chuyển tiếp chỉ

Những yếu tố địa hình cấp hai của đới chuyển tiếp gồm các lòng chảo

biển ven, các vòng cung đảo và các rãnh sâu Đôi khi còn có thêm những

khối nâng nội sinh và những rãnh lún dọc

Bảng 1.13 Các đặc trưng trắc lượng hình thái của những rãnh sâu

với độ sâu lớn hơn 8 000 m

Tọa độ độ sâu cực đại Tên rãnh sâu Chiều dài

(km)

Chiều rộng trung bình (km)

Độ sâu cực đại (m) Vĩ độ Kinh độ Thái Bình Dương

Marian 1 340 59 11 022 11o19N 142o07E Tonga 860 78 10 882 23o13N 174o42W Philippin 1 330 65 10 265 10o24N 126o40 E Kecmađek 1 270 88 10 047 31o58S 177o26 W Idzu-Bonin 1 030 82 9 810 29o06N 142o54 E Kurin-Kamchatka 2 170 59 9 717 45o25N 152o45 E Santa-Krus 292 31 9 174 12o28S 165o51 E Volkano 820 109 9 156 24o17N 143o23 E Bughenvil 330 39 9 103 6o18N 153o43 E Iap 460 72 8 850 8o25N 137o56 E San-Kristobal 605 28 8 487 11o19S 162o50 E Nhật Bản 680 59 8 412 36o04N 142o41 E Niu Briten 510 25 8 320 5o52S 152o22 E Palau 350 86 8 069 7o47N 134o58 E Chi Lê 2 690 64 8 069 23o27S 71o23 W

Đại Tây Dương Puecto-Riko 1 070 87 8 742 19 o 36N 68 o 20 W Nam Sanđichev 1 380 68 8 264 55 o 07S 26 o 48 W

Lòng chảo biển ven gắn liền với miền nâng lục địa Trong một số trường hợp lòng chảo biển ven là bình nguyên phẳng và có dạng lượn sóng (dạng đồi), một số trường hợp khác lòng chảo biển ven gồm những chuỗi núi

và dãy núi Ở phía đại dương, các lòng chảo biển ven được giới hạn bằng các sườn dốc của những khối nâng nội sinh dưới dạng các dãy núi và chuỗi đảo nhỏ Các khối nâng nội sinh vươn bề cong về phía đại dương được người ta

gọi là các vòng cung đảo Nhiều cung đảo thường có dạng kép Thí dụ, cung

Kurin cấu tạo từ hai phần: phần bên trong - một chuỗi đảo, và phần bên

ngoài - đó là dãy núi ngầm Vitiaz Trong trường hợp này giữa hai phần của

Từ phía ngoài, các cung đảo đi kèm với những rãnh sâu, có độ sâu hơn

các rãnh sâu thường rất dốc, còn đáy của chúng có thể hoặc bằng phẳng hoặc

gồm nhiều bậc thang Tất cả các rãnh sâu nhất nằm ở Thái Bình Dương,

sâu lớn được nêu trên hình 1.4

Đáy đại dương - là phần sâu nhất của đáy, chiếm hơn nửa (53,5 %)

diện tích Đại dương Thế giới Theo đường cong đẳng sâu, các độ sâu áp đảo

dương có những yếu tố địa hình dương như các cao nguyên dưới nước,

những miền nhô lên và những núi đơn lẻ (gọi là các gayot), còn các yếu tố

địa hình âm - các lòng chảo đại dương và các trũng thấp

Các cao nguyên dưới nước là những khối nâng đại dương lớn, không

liên quan với các dãy núi giữa đại dương Chúng nằm trong phạm vi kiểu đại

dương của vỏ trái đất, có kích thước ngang và thẳng đứng lớn (ngang - hàng

trăm và hàng nghìn km, thẳng đứng - hàng trăm mét) Các lòng chảo đại

dương - đó là những vùng giáng lớn của đáy đại dương, bao quanh bởi

những dãy núi, những bậc thềm, những miền thăng hay những vùng đơn lẻ

của sườn lục địa Đáy của các lòng chảo phẳng hoặc lượn sóng nhẹ, thường

được gọi là những bình nguyên biển thẳm Mặt bằng phẳng của các bình

nguyên biển thẳm là do ở đây tích lũy nhiều vật liệu trầm tích từ lục địa

mang tới Diện tích của các bình nguyên biển thẳm bằng khoảng 15 % diện

tích đáy đại dương

Các dãy núi giữa đại dương là một trong những dạng địa hình quan

trọng nhất của đáy đại dương Những dãy núi này tạo thành một hệ thống núi

trong tất cả bốn đại dương, ở Đại Tây Dương và Ấn Độ Dương chúng thực

sự nằm ở giữa (xem hình 1.4) Chiều dài tổng cộng của hệ thống núi dài hơn

Hình 1.4 Phân bố trục của các dãy núi giữa đại dương (đường gạch nối)

và các rãnh sâu (đường liền nét)

1) Chi Lê; 2) Palau; 3) Puecto - Riko; 4) Aleut; 5) Kurin - Kamchatka; 6) Idzu - Bonin; 7) Marian; 8) Philippin; 9) Java; 10) Vitiaz; 11) Tonga; 12) Obi; 13) Nam Sanđichev

Bảng 1.14 Những đặc trưng trắc lượng hình thái của các dãy núi và miền nâng

trong hệ thống các dãy núi giữa đại dương

trên đỉnh (m)

Độ sâu chân (m)

Chiều dài (nghìn km)

Chiều rộng lớn nhất (km) Đại Tây Dương

Ấn Độ Dương

Dãy Trung Ấn Độ Dương 1145 4000 2,3 500

Dãy Arập - Ấn Độ Dương 1271 4000 3,7 650

Thái Bình Dương

1.5.2 Đặc điểm cấu tạo lớp vỏ đại dương của Trái Đất

Vỏ trái đất là lớp vỏ bao cứng của Trái Đất, người ta coi biên phía

dưới của nó là một mặt được gọi là Môhôrôvichich, hay Môhô Mặt Môhô

được nhận biết nhờ một tính chất là tốc độ các sóng địa chấn dọc tăng một

cách đột ngột tới 8 km/s khi chúng đi đến độ sâu của mặt này Phía dưới mặt

Môhô là một lớp vỏ bao cứng tiếp theo - lớp manti thượng, lớp này liên hệ

khá chặt chẽ với vỏ trái đất

Phần trên cùng của manti cùng với vỏ trái đất là một lớp vỏ cứng tương

đối đậm đặc và ròn - thạch quyển (litosphere) Nền dưới của thạch quyển là

những lớp manti dẻo hơn, có mật độ hơi giảm hơn, gọi là quyển mềm

(asthenosphere) Nhiệt độ trong quyển mềm gần bằng điểm nóng chảy của vật chất manti, nhưng do áp suất lớn vật chất của manti không nóng chảy mà

ở trong trạng thái vô định hình và có thể vẫn là cứng, nhưng chảy trượt được giống như khối băng hà trên núi Chính quyển mềm là một lớp dẻo mà các khối tảng riêng lẻ của thạch quyển có thể trôi nổi trên nó tuân theo định luật Ácsimet Quyển mềm không phân bố gắn bó liên tục, mà tạo thành những

“ổ” lớn hoặc nhỏ trong manti thượng Một điều đặc biệt quan trọng ở đây là quyển mềm phần lớn không có mặt bên dưới đáy đại dương và các nền lục địa

