Cấu trúc phương ngang của các tham số trạng thá

Một phần của tài liệu Hải dương học đại cương, phần 1 các quá trình vật lý (Trang 151)

V, (5.17) trong đó và tuần tự là những tổng trữ lượng nước trong Đạ

1- Thái Bình Dương, 2 Đại Tây Dương, 3 Ấn Độ Dương

6.6. Cấu trúc phương ngang của các tham số trạng thá

đại dương

Từ kết quả phân tích phân bố thẳng đứng của các tham số trạng thái và các khối nước, suy ra rằng lớp mặt đại dương là lớp biến động nhất. Lớp này tham gia vào tương tác với lớp khí quyển sát mặt nước và tiếp nhận những biến đổi của thời tiết, trong đó đới tiếp xúc trực tiếp của các phần tử nước với không khí trong quá trình sóng gió và xáo trộn rối có thể là một lớp dày hàng chục mét. Với độ sâu tăng lên, do các quá trình xáo trộn, thì những bất đồng nhất được là trơn, tính đồng nhất của các lớp tăng lên và những khác biệt không gian bị san bằng. Vì vậy, khi phân tích phân bố phương ngang của các tham số trạng thái, chúng ta chủ yếu chú ý tới lớp mặt đại dương.

6.6.1. Nhiệt độ nước

Phân bố nhiệt độ mặt đại dương dưới sự ảnh hưởng trực tiếp của các quá trình trao đổi nhiệt với khí quyển và trước hết của dòng nhiệt bức xạ tới, rất phù hợp với định luật địa đới (hình 6.14). Một số biểu hiện không tuân thủ tính phân đới chủ yếu liên quan tới tác động của các dòng chảy đại dương chính. Trong đó ở những khu vực xoáy nghịch cận chí tuyến của Đại Tây Dương và Thái Bình Dương tác động của các dòng chảy biểu hiện chủ yếu bằng tăng nhiệt độ ở những vùng phía tây các đại dương so với các vùng phía đông khoảng 5-8oC. Tại những vĩ độ cao của Đại Tây Dương ta nhận thấy bức tranh ngược lại, nơi đây nước nóng của các hải lưu Bắc Đại Tây Dương và Na Uy ở phía đông tương phản mạnh mẽ với nước lạnh của các

hải lưu Đông Grinlan và Labrađo ở phía tây: hiệu nhiệt độ nước ở các bờ đông và bờ tây của đại dương đạt tới khoảng 6,5oC mùa đông và 12oC mùa hè.

Ở phía nam đường xích đạo, tại các vĩ độ chí tuyến, những vùng phía tây của các đại dương tỏ ra ấm hơn những vùng phía đông khoảng 10oC, còn đới cận chí tuyến  5-6oC. Tại các vĩ độ trung bình, nơi sự vận chuyển nước mặt vĩ hướng ngự trị, thì sự khác biệt không còn nữa.

Ở phần phía bắc Ấn Độ Dương, hiệu nhiệt độ giữa các vùng phía tây và phía đông có đặc điểm mùa. Mùa hè, khi hải lưu lạnh Sômali phát triển, nhiệt độ ở phía tây thấp hơn 6-8oC so với ở phía đông. Mùa đông sự khác biệt này bị là trơn.

Hình 6.14. Phân bố nhiệt độ nước năm trung bình trên mặt Đại dương Thế giới

Nhiệt độ cực đại (28-30oC và hơn) nhận thấy ở vùng xích đạo nhiệt; ở

phần phía tây các đại dương xích đạo nhiệt thường nằm cách xích đạo địa lý một chút về phía nam, còn ở phần phía đông thì đi qua xích đạo giữa 3-6oN. Nhiệt độ thấp nhất dĩ nhiên được quan sát thấy ở các vùng cận cực gần thảm băng biển, nhiệt độ ở đây luôn có giá trị âm. Do sự di chuyển theo mùa của thảm băng, nhiệt độ cực tiểu cũng biến động theo mùa.

