Hoˆn l€u đại d€ơng thế giới 1 Những khái niệm chung

1.5.1. Những khái niệm chung

Hon l‡u đại d‡ơng thế giới l kết quả của cân bằng các lực tác động lên n‡ớc biển. Động lực học biển đã đ‡a ra một cách phân vùng theo cân bằng lực đ‡ợc thể hiện trên sơ đồ hình 1.19.

Hình 1.19. Mặt cắt tây-đông của một thủy vực đại d‡ơng lý t‡ởng cách xa xích đạo với việc phân chia thnh 3 khu vực động lực học khác nhau: Lớp trong đại d‡ơng, lớp biên Ekman trên v lớp biên dòng chảy biên bờ tây. Trong mỗi khu vực lực Coriolis cân bằng với các lực khác nhau. Mô hình đại d‡ơng

1.1/2 đ‡ợc thể hiện qua mặt phân cách z = H(x,y)với lớp không chuyển động nằm phía d‡ới.

Nh‡ chúng ta đều biết trong số các lực tác động lên n‡ớc biển, lực ma sát chỉ đáng kể trên các vùng sát biên nếu so sánh với lực do gradient áp suất tạo nên. Lực do gradient áp suất không phải l tác động duy nhất lên n‡ớc biển, trong tr‡ờng hợp chuyển động đã phát sinh do tr‡ờng áp, bên cạnh lực ma sát, lực Coriolis xuất hiện do hệ quả của Quả Đất quay đóng một vai trò hết sức quan trọng.

Trong hải d‡ơng học dòng chảy luôn đ‡ợc thể hiện qua chuyển động t‡ơng đối so với đáy biển, nên tác động của lực Coriolis đóng một vai trò quyết định trong mô tả việc mô tả hon l‡u n‡ớc. Lực Coriolis tỷ lệ với giá trị của vận tốc v h‡ớng vuông góc với h‡ớng dòng chảy. Lực sẽ tác động về phía bên phải ở Bắc Bán Cầu v về bên trái ở Nam Bán Cầu.

T‡ơng quan cân bằng giữa lực gradient áp suất v lực Coriolis đ‡ợc gọi l cân bằng địa chuyển v dòng chảy ny đ‡ợc gọi l dòng địa chuyển. Dòng chảy địa chuyển đ‡ợc đặc tr‡ng bởi chuyển động dọc theo đ‡ờng đẳng áp. Trong khí quyển gió có nguồn gốc t‡ơng tự đ‡ợc gọi l gió địa chuyển v h‡ớng của loại gió ny cũng thổi dọc theo đ‡ờng đẳng áp. Trong lớp khí quyển tự do cũng nh‡ trong lòng đại d‡ơng gió v dòng chảy luôn tuân thủ quy luật địa chuyển. Gió ở lớp biên gần mặt biển chịu ảnh h‡ởng của ma sát nên thổi theo h‡ớng d‡ới một góc nhỏ hơn so với các đ‡ờng đẳng áp.

Để mô tả hon l‡u đại d‡ơng ng‡ời ta th‡ờng sử dụng đại l‡ợng khối l‡ợng vận chuyển đ‡ợc xác định nh‡ sau:

v

M* U (1.7) Trong đó, M* l khối l‡ợng vận chuyển qua bề mặt có bề rộng đơn vị (1m2) vuông góc với h‡ớng dòng chảy, v l véc tơ vận tốc với các thnh phần u,v,w theo các trục x,y,z t‡ơng ứng. M* l một véc tơ cùng h‡ớng với vận tốc v thể hiện qua đơn vị khối l‡ợng trên một đơn vị diện tích v một đơn vị thời gian, hay kg m-2 s-1. Thông th‡ờng khối l‡ợng vận chuyển gắn liền với tổng khối l‡ợng do dòng chảy tải đi, đồng nghĩa với tích phân của dòng chảy theo độ sâu v theo bề rộng. Lúc đó khối l‡ợng vận chuyển đ‡ợc thể hiện qua thứ nguyên khối l‡ợng trên một đơn vị thời gian hay kg s-1. Một cách t‡ơng tự, ng‡ời ta đ‡a ra khái niệm khối l‡ợng vận chuyển trong một lớp n‡ớc nằm giữa hai độ sâu z1v z2:

³2 2 1 z z vdz M U (1.8)

Trong tr‡ờng hợp ny,M l l‡ợng vận chuyển giữa hai độ sâu z1 v z2 trên một đơn vị bề rộng (1m) vuông góc với dòng chảy v có đơn vị khối l‡ợng trên một đơn vị bề rộng v một đơn vị thời gian (kg m-1 s-1).