Như đã xác định được nhờ kết quả thám sâu địa chấn, bề dày của vỏ trái đất trên các lục địa bằng khoảng 30-40 km, bên dưới các vùng núi nó tăng lên đến 80 km Bên dưới phần nước sâu của đại dương bề dày của vỏ trái đất giảm xuống tới 5-15 km Về trung bình, chân đế của vỏ trái đất (mặt Môhô) nằm ở phía dưới các lục địa tại độ sâu 33,7 km, còn ở phía dưới các đại dương - tại độ sâu 7 km, tức vỏ đại dương khoảng 5 lần mỏng hơn vỏ lục địa Ngoài những khác biệt về bề dày, còn có những khác biệt rõ rệt trong

cấu tạo vỏ trái đất thuộc kiểu lục địa hay kiểu đại dương Vỏ lục địa cấu tạo

từ ba lớp: Lớp trên - lớp đá trầm tích, được tạo thành từ những sản phẩm phá hủy các đá tinh thể và về trung bình phổ biến tới độ sâu 1 km; Lớp giữa - lớp

đá granit, cấu tạo từ các đá tinh thể và các đá vô định hình và có độ dày

thể kiềm Vỏ đại dương cấu tạo từ hai lớp chính - lớp đá trầm tích và lớp đá

bazan Lớp đá trầm tích ở bên trong phạm vi các hệ thống núi lửa trẻ thì không dày hơn vài trăm mét, còn ở nơi các bình nguyên nước sâu và ở sườn lục địa nó đạt tới 0,5-3,0 km Nguồn gốc của các trầm tích nước sâu là các lục địa và những vụ phun núi lửa dưới nước tung tro bụi và dung nham vào nước đại dương Bề dày của lớp bazan biến thiên trong giới hạn từ 3 đến 12

km và trung bình bằng 5 km Giữa hai lớp chính này đôi khi người ta phân chia thêm một lớp với độ dày 1-2 km và cấu tạo chủ yếu từ đá túp và dung nham núi lửa Như vậy, có thể nói rằng độ dày chung của vỏ bằng khoảng 20

km ở gần các lục địa, bên dưới các dãy núi đại dương và các đảo lớn, và

giảm đi còn 5-7 km ở các vùng trung tâm của đại dương

Ranh giới giữa kiểu lục địa và kiểu đại dương của vỏ trái đất nhìn

mỏng dần và mất hẳn lớp đá granit Vì vậy đối với những vùng đáy đại

kiểu vỏ lục địa Vỏ lục địa làm thành thềm lục địa, sườn lục địa và nói chung

là cả chân lục địa Tổng diện tích phần dưới nước của vỏ lục địa bằng gần 20

% diện tích đáy Đại dương Thế giới, tức vỏ lục địa bao phủ 44 % bề mặt trái

đất, còn vỏ đại dương - 56 %

Những khảo sát địa vật lý hiện đại đã cho biết rằng vỏ đại dương rất

không đồng nhất về cấu tạo Điều này đặc biệt đúng với các dãy núi giữa đại

dương, bên dưới các dãy núi giữa đại dương là các đá có mật độ cao hơn, và

các đới chuyển tiếp có động thái phát triển vỏ rất cao Kiểu vỏ cơ hữu của

các dãy núi giữa đại dương có tên là kiểu sinh rạn, còn kiểu cơ hữu của các

đới chuyển tiếp là kiểu uốn nếp Như vậy có bốn kiểu vỏ chính: kiểu lục địa,

kiểu đại dương , kiểu sinh rạn và kiểu uốn nếp

1.5.3 Các quá trình ngoại sinh và nội sinh

Các quá trình ngoại sinh diễn ra gần bờ các lục địa, các đảo và trong

lớp sát đáy của đại dương Thực tế chúng là kết quả tương tác của thạch

quyển, đại dương và khí quyển và chủ yếu sử dụng năng lượng mặt trời dưới

dạng này hoặc dạng khác Các quá trình ngoại sinh có thể phân chia thành

các quá trình nguồn gốc biển, nguồn gốc trọng lực và nguồn gốc sinh vật

Những nhân tố nguồn gốc biển gồm sóng gió, chuyển động triều lên

triều xuống, sóng thần, sóng nội, dòng chảy mặt và dòng chảy gần đáy,

chúng bào mòn các vùng bờ, tích tụ và vận chuyển các hạt bùn đáy và trầm

tích sông tới những khoảng cách xa

Những nhân tố nguồn gốc trọng lực gồm những quá trình xảy ra dưới

tác động của trọng lực lên đáy đại dương Đó là những dòng đục, những vụ

trượt dưới nước hay sự chuyển động của lớp trầm tích theo hướng nghiêng

của đáy, gọi là trượt Tác động đồng thời của các dòng đục, tức dòng chảy

trọng lực của các hạt trầm tích lơ lửng trong nước, và các vụ trượt dưới nước dẫn tới hình thành những dạng địa hình lớn dưới nước kiểu như các chóp trầm tích lớn và những đồng bằng dốc nghiêng tích tụ lớn của chân lục địa

Những nhân tố nguồn gốc sinh vật liên quan tới hoạt động sống và chết (phân hủy) của các sinh vật biển Điều này diễn ra nhờ tác động của các quá trình sau: Sự tích tụ vật liệu trầm tích xốp - xương và vỏ của sinh vật, thường

là vật liệu có thành phần silic hoặc đá vôi; Sự hình thành các đá kiểu đá vôi rạn san hô và những dạng địa hình do chúng tạo ra - các rạn san hô; Sự phá hủy và làm xốp đá dưới tác động của một số loài nhuyễn thể hai vỏ như loài

“trai gặm đá”; Sự tái chế bùn đáy của các loài ăn bùn làm cho trầm tích đáy mất tính phân lớp và có cấu trúc hạt mịn

Một trong những vấn đề lí thú nhất liên quan tới việc nghiên cứu vai trò của các nhân tố nguồn gốc sinh vật trong sự hình thành địa hình đáy đại dương là sự thành tạo các rạn san hô Các rạn san hô là sản phẩm hoạt động

sống chủ yếu của các loài san hô ruột khoang (madrepora) sáu tia sống tụ

quần cùng các loài tảo đá vôi và những cơ thể khác Thuộc cư của các cơ thể san hô sống thường tạo thành những công trình kiến trúc đá vôi rẽ nhánh cấu tạo chủ yếu từ đá canxi và apagonit Do tác động phá hủy của dòng chảy, sóng và một số sinh vật biển ăn san hô, từ những kiến trúc này tạo thành vật liệu mảnh vụn Vật liệu này được xi măng hóa chủ yếu nhờ các loài tảo đá vôi hay do kết quả tách ra ôxit canxi từ các chất lơ lửng và từ các dung dịch lưu thông trong các khoang lỗ, khe nứt và khoảng trống của các mảnh vụn Kết cục là tạo thành đá san hô, một loại đá rất vững chắc để xây dựng nên rạn san hô

Các quá trình nội sinh diễn ra trong những lớp sâu của vỏ trái đất và trong manti thượng dưới ảnh hưởng của năng lượng bên trong của Trái Đất