Nhiệt độ nước có dao động ngày đêm và dao động năm do những biến thiên của bức xạ mặt trời khi Trái Đất quay quanh trục của nó và quay quanh Mặt Trời. Biến trình ngày đêm của nhiệt độ biểu lộ rõ nhất ở các vĩ độ trung bình và giảm dần trên hướng tới các cực. Thông thường nhiệt độ lớn nhất nhận thấy sau giữa trưa, khi đó là lúc sưởi nóng cực đại, và nhỏ nhất - sau nửa đêm, khi phát xạ hiệu dụng đạt cực đại. Biến trình ngày đêm phụ thuộc mạnh vào những điều kiện synop. Khi các xoáy thuận đi qua, làm tăng cường độ gió và tăng lượng mây, dao động nhiệt độ ngày đêm giảm mạnh. Ngược lại, trong các tình huống xoáy nghịch, thời tiết không mây và gió yếu, biến trình nhiệt độ ngày đêm tăng lên. Biên độ biến trình ngày đêm - hiệu giữa nhiệt độ cực đại và cực tiểu ở các vĩ độ ôn đới bằng 0,31,7oC tùy thuộc các điều kiện thời tiết.

Dao động năm của nhiệt độ thường cao hơn dao động ngày đêm một bậc. Tương tự các dao động ngày đêm, biên độ biến trình năm đạt cực đại ở các vĩ độ trung bình của hai bán cầu (bảng 6.6). Thực tế không nhận thấy biến trình năm ở đới xích đạo, nơi đây không có dao động năm của bức xạ mặt trời. Khác biệt trong dao động nhiệt độ năm ở bắc và nam bán cầu liên quan tới biến trình năm của cân bằng nhiệt từ bên ngoài của đại dương, nó có biên độ năm ở bắc bán cầu cao hơn rõ rệt và các giá trị tăng dần từ xích đạo về phía các vĩ độ cao ở cả hai bán cầu.

Bên trong từng đới vĩ độ, biến trình năm của nhiệt độ cũng khác nhau, một mặt - do ảnh hưởng không như nhau của các lục địa, mặt khác - do tác động không như nhau của các dòng chảy đại dương và chuyển động nước trong phương thẳng đứng. Thí dụ, các dòng chảy ấm làm tăng nhiệt độ vào thời kì nguội lạnh, sẽ làm giảm biên độ dao động năm. Tương tự, các dòng chảy lạnh làm giảm nhiệt độ nước vào mùa nóng, cũng sẽ làm giảm biên độ

năm. Nước sâu nâng lên mặt thường làm giảm biên độ năm, còn chuyển động giáng làm tăng biên độ năm.

Ảnh hưởng của các lục địa liên quan tới sự vận chuyển những khí đoàn lạnh hoặc nóng ra đại dương bởi hoàn lưu khí quyển. Sự ngự trị của không khí lục địa nóng mùa hè và lạnh mùa đông trên một vùng đại dương nào đó sẽ làm tăng biên độ biến trình năm, vì trong trường hợp thứ nhất nhiệt độ tăng lên, còn trong trường hợp thứ hai - giảm do mất nhiệt vào khí quyển. Ngược lại, nếu không khí tương đối lạnh thống trị trên mặt đại dương vào mùa hè hoặc không khí ấm thống trị vào mùa đông, thì biên độ dao động nhiệt độ năm giảm. Như vậy, do kết quả tác động đồng thời của nhiều nhân tố với xu hướng khác nhau mà hình thành nên sự phân bố biên độ biến trình năm rất khác nhau thậm chí trong nội bộ một đới vĩ độ.