Ng‡ời ta còn đ‡a ra l‡ợng vận chuyển trên một đơn vị độ sâu (1m) giữa hai trạm thủy văn A v B: ³ B A ndl v M' U (1.9)

Trong đó vn l vận tốc theo h‡ớng vuông góc với đ‡ờng thẳng nối A v B,

M’ l l‡ợng vận chuyển theo h‡ớng vn thể hiện qua đơn vị khối l‡ợng trên một đơn vị độ sâu v một đơn vị thời gian (kg m-1 s-1).

Bên cạnh các dòng khối l‡ợng vận chuyển nêu trên, trong hải d‡ơng học ng‡ời ta còn sử dụng khái niệm thể tích vận chuyển đ‡ợc xác định thông qua khối l‡ợng vận chuyển tích phân theo bề rộng v bề dy của dòng chảy chia cho mật độ của n‡ớc. Thể tích vận chuyển có thứ nguyên m3 s-1. Thông th‡ờng ng‡ời ta đ‡a ra đơn vị Sverdrup (Sv) đ‡ợc định nghĩa nh‡ thể tích vận chuyển bằng 106 m3 s-1.

Các khái niệm nêu trên có thể gắn liền với các thuật ngữ thông dụng trong thủy văn v hải d‡ơng học nh‡ l‡u l‡ợng v dòng ton phần theo khối l‡ợng v theo thể tích.

Đối với dòng chảy địa chuyển, khối l‡ợng vận chuyển trên một đơn vị độ sâu giữa hai điểm A v B có thể xác định một cách t‡ơng đối chính xác qua công thức: f h g h gT M d ' ) ' 0 0 sin 4 ' U S U (1.10) trong đó ȡo l mật độ trung bình của n‡ớc; g l gia tốc trọng tr‡ờng, Td l độ di một ngy (86400s), ĭ l vĩ độ địa lý v ăhl hiệu độ cao áp lực giữa hai

đ‡ờng đồng mức độ cao động lực kề cận. Tham số Coriolis f = (Td / 4ʌҏsinĭ)-1 có thứ nguyên tần số v có giá trị d‡ơng ở Bắc Bán Cầu v âm ở Nam Bán Cầu. Trên hình 1.20 đ‡a ra sơ đồ quy tắc thứ nhất xác định h‡ớng dòng chảy địa chuyển cũng nh‡ cách xác định khối l‡ợng vận chuyển trên một đơn vị độ sâu giữa hai trạm.

Vận tốc dòng chảy địa chuyển tỷ lệ nghịch với khoảng cách giữa các đ‡ờng dòng hay bằng M’ chia cho khoảng cách giữa A v B vì mặt cắt AB vuông góc với đ‡ờng dòng. Nếu sử dụng các điểm A’ v B’ để tính toán thì kết quả M’ chia cho khoảng cách A’B’ cho giá trị thnh phần vận tốc vuông góc với mặt cắt A’B’.

Do tham số f biến đổi theo vĩ độ nên mối quan hệ giữa M’ v f dẫn đến sự xuất hiện của một loại sóng rất di đ‡ợc gọi l sóng Rossby. Để hiểu đ‡ợc loại sóng ny ng‡ời ta th‡ờng xấp xỉ cấu trúc mật độ đại d‡ơng trong dạng mô hình “1.1/2”. Trong mô hình ny đại d‡ơng đ‡ợc chia thnh một lớp n‡ớc sâu với mật độ không đổi ȡ2 v một lớp n‡ớc nông nằm trên có mật độ ȡ1=ȡ2-ǻȡ. Lớp d‡ới đ‡ợc xem đứng yên với độ dy rất lớn. Độ dy của lớp n‡ớc trên có thể biển đổi t‡ơng đ‡ơng với độ sâu phân cách giữa hai lớp z=H(x,y).