Đó là các quá trình hoạt động macma xâm nhập và phun xuất, các chuyển động kiến tạo của vỏ trái đất, động đất và quá trình biến chất Những quá trình này diễn ra trong điều kiện nhiệt độ và áp suất cao và kết cục tạo ra vỏ trái đất, các gồ ghề của địa hình dưới dạng những núi, lòng chảo và trũng đại

dương, những nón phễu núi lửa, những dãy núi dưới nước Vai trò chủ đạo

trong các quá trình nội sinh thuộc về những chuyển động kiến tạo, chúng tạo

nên các gồ ghề địa hình lớn, hình thành các đứt gãy sâu, các nếp uốn và các

khối nâng, kết cục là những vùng đất liền có thể trở thành đáy biển và ngược

lại

Hoạt động macma là tập hợp những quá trình liên quan tới sự hình

thành sản phẩm macma và chuyển động của nó lên phía mặt trái đất Tùy

thuộc vào đặc điểm của chuyển động macma, người ta phân biệt hai dạng:

hoạt động macma mặt (phun xuất) và hoạt động macma sâu (xâm nhập)

Dạng thứ nhất gọi là hoạt động núi lửa - khối macma đi lên mặt đất và đáy

đại dương dưới dạng dung nham và đá túp Dạng thứ hai - vật chất macma

nóng chảy chui luồn vào những chỗ xung yếu của vỏ trái đất, tinh thể hóa và

tạo ra các đá lớp sâu

Hoạt động núi lửa đóng vai trò đáng kể trong sự hình thành vỏ trái đất,

thủy quyển và khí quyển, cũng như trong sự xuất hiện sự sống trên Trái Đất

Đặc biệt, nó có giá trị to lớn đối với sự hình thành địa hình đáy đại dương

Những cung đảo, những chuỗi đảo núi lửa đại dương khổng lồ, nhiều dãy núi

và đỉnh của các dãy núi giữa đại dương, những ngọn núi đơn dưới nước, đáy

các đại dương - tất cả những dạng này được sinh ra là nhờ hoạt động núi lửa

Các núi lửa được phân biệt theo một loạt dấu hiệu Theo những dấu

hiệu địa mạo, người ta phân chia thành núi lửa kiểu tập trung và núi lửa kiểu

khe nứt Kiểu thứ nhất thường gặp hơn Đó là những núi hình chóp nón, bên

trong chóp có lỗ hổng rất lớn - miệng núi lửa (crater) Theo vị trí phân bố

núi lửa trên Trái Đất người ta chia ra núi lửa trên đất liền và núi lửa dưới

bờ các lục địa, trên các cung đảo và các đảo đại dương Các núi lửa dưới

nước nằm ở đáy đại dương và ở các dãy núi giữa đại dương Hoạt động của

các núi lửa này kéo theo sự hình thành những sóng nước lớn lan từ tâm phun

núi lửa ra mọi phía theo mặt nước đại dương Không hiếm khi các chóp núi

lửa dưới nước lớn dần với thời gian và trở thành những núi lửa trên đất hoặc

tạo thành những đảo núi lửa (quần đảo Azo, Ha Oai, Kurin )

Tùy thuộc vào hoạt động của mình, các núi lửa được phân chia thành núi lửa hoạt động, núi lửa ngừng hoạt động và núi lửa đã tắt Núi lửa hoạt động là núi lửa trước đây nó đã từng phun trước sự chứng kiến của con người, hiện nay định kì nó vẫn phun và trong tương lai có thể nó sẽ còn phun Núi lửa ngừng hoạt động là núi lửa diễn ra vào những thời kì lịch sử rất xa xưa, nhưng có thể nó sẽ tái diễn Còn hoạt động của núi lửa đã tắt thuộc về thời kì tiền lịch sử và khả năng tái diễn bị loại trừ

Núi lửa phân bố trên Trái Đất rất không đều Phần lớn núi lửa tập trung gần bờ các biển và đại dương hay dọc các vòng cung đảo Có thể phân chia

ba đai núi lửa, tại đó tập trung phần lớn các núi lửa: đai Thái Bình Dương, đai Đại Tây Dương và đai Địa Trung Hải - Inđônêxia Ba phần tư tất cả các núi lửa mạnh nhất phân bố ở đới chuyển tiếp từ các lục địa sang các đại dương Đai Thái Bình Dương tập hợp hơn một nửa tất cả các núi lửa đang hoạt động, tức gần 370 Chủ yếu chúng tập trung ở Aliaska và quần đảo Aleut (38), ở Nhật Bản (38), trên quần đảo Kurin (32) và Kamchatka (28) Đai Địa Trung Hải - Inđônêxia trải dài theo hướng á vĩ tuyến từ Úc tới biển Địa Trung Hải 104 trong số 129 núi lửa phân bố ở đoạn Đông Nam Á của đai, trên quần đảo Java (23), quần đảo Zonđơ (20), Sumatra (12) Đai Đại Tây Dương tập trung gọn vào các đảo ở trung tâm Đại Tây Dương Ở đây tính được hơn 75 núi lửa hoạt động, trong đó 40 % ở dưới nước

Các chuyển động kiến tạo - đó là những chuyển động tự nhiên của vỏ trái đất Những nơi nào mà các chuyển động này có tốc độ và biên độ tương

đối lớn thì được gọi là các vùng động, hay các nếp lõm Ngược lại, những

vùng với biên độ và tốc độ chuyển động kiến tạo nhỏ thì được gọi là các

vùng ổn định , hay các nền

Theo thời gian biểu hiện, người ta phân biệt các chuyển động kiến tạo hiện đại, chuyển động tân kiến tạo và chuyển động kiến tạo cổ Các chuyển động kiến tạo hiện đại bao quát thời kì lịch sử (gần 6 nghìn năm), những chuyển động tân kiến tạo - là những chuyển động của thời kì Đệ tứ và Plioxen Chuyển động cổ xảy ra vào những đại địa chất sớm hơn

Theo đặc điểm (xu hướng) của chuyển động vật chất trong vỏ trái đất,

người ta thường chia các chuyển động kiến tạo thành chuyển động pháp

tuyến và chuyển động tiếp tuyến Trong chuyển động pháp tuyến thường áp

đảo là chuyển động thẳng đứng, hướng dọc theo bán kính trái đất, tức có biểu

hiện nâng lên và hạ xuống Do sự đa dạng của các chuyển động pháp tuyến,

người ta phân chia chúng thành chuyển động dao động, chuyển động sóng và

chuyển động khối (đứt đoạn)

Các chuyển động dao động là những chuyển động cấp một theo quan

hệ với tất cả những dạng chuyển động kiến tạo khác Đó là sự nâng lên hay

hạ xuống chậm, đều đặn và liên tục của những vùng vỏ trái đất trên một diện

tích đáng kể (hình 1.5) Các chuyển động sóng cũng diễn ra chậm và đều,

nhưng làm cho vỏ trái đất nâng lên ở một số chỗ và hạ xuống ở những chỗ

khác Các chuyển động khối có đặc điểm không thường xuyên, nhưng chúng

chuyển động tương đối nhanh, đột ngột

Hình 1.5 Sơ đồ các chuyển động pháp tuyến

a) chuyển động dao động, b) chuyển động sóng, c) chuyển động khối

Các chuyển động tiếp tuyến là chuyển động với hướng áp đảo là hướng

ngang, tức chuyển động của vật chất diễn ra theo hướng tiếp tuyến với vỏ trái

đất Người ta thường phân chia chúng thành các chuyển động xoay, chuyển

động uốn nếp và chuyển động xê dịch Các chuyển động xoay chủ yếu liên

quan tới các lực quay quanh trục của Trái Đất và biểu lộ ở các biên của các

địa quyển bên trong: nhân, manti và vỏ trái đất Các chuyển động uốn nếp

đặc trưng cho vỏ trái đất và dẫn đến làm lộn xộn đá, uốn cong đá, làm xuất

hiện các nếp uốn và các hệ thống núi kiến tạo Các chuyển động xê dịch có

cả hướng pháp tuyến và hướng tiếp tuyến

Phổ biến nhất là những chuyển động dao động của vỏ trái đất, các chuyển động này khác nhau về tốc độ, về hướng xoay Ở những vùng địa máng tốc độ chuyển động bằng một số xăngtimét trong một năm, trong khi ở các vùng nền thường không vượt quá một số milimét trong một năm Trong quá trình chuyển động dao động diễn ra sự nâng lên không đều ở một số khu vực của vỏ trái đất và sự hạ xuống ở những khu vực kế cận khác Ngoài ra, những chuyển động cùng hướng của vỏ trái đất có thể bao quát những diện