Bảng 6.6. Biến thiên kinh hướng của biên độ biến trình năm nhiệt độ nước

các đại dương (theo L.A. Strokina)

Đới vĩđộ (o) Đại dương 010 1020 2030 3040 4050 5060 6070 7080 Bắc bán cầu Đại Tây Dương 1,0 2,8 4,8 7,6 7,9 5,7 4,9 4,1 Thái Bình Dương 0,8 2,8 5,8 9,0 9,4 7,5  4,1 Nam bán cầu Đại Tây Dương 3,8 4,2 4,6 5,6 5,1 3,1  3,1 Thái Bình Dương 1,9 2,8 4,2 5,6 4,8 3,1  2,3

Bên cạnh những dao động năm và dao động ngày đêm tựa tuần hoàn, trong trường nhiệt độ nước còn có những biến động không đều đặn, không có

chu kỳ, biên độ và pha cố định. Thí dụ, đó là những dao động synop liên quan tới sự hiện diện của các xoáy synop trong khí quyển (xoáy thuận, xoáy nghịch), có khả năng làm biến đổi nhiệt độ nước từ vài độ đến vài chục độ bách phân, đó là các xoáy đại dương, sóng Rossby v.v...

Trong trường nhiệt độ còn biểu lộ khá rõ những dao động giữa các năm và giữa các thế kỉ, được gây nên bởi các quá trình tương tác đại dương và khí quyển toàn cầu quy mô lớn, các nhân tố thiên văn, những biến đổi khí hậu v.v... Với tư cách là thí dụ điển hình về dao động nhiệt độ nước giữa các năm, ta có thể dẫn ra hiện tượng El-Nino. Hiện tượng El-Nino được hiểu là sự xuất hiện của nước nóng dị thường vào thời kì tháng 12  đầu tháng giêng dọc vùng bờ Equađo và Pêru rồi lan rộng từ Lima xuống phía nam. Thời gian kéo dài của El-Nino từ 23 đến 910 tháng, nhiệt độ tăng lên từ 3,1 đến 6,8

oC. Chu kì xuất hiện của hiện tượng không đều đặn và dao động trong khoảng 37 năm. Dải nước nóng dị thường rộng khoảng 104105 km2, tuy nhiên, nếu tính tới ảnh hưởng gián tiếp thông qua hoàn lưu khí quyển, thì qui mô của hiện tượng El-Nino tăng lên đến 106107 km2.

Mặc dù những nguyên nhân của El-Nino đến nay chưa được biết đến cùng, nhưng có thể khẳng định một cách chắc chắn về mối liên hệ chặt chẽ giữa El-Nino và “dao động nam” đặc trưng cho sự biến động vĩ mô của các quá trình khí quyển ít ra là ở các vĩ độ thấp của phần phía nam Thái Bình Dương. Chỉ số dao động nam là građien áp suất giữa vùng Darwin (bắc Úc) và đảo Taiti do Wolker đề xuất năm 1920. Khi chỉ số này có dị thường âm, thì các gió tín phong đông nam suy yếu nhiều. Kết quả là chế độ mực nước đại dương thiên cao do gió tín phong tạo thành ở bờ châu Á ở điều kiện bình thường sẽ bị phá hủy và một dòng nước ngược lại được hình thành. Nhờ dòng chảy xích đạo dưới mặt mà các sóng nước ấm nhanh chóng trở lại bờ tây của Thái Bình Dương và khi đụng độ với bờ, chúng được tách thành hai nhánh. Nhánh phía nam chính là El-Nino. Từ thời điểm cực tiểu chỉ số dao động nam cho tới khi bắt đầu El-Nino là khoảng 46 tháng. Hiện tượng El- Nino làm chết hàng loạt các loài cá ưa lạnh và gây thiệt hại to lớn cho ngành đánh bắt cá.

