3.1. Những đặc điểm của các tính chất lý học của nước tinh khiết

Trong nước biển, ngoài một ít tạp chất, chứa 96,5 % nước tinh khiết. Thành phần hóa học của nước tinh khiết gồm oxy và hyđro. Đặc điểm cấu tạo phân tử nước là góc giữa hai nguyên tử hyđro không phải bằng 180^o mà chỉ bằng khoảng 110^o. Thành thử các lực nội phân tử nước không bù trừ hoàn toàn, mỗi phân tử nước làm thành một cái “lưỡng cực” với mô men điện lớn. Những lực lưỡng cực này thể hiện trước hết ở chỗ một số phân tử nước tụ tập thành một hệ phức tạp. Trong nước tạo ra những tổ hợp khác nhau gồm từ 2 đến 8 phân tử riêng biệt. Nồng độ tương đối của các tổ hợp phân tử sẽ biến đổi tùy thuộc vào nhiệt độ nước. Những tính chất vật lý nói chung sẽ biến đổi theo hướng phù hợp với những hợp chất cao phân tử này.

Chính hiện tượng hình thành các tổ hợp những phân tử và biến động nồng độ tương đối của chúng có liên quan tới chi phí năng lượng để tái tạo và phân tán các phần tử, xây dựng lại mạng lưới tinh thể đã làm cho nước có một loạt những tính chất dị thường.

3.2. Thành phần hóa học và độ muối của nước biển

Như đã nói, trong nước biển ngoài nước tinh khiết còn có các muối hòa tan, các chất khí khí quyển hòa tan, các hợp chất hữu cơ và các hạt lơ lửng không hòa tan.

Nhờ bốc hơi và giáng thủy, nước trên mặt Trái Đất, nước tự nhiên, ở trong trạng thái tuần hoàn liên tục. Trên đường hành trình từ lục địa vào Đại dương Thế giới nước được bổ sung mỗi năm 5,4 tỷ tấn các chất tan, các muối từ đất đá lục địa. Đại dương trong quá trình lịch sử địa chất lâu ngày càng phong phú thêm về muối.

Trung bình trong 1 kg nước biển có 35 g muối (trong nước sông khoảng 0,17 g), tức khoảng 35 %o và chỉ một số biển với những điều kiện đặc biệt khối lượng muối trong 1 kg nước biển mới đạt đến 40 g (40 %o).

Bảng 2 cho thấy thành phần muối cơ bản của nước biển với độ muối 35 %o (độ clo 19,374 %o).

Bảng 2. Thành phần muối cơ bản của nước biển

Các cation	g/kg	Các anion	g/kg
Natri	10,752	Clo	19,345
Cali	0,39	Brôm	0,066
Manhê	1,295	Flo	0,0013
Canxi	0,416	Sunphat	2,701
Strônxi	0,013	Bicacbonat	0,145
		Axit bo	0,027

Như vậy là kể cả oxy và hyđro, trong nước biển có 13 nguyên tố có mặt với khối lượng đáng kể nhất, chúng được gọi là những nguyên tố cơ bản trong thành phần hóa học của nước biển. Những nguyên tố khác – người ta cho rằng đó là hầu hết các nguyên tố còn lại của bảng tuần hoàn Menđêlêep – có mặt trong nước biển với khối lượng nhỏ hơn 3 mg trong 1 kg nước biển, tức nhỏ hơn 1 %o tổng độ muối.

Đặc điểm nữa trong thành phần hóa học nước biển khác với nước ngọt, nước sông là ở chỗ trong nước biển tương quan trọng lượng giữa các ion chủ yếu nhất trái ngược với tương quan đó trong nước sông. Trong nước biển:

${\text{Cl}}^{-}>{\text{SO}}_4^{-2}>{\text{HCO}}_3^{-}+{\text{CO}}_3^{-2}$;

${\text{Na}}^{+}+K^{+}>{\text{Mg}}^{+2}>{\text{Ca}}^{+2}$.

Ngược lai, trong nước sông:

${\text{HCO}}_3^{-}+{\text{CO}}_3^{-2}>{\text{SO}}_4^{-2}>{\text{Cl}}^{-}$;

${\text{Ca}}^{+2}>{\text{Mg}}^{+2}>{\text{Na}}^{+}+K^{+}$.