Hiện nay, vùng Grinlan, Aixơlan, Scanđinavơ và nhiều vùng khác đang trong quá trình nâng lên Quá trình trong đó vỏ trái đất ở các vùng ven bờ được nâng lên và tương ứng với nó là ranh giới biển lùi dần, thì được gọi là

biển thoái Quá trình ngược lại, khi biển tiến vào đất liền, gọi là biển tiến

Trong khoảng thời gian lịch sử địa chất của Trái Đất đã từng nhiều lần diễn

ra những hiện tượng biển thoái và biển tiến Trong 18-7 nghìn năm gần đây, tức tương ứng với kỉ Holoxen đã diễn ra một lần biển tiến mạnh, trong đó mực biển nâng lên cao hơn 100 cm Trước đó, trong thời gian biển thoái Whyskonsin muộn (30-18 nghìn năm trước) mực nước đại dương đã hạ

động nhiều năm của mực biển phải loại trừ các chuyển động kiến tạo thẳng đứng khỏi các số đo mực nước, điều này thường được thực hiện thông qua công tác đo cao trình

Trong số các nhân tố địa chất chính ảnh hưởng tới địa hình đáy đại

dương phải kể tới động đất, đó là sự rung động nhanh và đột ngột của vỏ trái

đất do trong nó xuất hiện những ứng lực lớn, bất ngờ, sinh ra năng lượng cơ học Trong khi giải tỏa những ứng lực đó từ tâm động đất, gọi là chấn tâm, sẽ lan ra xung quanh các dao động đàn hồi (dao động địa chấn)

Theo nguyên nhân hình thành, các vụ động đất được chia thành động đất sụp đất, động đất núi lửa và động đất kiến tạo Động đất kiến tạo là loại động đất nặng nề nhất và thường xảy ra nhất (95 %), nó là kết quả của các chuyển động khối và mảng trong vỏ trái đất và trong lớp manti thượng

Theo độ sâu phân bố của ổ động đất người ta phân chia ra động đất bề

mặt (độ sâu ổ dưới 10 km), động đất bình thường (10-75 km), động đất trung

đất nằm ở vỏ trái đất tại độ sâu 20-30 km Động đất dưới nước đôi khi được

gọi là động biển Những trận động đất dưới nước mạnh hình thành nên các

sóng dài - sóng thần, trên mặt đại dương

Động đất phân bố không đều, phần lớn các trận động đất tập trung ở các

đai địa chấn bao quanh địa cầu Đai Thái Bình Dương là đai địa chấn mạnh

với 80 % các trận động đất được quan trắc Ở đây có nhiều vùng hoạt động

địa chấn mạnh (Aliaska, Kamchatka, quần đảo Kurin, Nhật Bản,

Philippin ) Đai Địa Trung Hải xuyên châu Á trải dài từ Ghibralta đến quần

đảo Malaixia Ở đây quan trắc thấy gần 15 % các vụ động đất Những nơi

hoạt động địa chấn mạnh nhất là quần đảo Zeleni Mưs, thủy vực các biển Địa

Trung Hải và Hắc Hải, Inđonêxia Bên ngoài các đai địa chấn thì động đất ít

khi xảy ra và chỉ tập trung chủ yếu dọc theo dãy núi giữa Đại Tây Dương,

trên miền bờ các biển Aravi, Hồng Hải

1.5.4 Trầm tích đáy

Lớp mặt của thạch quyển dưới đại dương là một lớp bùn đá đáy gồm đá

gốc và các tích tụ vật liệu bở rời tạo thành từ những hạt rắn với nguồn gốc và

thành phần khác nhau, gọi là lắng đọng đáy, hay trầm tích đáy Sự hình

thành lớp trầm tích đáy là kết quả tương tác của nhiều nhân tố: địa chất học,

địa mạo học, hải dương học và sinh học

Lắng đọng trầm tích đáy trong đại dương phổ biến hầu như khắp nơi,

ngoại trừ những khu vực sườn dốc đứng, đỉnh của các dãy núi, núi dưới nước

và những vùng (chủ yếu ở thềm lục địa) với hoàn lưu sát đáy mạnh Quá

trình hình thành trầm tích được gọi là sự thành tạo trầm tích hay sinh trầm

dương, phân hóa (lựa chọn, phân loại) và bản thân quá trình sinh trầm tích, tức hình thành những thành tạo trầm tích bền vững dưới dạng những kiểu trầm tích biển khác nhau Hiện nay trong Đại dương Thế giới hàng năm hình

10

cho rằng chế độ thành tạo trầm tích này đặc trưng ít nhất cho 17 nghìn năm gần đây, tức cho thời kì Holoxen

Theo nguồn gốc và thành phần vật chất, trầm tích đáy có thể chia thành các nhóm sau: trầm tích lục nguyên, trầm tích núi lửa, trầm tích nguồn gốc sinh vật, trầm tích nguồn gốc hóa học và trầm tích đa nguyên

Trầm tích lục nguyên chiếm hơn 2/3 tổng lượng trầm tích đáy (bảng 1.15) Trầm tích này đặc trưng cho khu vực rìa lục địa dưới nước và gồm các phần tử do dòng sông mang vào đại dương, dòng chảy rắn từ băng hà, hoàn lưu bụi khí quyển (phong hóa gió), bờ và đáy bị bào mòn trong quá trình xâm thực Những khu vực chủ yếu tích tụ các trầm tích lục nguyên nằm ở các vĩ

độ cực và ôn đới và những vùng ẩm ướt của các đới chí tuyến và xích đạo Đặc biệt mang ra đại dương được nhiều trầm tích lục nguyên nhất phải nói là các dòng sông lớn như Brakmaputra, Hoàng Hà, Trường Giang, Amazonka Một dạng đặc biệt của trầm tích lục nguyên là trầm tích băng hà gồm vật liệu

đá tảng đầu nhẵn, ít chọn lọc và thành phần cấp hạt rất đa dạng

Trầm tích núi lửa có tính phân bố địa phương Chúng gồm những sản phẩm của hoạt động núi lửa hiện đại hoặc hoạt động núi lửu cổ nhập vào đại dương trong thời gian các vụ phun núi lửa trên đất liền hay dưới nước, hoặc trong khi bóc mòn các thành tạo núi lửa Ở những vùng nước sâu có thể gặp những trầm tích đáy dạng tro bụi, đôi khi chúng chiếm những diện tích không phải là nhỏ (vịnh Aliaska, các biển quanh Inđônêxia, biển Na Uy v.v ) Ở các vùng hoạt động núi lửa tích cực (thí dụ gần những vòng cung đảo) người ta còn có thể thấy từ lòng đất thoát ra những sản phẩm dạng hòa tan và dạng khí của núi lửa

Bảng 1.15 Lượng nhập vật liệu trầm tích vào Đại dương Thế giới,

tỉ tấn/năm (theo A.P Lisisưn và nnk.)

