ứng với hiệu các kinh độ của các điểm quan trắc.
Rất nhiều nhμ nghiên cứu đã nghiên c
“th ữ li ân tích d
liệu của 200 điểm quan trắc trong 14 năm. Kết quả nghiên ứu “thủy triều cực”. Ẹ Ị Sarukhanhian đã nghiên cứu đầy đủ nhất về ủy triều cực” theo d ệu thực địạ Ông đã ph ữ cứu của ông d−ới dạng tổng quát nhất đ−ợc dẫn trên các hình 3.19 vμ 3.20.
Hình 3.19. Trắc di theo kết quả ph
ện sóng địa lắc (biên độ) trên mặt phẳng vĩ h−ớng ân tích quan trắc (1) vμ theo dữ liệu tính toán lý thuyết (2) (theo Ẹ Ị Sarukh hian)
n to
định bằng kết quả phân tích quan trắc mực n−ớc ở đại d−ơng. Vμ các giá trị của biên độ “thủy triều” cũng khá t−ơ
ủa mực n−ớc liên quan tới những dao động của tốc độ xoay Trái Đất. Về Trái Đất không xoay đều đặn mới đ−ợc biết tới từ nử
Ngμy nay, nhờ có các chuẩn thời gian “nguyên tử”, mμ tốc
hai năm, bốn m−ơi năm, thế kỷ vμ những biến thiên không tuần ho
an
Nếu nhìn trên các hình, thấy rằng tất cả những quy luật lý thuyết biến dạng mặt mức cả trên mặt phẳng vĩ h−ớng lẫn mặt phẳng kinh h−ớng hoμ μn đ−ợc khẳng
ng ứng với giá trị tính toán lý thuyết theo thuyết tĩnh học.
Ngoμi các dao động “cực”, trong đại d−ơng còn có thể tồn tại các dao động “xoay” c
a đầu thế kỷ 20. độ xoay của Trái Đất đ−ợc xác định với độ chính xác rất caọ Đã xác định đ−ợc những dao động với các chu kỳ nửa tháng vμ một tháng, nửa năm vμ một năm, những dao động
μn, đột biến của tốc độ xoaỵ
Những dao động tốc độ xoay của Trái Đất dẫn tới những biến đổi ở phần vĩ độ biến thiên trong thế vị lực ly tâm của Trái Đất, nó đ−ợc biểu diễn bằng ph−ơng trình
)sin sin 3 1 ( 6 2 2 2 0 =w r − ϕ U . (3.43)
285 286
Hình 3.20. Biến đổi của biên độ “thủy triều cực” tĩnh học với vĩ độ (đ−ờng cong phía d−ới) vμ phân bố dọc vĩ độ của biên độ dao động 14 tháng của mực n−ớc trung bình tại các đới trong Đại d−ơng Thế giới (theo Ẹ Ị Sarukhanhian)
Chúng ta sẽ rút ra gia l−ợng của phần vĩ độ biến thiên của thế vị lực ly tâm gây nên bởi sự biến đổi tốc độ xoay của Trái Đất t−ơng tự nh− đã lμm với tr−ờng hợp “thủy triều cực”. Khi đó, nếu ký hiệu μnh ta có biểu thức cho thế
0
U
Δ th Wr, vị lực lμm xuất hiện “thủy triều xoay”:
w r w U Ww =Δ = (1−3sin )Δ 3 1 2 2 0 ϕ . (3.44) Vμ nếu trong tr−ờng hợp nμy cũng áp dụng lý thuyết tĩnh học, thì sự biến thiên mực n−ớc do biến đổi tốc độ xoay sẽ đ−ợc xác định bằng biểu thức w r w g g W h w w = = (1−3sin )Δ 3 1 2 2 ϕ . (3.45) Các tính toán thực hiện theo công thức nμy cho thấy rằng các biên độ của “thủy triều xoay” nhỏ vμ không v−ợt quá
Cả “thủy triều cực” lẫn “th
d−ơng đều nhỏ, song có nên bỏ qua chúng hoặc chúng có thể đóng vai trò đáng kể trong dao động khí hậu của hệ thống đại d−ơng − khí quyển hay không, đó lμ vấn đề mμ khoa học t−ơng lai phải trả lờị