Hình 1.20. T‡ơng quan giữa bản đồ đẳng độ cao áp lực (địa hình động lực), dòng địa chuyển v khối l‡ợng vận chuyển địa chuyển trên một đơn vị độ sâu M’ giữa hai đ‡ờng dòng. Đối với các cặp điểm AB

v A’B’ ǻh đ‡ợc lấy bằng hiệu h2 – h1, h‡ớng dòng chảy thể hiện cho Nam Bán Cầu.

Trong mô hình đại d‡ơng 1.1/2 độ sâu lớp không chuyển động znm, độ cao áp lực có thể đ‡ợc xác định bằng cách tính tích phân từ một độ sâu z1 trong lớp n‡ớc trên: 0 1 2 0 1 1 ) ) , ( ( ) )( ( ) , , ( U U U U ' z H x y z z z y x h nm (1.11)

Đại l‡ợng ny sẽ biến đổi theo vị trí do giá trị của mặt phân cách H(x,y) biến đổi. Hạng thức không biến đổi ((znm-z1)(ȡ2-ȡ0) - ăȡz1) / ȡ0 có thể bỏ qua v

công thức tính độ cao áp lực bây giờ có dạng ) , ( ) , ( 0H x y y x h U U ' (1.12) Có thể nhận thấy rằng do gradient ngang của độ cao áp lực phụ thuộc vo độ sâu trong lớp n‡ớc trên nên dòng chảy địa chuyển ở lớp ny cũng không phụ thuộc vo độ sâu (xem hình 1.21).

Trọng số ăȡ/ȡ0 có bậc đại l‡ợng cỡ nhỏ hơn 0.01 nên H(x,y) có giá trị lớn hơn nhiều so với h(x,y). Dấu âm trong hệ thức 1.12 cho thấy độ dốc của các mặt H(x,y) v h(x,y) có h‡ớng đối lập nhau. Trên mặt biển, h(x,y) cho ta độ cao bề mặt cần thiết đảm bảo giữ trọng l‡ợng không đổi của cột n‡ớc so với bất cứ độ sâu no nằm trong lớp thứ hai (hình 1.21). Nh‡ vậy, dựa vo mô hình đại d‡ơng 1.1/2 mặt biển đ‡ợc thể hiện trong dạng phản chiếu của mặt phân cách giữa hai lớp n‡ớc.

Hình 1.21. Mặt cắt đứng của đại d‡ơng theo mô hình 1.1/2 với độ sâu nêm nhiệt H. Độ sâu lớp không chuyển động có thể lấy bất kỳ so với độ sâu cuối cùng.

Có thể kết luận rằng độ nghiêng của mặt biển có h‡ớng ng‡ợc lại với độ nghiêng của lớp nêm nhiệt v độ dốc của các mặt nêm nhiệt lớn hơn từ 100 đến 300 lần so với dộ dốc mặt biển.

Trên cơ sở kết luận ny chúng ta cũng có đ‡ợc quy tắc xác định h‡ớng dòng chảy địa chuyển trên cơ sở độ dốc của nêm nhiệt.

Trong các lớp n‡ớc trên của biển, đặc biệt với độ dy nhỏ hơn 1500m vai trò của gradient độ muối theo ph‡ơng thẳng đứng th‡ờng nhỏ hơn so với vai trò của gradient nhiệt độ vì vậy thay bằng việc sử dụng bản đồ đ‡ờng đẳng mật độ để xác định dòng chảy địa chuyển, chúng ta có thể sử dụng bản đồ các đ‡ờng đẳng nhiệt. Trong khí quyển, do mật độ phụ thuộc chủ yếu vo nhiệt độ nên t‡ơng quan địa chuyển còn đ‡ợc gọi l t‡ơng quan gió nhiệt. (adsbygoogle = window.adsbygoogle || []).push({});