Lượng trầm tích Nhóm trầm tích

tỉ tấn/năm % của tổng lượng Lục nguyên:

Trầm tích nguồn gốc sinh vật cấu tạo từ những tàn tích khung xương

của các cơ thể sinh vật phù du và động vật đáy Tùy theo thành phần vật chất,

những trầm tích này được chia thành trầm tích silic và trầm tích cacbonat (đá

vôi) Phổ biến nhất là các trầm tích đá vôi, trầm tích này cũng cực kì đa dạng

về thành phần cấp hạt: những loại lớn nhất gồm các thành tạo rạn san hô và

vỏ nhuyễn thể, những loại nhỏ nhất là bùn cacbonat hạt mịn Những lắng

đọng trầm tích ở những vùng sinh sống của san hô có giá trị to lớn trong số

các trầm tích cacbonat, chúng gồm những mảnh vỡ của các thành tạo san hô,

tảo đá vôi và một số động vật đáy Một kiểu trầm tích cacbonat khác, có phân

bố đáng kể trong Đại dương Thế giới - đó là các loại bùn trùng chùm cầu và

trùng lỗ, chúng chứa đến 99 % đá vôi Một đặc điểm quan trọng của các lắng

đọng cacbonat là ở những độ sâu lớn tồn tại một mực sâu tới hạn của các tích

tụ cacbonat, phía dưới mực đó các phần tử cacbonat bị hòa tan Mực này ở

xích đạo

Trầm tích silic gồm những tàn tích của khuê tảo, trùng tia, tảo râu, tảo

silic hai cánh v.v Phổ biến nhất và phong phú nhất về hàm lượng bùn silic

là những lắng đọng khuê tảo, chúng phát triển tập trung chủ yếu ở những vùng nước cận Nam Cực của các đại dương Một đai bùn khuê tảo thứ hai gặp thấy ở phần phía bắc Thái Bình Dương, ở các biển Bering và Okhot, song ở đây phần vật liệu lục nguyên rất lớn (đến 60-65 %) Ở các vùng nhiệt đới Ấn Độ Dương và Thái Bình Dương phổ biến loại trầm tích khuê tảo trùng tia, cấu tạo từ các bùn hạt mịn trộn lẫn với vật liệu sét lục nguyên Các lắng đọng loại bọt biển silic phổ biến nhất ở thềm lục địa Nam Cực và biển Okhot

Trầm tích nguồn gốc hóa học ít phổ biến hơn nhiều so với các loại trầm

của đại dương, nơi đây chúng được tạo thành nhờ một quá trình lâu dài và phức tạp biến đổi sắt, mangan và những nguyên tố khác Oolit là những hạt

đá vôi rất nhỏ hình cầu được tạo thành nhờ kết tủa hóa học từ dung dịch

mặt, tức chỉ có thể ở các biển rất ấm Trầm tích glaukonit sinh ra nhờ một vật liệu đặc biệt là glaukonit chỉ hình thành trong biển Ở Thái Bình Dương chúng thường gặp nhất trên sườn lục địa Nam Mỹ Photphorit thường được quan trắc dưới dạng những kết hạch, tạo thành những thể xâm nhập trong nhiều loại trầm tích khác nhau Còn những mỏ photphorit trên một số đảo Thái Bình Dương rất hạn chế về diện tích nhưng giàu về trữ lượng là một ngoại lệ

Trầm tích đa nguyên - đó là một kiểu trầm tích đáy rất đặc biệt, chủ yếu cấu tạo từ sét đỏ nước sâu, được tạo thành do kết quả biến đổi lâu dài các tàn

dư sinh vật (cacbonat), bụi phong hóa, các phần tử nguồn gốc núi lửa và các phần tử nguồn gốc vũ trụ Sét đỏ chỉ gặp ở những vùng Thái Bình Dương,

Ấn Độ Dương và Đại Tây Dương, nơi có độ sâu lớn hơn mực tới hạn tích tụ cacbonat Ở ngoài các đới tích tụ cacbonat, sét đỏ nước sâu thực tế không tồn tại

Tốc độ tích tụ trầm tích thường được xác định bằng độ dày lớp trầm

tích tính bằng milimét trong 1000 năm, được gọi là đơn vị Bubnov ( )

Trên phần lớn các vùng Đại dương Thế giới đơn vị Bubnov không vượt quá

ta gặp những vùng rộng lớn, ở đó B thậm chí nhỏ hơn 1 mm Đó là do các

đá gốc trần trụi nhô lên trên bề mặt đáy, đặc biệt ở các dãy núi Tích tụ sét đỏ

cực đại với tốc độ từ vài trăm milimét đến hàng trăm xăngtimét trong 1000

năm diễn ra ở các khu vực gần cửa các sông lớn, trong đó ở các châu thổ

nhiệt đới tích tụ trầm tích thậm chí có thể đạt tới hàng trăm mét Do tính

năng động cao của nước biển ở các vùng thềm, những khối lượng lớn các hạt

lục nguyên được mang ra khỏi phạm vi thềm và lắng đọng chủ yếu ở sườn

lục địa Nếu qui ước chấp nhận tốc độ tích tụ trầm tích trung bình trên thềm

đại dương

B

1.5.5 Nguồn gốc và lịch sử địa chất Đại dương Thế giới

Vấn đề nguồn gốc và lịch sử phát triển đại dương mang tính toàn cầu, là

vấn đề cực kì phức tạp và nhiều mâu thuẫn, bởi vì một số sự kiện địa chất

quen biết có thể được lí giải theo những lập trường đối lập nhau Tất cả

những lí thuyết hiện tồn về nguồn gốc và tiến hóa vỏ trái đất có thể liên kết

vào ba nhóm chính: 1) Đáy các đại dương là cái thứ nhất và được tạo thành ở

giai đoạn bắt đầu hình thành vỏ trái đất; 2) Đáy các đại dương là cái thứ hai

và được tạo thành do kết quả sụp đổ và tái tạo các khu vực vỏ trái đất; 3) Đáy

các đại dương được hình thành do kết quả tách dãn các mảng thạch quyển và

đang không ngừng đổi mới

Những thuyết đầu tiên về tính thứ nhất của các đại dương đã được nhà

địa chất người Mỹ J Dana nêu ra năm 1879 Dưới một hình thức rõ rệt nhất,

thuyết này được P.N Kropotkin, Wilson và những người khác trình bày

trong những năm 50 của thế kỉ 20 Theo thuyết này, vỏ đại dương được xem như là tàn dư của lớp vỏ bazan nguyên thủy của Trái Đất, đã hình thành ở giai đoạn phát triển sớm của hành tinh và bao phủ toàn bộ hành tinh Khi đó chưa hề có các lục địa và đại dương theo cách hiểu hiện nay, còn lớp vỏ bazan, được sinh ra do hoạt động núi lửa và phun trào nham thạch lan tràn khắp nơi từ trong lòng hành tinh trẻ, chắc hẳn chỉ là một lớp mỏng vật chất núi lửa có cấu tạo rỗng xốp do chứa nhiều khí Sau đó, ở những chỗ thấp nguyên thủy của hành tinh bắt đầu tích tụ những lớp dung nham và đá túp và những trầm tích khác do kết quả phong hóa các đá nguyên thủy Dưới tác động của áp suất và nhiệt độ cao, những lớp này trong đại Ackhây dần dần tạo thành các nhân của những lục địa tương lai