6.6.2. Độ muối

Khác với phân bố nhiệt độ, phân bố không gian của độ muối, đặc biệt ở bắc bán cầu, không có tính địa đới biểu lộ rõ (hình 6.15). Đó là do ở vùng khơi đại dương độ muối lớp mặt được quyết định trước hết bởi tương quan giữa bốc hơi và giáng thủy và một phần bởi các nhân tố hoàn lưu, ảnh hưởng của các nhân tố cuối này có thể là đáng kể ở những dải front. Tính phân đới vòng quanh lục địa gây bởi dòng nước từ đất liền trong phân bố độ muối được biểu lộ rõ hơn cả. Đặc biệt tính chất này rõ nét ở các dải cửa những sông lớn, ở đó quan sát thấy những chênh lệch đột xuất về độ muối và tạo thành những front độ muối ổn định. Tại các vùng cực, bổ sung vào các nhân tố đã nêu còn có những quá trình tạo và tan băng biển làm gia tăng sự mặn hóa (nhạt hóa) nước mặt. Như vậy, dưới tác động của những nhân tố đã xét ở trên, sự biến đổi độ muối lúc đầu diễn ra trong lớp mặt mỏng của đại dương, sau đó, thông qua các quá trình hoàn lưu thẳng đứng và phương ngang cũng như đối lưu tự do, sẽ được truyền xuống các độ sâu.

Độ muối lớn nhất quan sát thấy ở các vĩ độ cận chí tuyến, nơi đây bốc hơi hiệu dụng đạt cực đại. Ở phần phía bắc Đại Tây Dương nó vượt quá 37,5 %o, còn ở Thái Bình Dương 35,5%o.

Ở phần phía nam của tất cả các đại dương, tại những vĩ độ cận chí tuyến, độ muối bằng 3636,5%o. Trong đó ở những vùng rìa đông của các hệ thống hoàn lưu xoáy nghịch vĩ mô, nơi nước nhạt muối từ những vĩ độ cao hơn được mang tới, độ muối thấp hơn so với các vùng trung tâm và đặc biệt các vùng phía tây các đại dương, nơi bốc hơi hiệu dụng thường cực đại.

Trong đới xích đạo, nơi mưa nhiều nhất, độ muối giảm xuống tới 3334,5%o, một số vùng (thí dụ, các vịnh Panama và Ghinê) thậm chí tới 30 %o và thấp hơn.

Ở những vĩ độ ôn đới phía bắc, độ muối giảm tại các vùng phía tây do bình lưu nước nhạt hơn từ các vĩ độ cao, xuống tới 3233%o và thấp hơn, còn tại các vùng phía đông, ngược lại, ở đây nước mặn hơn từ các vĩ độ thấp được mang tới, độ muối bằng 3434,5%o.

Hình 6.15. Phân bốđộ muối năm trung bình trên mặt Đại dương Thế giới

Bảng 3.7 cho bức tranh chi tiết hơn về những khác biệt về độ muối giữa các bán cầu. Trong bảng này dẫn các giá trị độ muối lấy trung bình đối với nửa bắc và nửa nam của Đại Tây Dương và Thái Bình Dương. Ở Bắc Đại Tây Dương, thực tế tại tất cả các độ sâu, độ muối lớn hơn đáng kể so với ở Nam Đại Tây Dương. Điều này liên quan không chỉ với bốc hơi mạnh hơn, mà còn với ảnh hưởng trực tiếp của các khối nước sâu Địa Trung Hải, nó tác động tới cả lớp cực tiểu độ muối (5001000 m). Ở Nam Đại Tây Dương, lớp này được phân biệt rất rõ, vì ảnh hưởng của nước Địa Trung Hải ở đây biểu hiện ở những độ sâu lớn hơn. Ngược lại, ở nửa phía bắc của Thái Bình Dương độ muối trong toàn bề dày đại dương thấp hơn so với nửa phía nam, vì nửa này chịu ảnh hưởng của các khối nước sâu mặn đi đến từ Đại Tây Dương và Ấn Độ Dương trong hệ thống hoàn lưu vĩ hướng.