Trong nước đại dương liên tục diễn ra những quá trình hóa học, sinh học và địa chất học làm biến đổi thành phần hóa học và hàm lượng các chất hòa tan. Những quá trình như dòng chảy từ lục địa, giáng thủy, bay hơi, quá trình băng làm thay đổi nồng độ dung dịch nước biển trong phạm vi rất rộng. Ở những vùng nước sát bờ cửa sông có thể thấy độ muối xấp xỉ bằng không, trong khi đó ở những vùng nóng khô độ muối nước biển có thể đạt tới 40 %o. Những quá trình như quang hợp, hô hấp, phân hủy chất hữu cơ có thể làm thay đổi hàm lượng, tức tỷ lệ giữa các chất hòa tan trong nước biển. Song nhờ dòng chảy ngang và thẳng đứng trong các biển và đại dương, làm cho nước biển được xáo trộn mạnh, đã dẫn tới một đặc điểm nữa rất quan trọng là thành phần hóa học của nước đại dương có tính ổn định, thay đổi không đáng kể trong quá trình lịch sử và giữa những phần khác nhau của Đại dương Thế giới. Tính ổn định về tỷ lệ các ion chủ yếu nhất trong nước biển được gọi là quy luật bảo tồn thành phần muối biển.

Hệ quả của quy luật này là có thể tính được độ muối và các đặc trưng khác của nước biển theo hàm lượng clo là nguyên tố chứa trong nước biển với lượng lớn hơn cả. Trong bảng hải dương học hiện đại, hàm lượng clo, hay độ clo %o, tương đương với tổng lượng các halôgien chứa trong 1 kg nước biển. Còn độ muối được định nghĩa là trọng lượng tính bằng gam của tất cả các chất rắn hòa tan trong 1 kg nước biển với điều kiện brôm và iôt được thay bằng lượng clo, tất cả các cacbonat biến thành oxit và các chất hữu cơ bị đốt cháy.

Phân tích một số lượng lớn mẫu nước ở các vùng khác nhau của Đại dương Thế giới, người ta nhận được hệ thức để tính dộ muối $So$ theo độ clo $o$ như sau:

$S=\mathrm{0,}\text{030}+\mathrm{1,}\text{8050}\text{Cl}$. (1)

3.3. Những đặc trưng vật lý của nước biển

Khác với nước tinh khiết, những đặc trưng vật lý của nước biển phụ thuộc không những vào nhiệt độ và áp suất, mà còn phụ thuộc cả vào nồng độ muối, một yếu tố hải dương học quan trọng của nước biển. Dưới đây sẽ xem xét sự phụ thuộc của một số đặc trưng vật lý chủ yếu vào nhiệt độ, độ muối và áp suất nước biển.

Một trong những đặc trưng quan trọng nhất của nước biển là mật độ cùng với những đại lượng liên quan trực tiếp với nó như trọng lượng riêng và thể tích riêng. Phân bố mật độ nước trong biển quyết định hoàn lưu ngang và thẳng đứng trong nó.

Trong hải dương học quy ước gọi mật độ nước biển là tỷ số $S\frac{t}{4}$ của trọng lượng một đơn vị thể tích nước ở nhiệt độ quan trắc $t^{°}C$ trên trọng lượng một đơn vị thể tích nước cất ở $4^{°}C$. (Khái niệm mật độ hải dương học không giống khái niệm mật độ vật lý, vì nó là đại lượng không thứ nguyên, nhưng có trị số bằng mật độ vật lý). Vì mật độ nước biển luôn luôn lớn hơn 1, để đơn giản khi viết người ta dùng khái niệm mật độ quy ước của nước biển ${\sigma }_t$ xác định theo biểu thức:

${\sigma }_t=\left(S\frac{t}{4}-1\right)\cdot {\text{10}}^3$.

Giá trị của mật độ nước biển được xác định qua giá trị của trọng lượng riêng nước biển ở nhiệt độ 17,5^o, tức $S\frac{\text{17},5}{\text{17},5}$, hoặc ở nhiệt độ 0^o, tức $S\frac{0}{4}$ (nhiệt độ 17,5 ^oC tương đương nhiệt độ phòng thí nghiệm, nhiệt độ 4 ^oC có tỷ trọng nước cực đại).

Trọng lượng riêng $S\frac{\text{17},5}{\text{17},5}$ của nước biển ở 17,5^o là tỷ số giữa trọng lượng đơn vị thể tích nước biển ở nhiệt độ 17,5^o và trọng lượng đơn vị thể tích nước cất cùng nhiệt độ đó.