Sau đó, sự biến đổi vỏ trái đất đã diễn ra thông qua các quá trình tạo địa máng Tại những chỗ gấp nếp lõm đã tích tụ những lớp dày đá trầm tích núi lửa, những lớp này do sau đó bị nén, đã tham gia vào quá trình tạo nếp nâng, kèm theo hoạt động núi lửa và các vật chất xâm nhập chui xuyên vào những chỗ đứt gẫy Về sau nữa đã phát triển các quá trình tái tinh thể hóa, đậm đặc

đá và trọng lực

Đến đầu Paleôzôi đã hình thành một đảo kiên cố các nền cổ, là cơ sở của các lục địa Vỏ đại dương khi đó chiếm khoảng 85 % bề mặt của Trái Đất, nhưng các đại dương bấy giờ rất nông do độ tương phản địa hình chưa lớn giữa chúng và các lục địa

Trong thời gian Paleôzôi, Mezôzôi và Kainôzôi đã diễn ra sự tăng trưởng các nền lục địa bằng cách lôi kéo những phần rìa đại dương vào quá trình địa máng Dần dần những vùng đó đang từ đới chuyển tiếp chuyển thành các đới lục địa, còn diện tích các đại dương không ngừng giảm đi Ngày nay, các đới chuyển tiếp, gồm cả các biển ven và các cung đảo, được xem như những vùng ở đó đang diễn ra quá trình vỏ đại dương tái thiết thành

vỏ lục địa

Như vậy, theo lí thuyết này, sự phát triển của vỏ trái đất đi từ vỏ đại đương đơn giản tới vỏ lục địa phức tạp hơn thông qua quá trình địa máng và các giai đoạn uốn nếp Các lục địa liên tục lớn lên về kích thước, còn các đại

dương thì thuyên giảm Những tương phản địa hình giữa các độ cao lục địa

và các độ sâu đại dương có xu thế gia tăng Từ đây suy ra rằng đáy các đại

dương nói chung phải có tuổi cổ hơn Tuy nhiên, một loạt những nhân tố địa

chất cơ bản không phù hợp với những quan niệm này Thí dụ như ở đáy các

đại dương không ở đâu phát hiện được lớp đá cổ hơn kỷ Jura, tức 150 triệu

năm trước

Đáy đại dương hiện đại trẻ hơn nhiều so với các lục địa, ở đây phát hiện

thấy những đá có tuổi hàng tỉ năm Còn một mâu thuẫn nữa với quan điểm

này - đó là sự hiện diện trên đáy đại dương các tiểu lục địa, rồi sự tồn tại

trong quá khứ địa chất những mảng lục địa lớn mà sau này tan vỡ thành

những bộ phận riêng biệt bị các đại dương chia cắt

Theo một quan điểm khác được V.V Belousov rất kiên trì theo đuổi,

thì các trũng đại dương là những cấu trúc thứ cấp và được tạo thành do sụp

đổ những khu vực vỏ lục địa và tái thiết nó thành vỏ đại dương Người ta cho

rằng ở gia đoạn phát triển sớm của Trái Đất, bề mặt nó được phủ bởi vỏ lục

địa hình thành từ đại Ackhây Ở cuối Paleôzôi, dưới tác động của vật chất

manti nóng chảy từ các độ sâu của hành tinh dâng lên, một số khu vực của vỏ

trái đất do bị nóng chảy theo và do phun trào macma đã bị biến đổi, trở thành

các trũng đại dương Sự hình thành cuối cùng của các trũng đó đã diễn ra vào

cuối Mezôzôi, đó là lí do giải thích tuổi tương đối trẻ của đá ở dưới đáy các

đại dương Các dãy núi giữa đại dương được xem như những dạng địa hình

tàn dư, chưa kịp chìm xuống tới mức đáy của lòng chảo đại dương Các tiểu

lục địa cũng là những cấu trúc lục địa còn sót thể hiện rất rõ

Tuy nhiên, như những người phản đối thuyết này đã cho thấy, vỏ lục

địa nhẹ hơn không thể chìm vào vật chất đậm đặc hơn của lớp manti thượng

Ngoài ra, trong quá trình hình thành đại dương, thì lúc đầu bị tái thiết

phải là lớp dưới của vỏ lục địa (lớp bazan), chứ không phải lớp trên (lớp

granit), mà ở đại dương không có Cuối cùng, nếu như quá trình đại dương

hóa phổ biến rộng rãi, thì trong phạm vi đáy đại dương cần phải tồn tại

những tàn tích của vỏ lục địa hoặc tựa lục địa Trên thực tế, những tàn tích

như vậy ở đáy đại dương không hề được tìm thấy, nếu như không kể các tiểu

lục địa và các rìa lục địa Thực tế tất cả những khối nâng đại dương, bao gồm các dãy núi giữa đại dương đều đặc trưng bởi kiểu cấu tạo vỏ đại dương hay gần với kiểu đại dương, khác xa kiểu lục địa

Những năm gần đây, giả thuyết hình thành đáy đại dương trong quá trình trôi dạt các mảng thạch quyển, do A Vegener đề xuất năm 1925, đã trở nên được thừa nhận rộng rãi Theo ý kiến của ông, tất cả các lục địa hiện đại một thời nào đó đã từng là một siêu lục địa duy nhất được ông gọi là Pangeei Sự trượt dãn các mảng thủy quyển cấu tạo nên Pangeei đã bắt đầu khoảng 200 triệu năm về trước Kết quả của quá trình này là hình thành những lục địa mà chúng ta thấy hôm nay và xuất hiện Đại Tây Dương Điều kích thích để dựng lên giả thuyết này là sự kiện các dáng vẻ của các đường

bờ phía tây và phía đông của Đại Tây Dương trùng hợp với nhau, sự giống nhau về cấu tạo địa chất của chúng và tính chung nhất trong sự phát triển của động thực vật trước Mezôzôi ở châu Mỹ và Thế giới cũ

Ngay từ đầu giả thuyết của Vegener được nhiều nhà nghiên cứu phấn khởi chào đón, nhưng sau đó đã mất dần những người đồng minh của mình,

vì người ta nhận ra rằng các lực quay của Trái Đất và lực thủy triều được Vegener xem như những động lực của các mảng thạch quyển là quá yếu đối với thứ chuyển động tương tự Và chỉ 40 năm sau giả thuyết trôi lục địa mới nhận được sự thừa nhận cuối cùng, bởi lẽ đến lúc đó đã phát hiện ra nguồn năng lượng bên trong Trái Đất liên quan tới sự phân rã phóng xạ các nguyên

tố hóa học Nhiệt lượng được giải phóng trong manti của Trái Đất có thể làm hình thành những dòng từ trường và chính từ đó hình thành lớp vỏ mới ở các đới rạn núi giữa đại dương