Bảng 6.7. Độ muối trung bình của các lớp nước

ởĐại Tây Dương và Thái Bình Dương (%o)

Đại Tây Dương Thái Bình Dương

Lớp (m) Bắc bán cầu Nam bán cầu Bắc bán cầu Nam bán cầu 0 150 35,44 34,97 34,04 34,76 150 500 35,42 34,72 34,32 34,76 500  1 000 35,06 34,54 34,34 34,56 1 000 2 000 35,00 34,71 34,50 34,58 2 000 3 000 34,94 34,78 34,62 34,68 3 000 4 000 34,92 34,77 34,66 34,69 4 000 5 000 34,90 34,74 34,70 34,70

Khác với dao động nhiệt độ, dao động ngày đêm của độ muối trên mặt đại dương không có biến trình biểu hiện rõ. Cực đại và cực tiểu độ muối có thể quan sát thấy vào giờ bất kì trong ngày tùy thuộc các nhân tố khí tượng thủy văn quyết định, trước hết là biến trình bốc hơi ngày đêm. Phù hợp với biến trình bốc hơi, cực tiểu độ muối thường xảy ra ban ngày, cực đại - ban đêm, với điều kiện không mưa. Mưa kéo dài hoặc tan băng hầu như là trơn hoàn toàn cực đại độ muối và san bằng biến trình ngày đêm của nó.

Thông thường dao động ngày đêm của độ muối bằng vài phần nghìn, nhưng một số trường hợp riêng có thể đạt tới 0,10,2%o. Độ sâu xâm nhập của các dao động thường không quá 10 m, nhưng ở các vĩ độ cận nhiệt đới, độ sâu đó tăng 1,52 lần. Trong các dải front dao động ngày đêm của độ muối gây bởi sự trao đổi nước qua mặt đại dương có thể bị che khuất bởi quá trình bình lưu muối do dòng chảy, dao động ngày đêm đôi khi đạt 0,30,5 %o.

Dao động năm của độ muối được quyết định bởi biến trình năm của các thành phần cân bằng nước và hoàn lưu phương ngang của đại dương. Do bốc hơi và đặc biệt lượng giáng thủy biến động lớn, nên dao động năm của độ muối biến đổi mạnh từ vùng này đến vùng khác. Dao động năm biểu hiện đặc biệt rõ ở các dải front, ở đây có những dòng nước với độ muối khác

nhau, có thể chênh lệch nhau tới 24%o. Trong đó dao động năm độ muối bao quát lớp dày 100150 m và hơn nữa. Ở các vùng cực, dao động đó được nhận thấy trong lớp 20 m và gây nên chủ yếu bởi các quá trình tạo và tan băng.

Dao động năm nhỏ nhất của độ muối diễn ra ở các vĩ độ chí tuyến, nó chỉ bằng cỡ phần mười, thậm chí phần trăm của %o. Với độ sâu, dao động năm của độ muối giảm rất nhanh, ngoại trừ ở các dải front.

Về biến động giữa các năm của độ muối mới chỉ được nghiên cứu rất ít so với biến động của nhiệt độ. Những nguyên nhân khách quan của điều này trước hết là do dữ liệu quan trắc dài hạn về độ muối hầu như hoàn toàn thiếu. Ngoài ra, có thể là người ta chưa đánh giá hết vai trò hình thành khí hậu của độ muối. Có lẽ chính thực tế này đã giúp K.N. Pheđorov diễn đạt độ muối như là “nàng Zolushka” trong hải dương học. Hiển nhiên, vai trò độ muối đối với sự hình thành chế độ khí hậu của đại dương là rất đáng kể, đặc biệt ở những vùng cận chí tuyến và cực. Thí dụ, chính là những biến động giữa các năm của diện tích vùng phân bố nước mặt độ muối thấp chủ yếu qui định sự biến động giữa các năm của thảm băng ở Bắc Băng Dương.

Một phần của tài liệu Hải dương học đại cương, phần 1 các quá trình vật lý (Trang 151)

Tải bản đầy đủ (PDF)

(180 trang)