Trọng lượng riêng $S\frac{0}{4}$ là tỷ số giữa trọng lượng đơn vị thể tích nước biển ở nhiệt độ 0^o và trọng lượng đơn vị thể tích nước cất ở nhiệt độ 4 ^oC.

Tuần tự ta cũng có những công thức của trọng lượng riêng quy ước:

${\rho }_{\text{17},5}=\left(S\frac{\text{17},5}{\text{17},5}-1\right)\cdot {\text{10}}^3$, (2)

${\sigma }_0=\left(S\frac{0}{4}-1\right)\cdot {\text{10}}^3$. (3)

Đại lượng nghịch đảo với mật độ

gọi là thể tích riêng của nước biển. Vì thể tích riêng của nước biển luôn luôn lớn hơn 0,9 nên người ta cũng dùng đại lượng thể tích riêng quy ước$V_t$ xác định theo công thức:

$V_t=\left(\alpha \frac{t}{4}-\mathrm{0,9}\right)\cdot {\text{10}}^3$. (4)

Knutxen đã xác lập những hệ thức tương quan giữa trọng lượng riêng ở 0^o và 17,5^o với độ clo, hay độ muối của nước biển dưới dạng:

${\sigma }_0=\mathrm{0,}\text{069}+\mathrm{1,}\text{4708}\text{Cl}-\mathrm{0,}\text{001570}{\text{Cl}}^2+\mathrm{0,}\text{0000398}{\text{Cl}}^3$,

${\sigma }_0=-\mathrm{0,}\text{093}+\mathrm{0,}\text{8149}S-\mathrm{0,}\text{000482}{S}^2+\mathrm{0,}\text{0000068}{S}^3$,

${\rho }_{\text{17},5}=(\mathrm{0,}\text{1245}+\mathrm{0,}\text{490}{\sigma }_0+\mathrm{0,}\text{000155}{\sigma }_0^2)\mathrm{1,}\text{00129}$.

Mật độ quy ước của nước biển ${\sigma }_t$ có thể tính theo ${\rho }_{\text{17},5}$ bằng công thức:

${\sigma }_t={\rho }_{\text{17},5}-E$,

trong đó $E-$ hiệu chỉnh, phụ thuộc vào ${\rho }_{\text{17},5}$ và nhiệt độ $t$ có cho sẵn trong bảng hải dương học (Zubôp, 1957) hoặc bằng một công thức chính xác hơn của Knutxen:

${\sigma }_t={\sum }_t+({\sigma }_0+\mathrm{0,}\text{1324})[1-A_t+B_t({\sigma }_0-\mathrm{0,}\text{1324})]$ ,

trong đó ${\Sigma }_t-$ mật độ quy ước của nước cất ở nhiệt độ $t$ và các hệ số $A_t$ và $B_t$ tính bằng các công thức:

${\sum }_t-\frac{(t-\mathrm{3,}\text{98}{)}^{2}t+\text{283}}{\text{503},\text{570}t+\text{67},{\text{26}}^{°}}$,

$A_t=t(\mathrm{4,}\text{7867}-\mathrm{0,}\text{98185}t+\mathrm{0,}\text{0010843}{t}^3){\text{10}}^{-3}$,

$B_t=t(\text{18},\text{030}-\mathrm{0,}\text{8164}t+\mathrm{0,}\text{01667}{t}^2){\text{10}}^{-6}$.

Theo mật độ nước biển người ta xác định thể tích riêng như là đại lượng nghịch đảo của mật độ. Trong Zubôp, 1957, cũng có bảng dùng để chuyển từ mật độ quy ước ${\sigma }_t$ sang thể tích riêng quy ước $V_t$ và dùng để xác định trực tiếp $V_t$ theo nhiệt độ và độ muối.

Những công thức đã dẫn trên đây và những bảng tính theo những công thức ấy cho phép xác định mật độ và thể tích riêng của nước biển ứng với áp suất khí quyển mà trong hải dương học chấp nhận làm áp suất không. Trong tự nhiên, nước biển ở độ sâu nào đó chịu tác động của áp suất thủy tĩnh và bị nén. Vì vậy, khi xác định giá trị thực của mật độ và thể tích riêng của nước biển ở các tầng sâu phải tính đến độ nén của nước biển.