Kết quả của cuộc bùng nổ khoa học bao trùm lên các nhà nghiên cứu của nhiều nước trên thế giới này là ngay sau hai thập niên đã hình thành một

lí thuyết giải thích những quy luật cơ bản phát triển Trái Đất nói chung từ

những lập trường khoa học thống nhất và nhận tên là thuyết “tân kiến tạo

toàn cầu ” hay “kiến tạo các mảng thạch quyển”

Theo thuyết này, thạch quyển, gồm vỏ trái đất và phần phía trên của

manti, phân chia ra thành nhiều mảng tương đối cứng kích thước từ vài trăm

đến vài nghìn kilômét Chân đế của các mảng là các lục địa hay những bộ

phận của lục địa mà những vùng lân cận của đáy đại dương kiểu như gắn

dính vào đó Ranh giới các mảng là những rạn núi của các dãy núi giữa đại

dương, các đới lún và các rãnh sâu đại dương Những đới kiến tạo động, tức

các đai chấn tâm động đất, cũng tập trung về các ranh giới của các mảng

Các ranh giới mảng được chia làm ba kiểu: kiểu phân kì, kiểu hội tụ và

kiểu trung hòa (các ranh giới trượt) Thí dụ về kiểu các ranh giới phân kỳ là

những dãy núi giữa đại dương: vật liệu vỏ đại dương mới hình thành bị phân

kỳ từ đới trục của dãy núi về các hướng đối ngược Các ranh giới được gọi là

hội tụ nếu diễn ra sự đụng độ (sự khấu trừ - subduction) của hai mảng Trong

đó có thể có hai phương án: vỏ đại dương chuyển động luồn xuống phía dưới

vỏ lục địa và ngược lại, vỏ lục địa chuyển động trườn lên trên vỏ đại dương

Nếu hai mảng chuyển động dọc theo ranh giới chung, không hội tụ và không

giãn ra, thì ranh giới đó gọi là ranh giới trung hòa

Khi đạt tới chân đế của thạch quyển, các dòng thẳng đứng tách giãn ra

và sau đó chìm xuống dưới, tạo ra các nhân đối lưu với kích thước vài nghìn

kilômét Những dòng chảy này lôi kéo theo mình các mảng thạch quyển, làm

chúng di chuyển với tốc độ một vài cm/năm, trong một số trường hợp thậm

chí hơn 10 cm/năm Đó là nguyên nhân làm cho các lục địa trôi

Tại những chỗ tách giãn của các mảng thạch quyển xuất hiện những đới

rạn núi: rạn núi lục địa hay rạn núi đại dương Dưới đó trong manti diễn ra

những dòng vật chất sâu đi lên, vật chất bị phân hóa, nguội lạnh và tinh thể

hóa Nhờ đó hình thành vỏ đại dương mới, làm lớn dần các mảng đang tách

giãn Khi di chuyển xa dần khỏi đới rạn núi, các mảng càng bị nguội lạnh,

đậm đặc hơn và chìm xuống theo điều kiện cân bằng, phía trên bị lớp vỏ trầm

tích bao phủ Toàn bộ quá trình này dẫn đến mở rộng đáy đại dương và được

gọi là sự lan tỏa (spreading)

Tại những chỗ hội tụ các mảng thạch quyển, xuất hiện các rãnh sâu,

những cung đảo và các đai uốn nếp Các dòng manti ở đây hướng xuống phía dưới Khi các mảng đại dương và lục địa đụng độ nhau, thì mảng đại dương đậm đặc hơn sẽ chuyển động luồn xuống dưới mảng lục địa và bị hấp thụ, bị tái chế bởi những quá trình lý - hóa khác nhau Kết quả là một vỏ lục địa mới được hình thành, nó mở rộng rìa của mảng lục địa, còn tại các đới khấu trừ hình thành các rãnh sâu như những đường khâu cấu trúc

Nếu vỏ đại dương đụng độ trực tiếp với vỏ lục địa, thì rãnh sâu phân bố dọc theo sườn lục địa Còn nếu sự khấu trừ diễn ra ở xa rìa lục địa, thì dọc theo rãnh sâu tạo thành một cung đảo, phía sau nó hình thành lòng chảo biển ven Khi đụng độ hai mảng lục địa thì rìa của chúng bị nén, một phần vỏ khi

đó bị đẩy lên trên và hình thành các hệ thống núi nếp uốn trượt lên kiểu Hymalaya và Alpơ

Mặc dù quan điểm này giải thích được nhiều sự kiện quen thuộc về cấu tạo đáy đại dương, song nó còn một loạt luận điểm bị phê phán mạnh mẽ Trước hết, người ta chú ý tới một điều là: theo lí thuyết thì đặc điểm phân khoang tuyến tính của các dị thường từ ở hai phía của các dãy núi giữa đại dương và sự tăng có qui luật của tuổi đá đáy đại dương từ trục dãy núi ra phía rìa tự nó được giải thích như những hiện tượng cơ hữu của nền đáy đại dương

Tuy nhiên, khi khoan đáy đại dương các mũi khoan không phải khi nào cũng đạt tới lớp bazan Ngoài ra, người ta cũng nhận thấy rằng sự tồn tại của các dòng đối lưu trong manti - là động lực của tất cả các quá trình, cũng chỉ mang tính chất giả thiết Và còn nhiều thắc mắc nữa Mặc dù vậy, quan niệm kiến tạo các mảng thạch quyển là một quan niệm vạn năng và có căn cứ nhất

so với các giả thuyết khác Những trở ngại và những vấn đề chưa được giải quyết chứng tỏ trước hết về sự phức tạp của vấn đề nguồn gốc và sự phát triển đáy đại dương Không loại trừ rằng trong tương lai sẽ có những lí thuyết mới được đề xuất, kết hợp được những điểm hợp lí nhất của những giả thuyết trước đó

Chương 2 Thành phần, các tính chất vật lý và hóa học của

nước biển

Năm 1780 Kavedish và Lavoize đã xác lập được rằng chất mà chúng ta

gọi là nước, là một hợp chất hóa học đơn giản nhất và ổn định trong các điều

kiện bình thường của hyđrô H và ôxy O, cấu tạo từ hai nguyên tử H và một

nguyên tử O, hay về tỉ lệ trọng lượng - từ 11,19 % hyđrô và 88,81 % ôxy Ở

dạng tinh khiết, nước là chất lỏng không màu, không có mùi và vị Trong tự

nhiên, thực tế không gặp nước “tinh khiết”, vì do những đặc thù cấu tạo phân

tử của mình, nước có tính chất hòa tan rất tốt các hợp chất hóa học và các

chất khí Vì vậy nước tự nhiên luôn là một dung dịch yếu

Hàm lượng các chất hòa tan trong nước được gọi là độ muối của nước

người ta phân chia nước tự nhiên thành bốn nhóm: nước ngọt (độ muối nhỏ

mặn và chỉ có nước biển ở ven bờ gần các cửa sông lớn mới là nước lợ

Sự hiện diện của muối trong nước biển tạo nên mối liên hệ lẫn nhau

giữa các tính chất vật lý và hóa học của nó Nếu như các tính chất vật lý của

nước cất (nước tinh khiết) chỉ phụ thuộc vào nhiệt độ và áp suất, thì các tính

chất vật lý của nước biển còn chịu ảnh hưởng mạnh của độ muối Thí dụ, độ

muối tăng kéo theo sự tăng của mật độ, độ nhớt phân tử, hệ số dãn nở nhiệt,

tốc độ âm, áp suất thẩm thấu, chỉ số khúc xạ và ngược lại, làm giảm nhiệt

dung riêng, nhiệt độ đóng băng, nhiệt độ mật độ cực đại, áp suất hơi nước

bên trên mặt biển Độ muối làm cho nước biển có một số tính chất mà nước

cất không có, như độ dẫn điện, áp suất thẩm thấu Vì vậy, độ muối có thể

đồng thời được xem như một tham số hóa học và tham số vật lý

Trong chương này chỉ xét những tính chất vật lý cơ bản của nước biển Một số tính chất trong đó, cụ thể là các tính chất âm học và quang học, có giá trị khoa học và thực tiễn rất quan trọng, sẽ được xét ở các chương riêng