5 mm. Đặc điểm của dao động xác định bởi thừa số
)sin sin 3 1
( − 2ϕ hoμn toμn t−ơng ứng với đặc điểm của các thủy triều chu kỳ dμi (xem hình 3.16). (adsbygoogle = window.adsbygoogle || []).push({});
287 288
3.9. Mực n−ớc đại d−ơng
3.9.1. Khái niệm về mực n−ớc trung bình
Những dao động triều của mực n−ớc mμ chúng ta đã xét diễn ra t−ơng đối so với mực n−ớc biển trung bình. Chúng tôi nhắc lại rằng mặt mức trên Trái Đất lμ mặt vuông góc với h−ớng của trọng lực, tức lực tổng hợp của lực hấp dẫn của Trái Đất vμ lực ly tâm do Trái Đất xoay trong ngμỵ Mặt nh− vậy lμ mặt thế vị t−ơng đ−ơng vμ do đó phải lμ mặt cân bằng của chất lỏng. Từ đây suy ra rằng bề mặt Đại d−ơng Thế giới không bị nhiễu động bởi sự tác động của tất cả các lực khác phải lμ mặt mức, gọi lμ geoit. Geoit quy định hình dáng Trái Đất vμ từ nó ng−ời ta đo các độ cao lục địa vμ các độ sâu đại d−ơng.
Tuy nhiên, hình dạng geoit tỏ ra khá phức tạp do sự phân bố khối l−ợng bên trong hμnh tinh không đồng đềụ Vì vậy, trong thực hμnh ng−ời ta đã chấp nhận hình dạng Trái Đất lμ ellipsoit quy chiếu có tâm trùng với tâm khối của Trái Đất cứng, còn bán kính xích đạo vμ bán kính cực tuần tự bằng 6 378,104 vμ 6 356,715 km. Những sai lệ
geoit so với ellipsoit quy chiếu đ−ợc gọi lμ độ cao của geoit.
Trong v−ợt
quá v hấy ở
phí
ơng khác biệt về độ cao bằng 136 m vμ ở Đại Tây D−ơng − 120 m.
Có những nhiễu động khác nhau với bản chất rất đa
iều), những nhiễu động nhiều năm không tuần hoμn vμ dừng. Hai kiểu nhiễu
bị lọc bỏ khi lấy trung bình trong một thời kỳ dμị Những dao
tác động d
ơng ngang của tr−ờng khí áp vμ tr−ờng mật độ n−ớc biển cũng nh− bởi sự phân bố
g dừng lớn nhất của mực n−ớc xuất hiện do sự bất đồng nhất ph−ơng ngang của tr−ờng mật độ ch của
Đại d−ơng Thế giới các độ cao của geoit không μi chục mét. Những dị th−ờng âm cực đại gặp t
a nam bán đảo ấn Độ vμ bằng −106m, còn những dị th−ờng d−ơng, cũng ở ấn Độ D−ơng, tại vùng Niu Ghinê, bằng +86m. Nh− vậy, khác biệt về độ cao trên bề mặt Đại d−ơng Thế giới bằng khoảng gần 200 m vμ quan trắc đ−ợc ở ấn Độ D−ơng. ở Thái Bình D−
dạng cộng chồng lên geoit. Đó có thể lμ những nhiễu động ngắn hạn, những nhiễu động có tính chất tuần hoμn (trong đó có nhiễu động tr
động đầu tiên sẽ động nhiều năm không tuần hoμn t−ơng đối nhỏ vμ có thể không cần đ−a vμo tính toán khi xác định mực n−ớc biển trung bình. Còn những nhiễu động dừng gây nên bởi âng rút của gió có tính chất hệ thống ở mặt đại d−ơng, bởi sự bất đồng nhất ph−
hiệu l−ợng n−ớc bốc hơi vμ giáng thủy không đồng đều ở các bộ phận đại d−ơng cộng với độ cao geoit sẽ quyết định vị trí mực n−ớc biển trung bình.