2.1 Cấu tạo phân tử của nước

Như đã biết, nhiều tính chất vật lý và hóa học của nước tự nhiên là do cấu trúc phân tử nước gây nên Được biết, phân tử nước không đối xứng: ba hạt nhân làm thành một tam giác cân với hai hạt nhân hyđrô nằm ở đáy và

1096

10

nhiều so với khoảng cách bên trong phân tử Điều này có nghĩa rằng các

23

10025

nhau Thật vậy, hơi nước chủ yếu cấu tạo từ các phân tử đơn độc Trong trạng thái rắn (băng) cấu tạo nước trở nên có sắp xếp trật tự Trong các tinh thể băng những phân tử nước làm thành một hệ thống lục giác với các liên hệ hyđrô bền vững Cấu trúc như vậy rất xốp Nước ở trạng thái lỏng giữ vị trí trung gian giữa hơi nước và băng, trong đó vẫn bảo tồn các yếu tố cấu trúc khung phân tử “giống băng”, còn các chỗ trống thì được làm đầy một phần bởi các phân tử đơn độc Vì vậy “sự xếp đặt” các phân tử trong nước lỏng đã gọn chặt hơn so với băng, và sự nóng chảy của băng không làm giảm, mà làm tăng mật độ nước một cách “dị thường”

Cấu tạo phân cực của nước và điện trường xuất hiện trong nước gây

nên độ thấm điện môi cao của nước - một đại lượng cho biết các lực tương

tác của các điện tích khi chúng ở trong nước sẽ giảm đi bao nhiêu lần so với

các lực tương tác đó khi ở trong chân không Độ thấm điện môi cao của nước

làm cho nó có khả năng ion hóa cao, tức khả năng phân tách các phân tử của

những chất khác Điều này có nghĩa rằng nước là một chất hòa tan mạnh

Mỗi phân tử nước có một điện tích dương và hai điện tích âm có khả năng

tạo thành bốn mối liên kết hyđrô, tức mối liên kết của một nhân hyđrô tích

điện dương (proton) liên hệ hóa học trong một phân tử, với một nguyên tử

ôxy tích điện âm thuộc một phân tử khác

Năm 1929 Jack và Jonston phát hiện rằng ngoài các nguyên tử ôxy với

Bảng 2.1 Các hợp phần của nước (theo Ditrich)

Thể tích Các phân tử nước

% của tổng thể tích nước % của thể tích nước nặng

các đồng vị của ôxy và hyđrô dẫn tới chỗ nước là một hỗn hợp của tất cả các

thành khối lượng chính của nước, tỉ phần của chúng bằng 99,73 % toàn thể tích nước Phần thể tích còn lại là của các hợp chất phân tử của các đồng vị của hyđrô và ôxy trong dạng các tổ hợp khác nhau (bảng 2.1) được gọi là

“nước nặng”

Bảng 2.2 So sánh các tính chất vật lý của nước thường

và nước nặng hyđrô (D 2 O) Các tính chất vật lý 2H 216O D 2 O Mật độ tại 20 o C, g/cm 3 0,9982 1,1056 Nhiệt độ mật độ lớn nhất, oC 4 11

là nước nặng hyđrô

những khác biệt đáng kể nhất được nhận thấy trong nhiệt độ mật độ lớn nhất

và nhiệt độ đóng băng

2.2 Các trạng thái tổ hợp của nước và sự chuyển pha

Trong các điều kiện tự nhiên nước được thấy ở ba trạng thái: rắn (băng

và tuyết), lỏng (nước thực sự) và dạng khí (hơi nước) Những trạng thái này của nước gọi là những trạng thái tổ hợp hay còn gọi tuần tự là các pha rắn,

lỏng và khí Nước là vật thể vật lý duy nhất trên trái đất cùng lúc tồn tại trong

ba trạng thái tổ hợp

Sự biến đổi trạng thái tổ hợp của một chất gọi là sự biến đổi (chuyển)

pha Trong trường hợp chuyển pha, các tính chất của chất (thí dụ mật độ)

biến đổi một cách đột biến Chuyển pha đi kèm với tách ra hay hấp thụ năng

lượng, gọi là nhiệt lượng chuyển pha, hay ẩn nhiệt Građien độ ẩm, thường

được thể hiện dưới dạng áp suất riêng phần của hơi nước, là nhân tố điều

chỉnh hướng và cường độ của các quá trình trao đổi ẩm lượng Thí dụ, nếu tại

biên phân cách nước - không khí mà áp suất riêng phần của hơi nước làm

bão hòa không gian tại áp suất khí quyển và nhiệt độ mặt nước vượt trội áp

suất riêng phần của hơi nước trong không khí, thì diễn ra sự bốc hơi Nếu

građien độ ẩm hướng về phía ngược lại - ngưng tụ nước từ không khí xuống

mặt nước

Trong trường hợp tổng quát, sự biến đổi nước từ một pha này sang pha

khác là do sự biến đổi của nhiệt độ và áp suất Mối phụ thuộc của trạng thái

tổ hợp của nước vào hai tham số đã nêu được gọi là biểu đồ trạng thái của

Hình 2.1 Biểu đồ trạng thái của nước

chuyển qua đường cong này từ trái sang phải diễn ra sự tan băng, còn từ phải

sang trái - tạo băng (sự tinh thể hóa nước) Đường cong OK gọi là đường

cong tạo hơi Khi chuyển qua đường cong này từ trái sang phải sẽ thấy sự sôi

của nước, còn từ phải sang trái - ngưng tụ hơi nước Đường cong AO gọi là

đường cong thăng hoa Khi chuyển qua đường cong này từ trái sang phải diễn ra sự bốc hơi băng (thăng hoa), còn từ phải sang trái - ngưng tụ hơi nước thành pha rắn (hóa rắn)

đồng thời ở trong ba trạng thái tổ hợp Vì vậy điểm này gọi là điểm rẽ ba Ngoài điểm rẽ ba có thể thấy hai điểm đặc biệt nữa Tại điểm C , ứng với áp

O

5

10013

Vậy ta đã thấy vai trò quyết định của nhiệt độ trong sự biến đổi trạng thái tổ hợp của nước Tuy nhiên, biến thiên áp suất ở mức độ nhất định cũng ảnh hưởng tới các quá trình chuyển pha của nước và hành vi của các điểm đặc biệt Điều này đặc biệt rõ với nhiệt độ đóng băng: trong dải biến thiên áp

thường (I)

5

10013

10

C



2.3 Các đặc trưng vật lý cơ bản của nước biển

Các tham số vật lý cơ bản quyết định trạng thái nước biển là nhiệt độ,

áp suất thủy tĩnh và mật độ Nhưng nếu nhiệt độ và áp suất có thể trực tiếp

đo được, thì mật độ không đo được, mà là một hàm số phi tuyến phức tạp của