Áp suất $p$ trong nước đại dương cứ xuống sâu thêm 10 m thì tăng lên ${\text{10}}^6$ đin/cm² (gọi là 1 ba). Vậy cứ xuống sâu thêm 1 m áp suất lại tăng thêm 1 đêxiba. Điều này cho phép dễ dàng chuyển từ độ sâu biểu thị bằng mét thành áp suất biểu thị bằng dba.

Tỷ số giữa biến đổi thể tích riêng do tác dụng của áp suất $\mathrm{d\alpha }/\text{dp}$ trên giá trị thể tích riêng $\alpha$ gọi là hệ số nén thực$k$ của nước biển. Ta có:

$k=-\frac{1}{\alpha }\frac{\mathrm{d\alpha }}{\text{dp}}$. (5)

Thay thế cho giá trị thực của hệ số nén khi tính thể tích riêng insitu người ta sử dụng hệ số nén trung bình$\mu$, liên hệ với hệ số nén thực $k$ bằng hệ thức:

$k=\frac{\mu +p\frac{\mathrm{d\mu }}{\text{dp}}}{1-\mu p}$. (6)

Thể tích riêng ứng với áp suất $p$ được xác định qua thể tích riêng tại mặt biển ${\alpha }_0$ (ứng với áp suất không) và hệ số nén trung bình như sau:

$\alpha ={\alpha }_0(1-\mu p)$. (7)

Trong thực hành, khi tính toán thể tích riêng quy ước insitu$V_{\text{pts}}$ thay cho công thức trên người ta dùng công thức của Bierơcơnet:

$V_{\text{pts}}=V_t+{\delta }_p+{\delta }_{\text{tp}}+{\delta }_{\text{sp}}+{\delta }_{\text{stp}}$, (8)

trong đó $V_t-$ thể tích riêng quy ước của nước biển ứng với áp suất không; ${\delta }_p-$ hiệu chỉnh do áp suất đối với nhiệt độ $t=0^{°}$, độ muối $S=\text{35}o$, còn ${\delta }_{\text{tp}},{\delta }_{\text{sp}},{\delta }_{\text{stp}}$ là những hiệu chỉnh cho ${\delta }_p$ do $t$ và $S$ khác với 0^o và 35 %o. Những hiệu chỉnh này đều cho sẵn trong bảng hải dương học (Zubôp, 1957).

Trong thực tế tính toán hải dương học, người ta chú ý đến độ nén của nước biển khi tính dòng chảy mật độ, nghiên cứu sự biến đổi đoạn của nhiệt độ, độ ổn định, vận tốc âm v.v...

Nhiệt dung riêng của nước biển là lượng nhiệt cần để làm nóng 1 g nước biển lên 1 ^oC. Bảng 3 cho thấy sự phụ thuộc của nhiệt dung riêng đẳng áp $C_p$ của nước biển vào nhiệt độ và độ muối của nó dưới áp suất không. Còn nhiệt dung riêng đẳng thể tích $C_v$ của nước biển được tính qua $C_p$ nhờ công thức:

$C_v=C_p-\frac{\mathrm{T\alpha }{e}^2}{\text{kI}}$, (9)

trong đó $T-$ nhiệt độ tuyệt đối; $\alpha -$ thể tích riêng; $e-$ hệ số dãn nở nhiệt; $k-$ hệ số nén thực; $I-$ đương lượng cơ của nhiệt.

Về sự phụ thuộc của nhiệt dung nước biển vào áp suất của nó có thể nhận xét qua những số liệu sau đây: nước biển với độ muối 34,85 %o và nhiệt độ 0 ^oC sẽ có nhiệt dung bằng 0,926 dưới áp suất 1000 đêxiba (độ sâu 1000 m) và 0,872 cal/g.độ dưới áp suất 10000 đêxiba (độ sâu 10000 m).

Trong tính toán nhiều khi người ta cần biết tỷ số

chứ không phải là đại lượng tuyệt đối $C_v$.

Theo Ekman, nước biển với độ muối 34,85 %o dưới áp suất khí quyển, $\gamma$ sẽ tăng từ 1,0004 ở 0 ^oC lên 1,0207 ở 30 ^oC; $\gamma$ cũng tăng khi áp suất tăng, thí dụ, tại 0 ^oC, áp suất 1000 db thì $\gamma =\mathrm{1,}\text{009}$, còn áp suất 10000 db, thì $\gamma =\mathrm{1,}\text{0126}$.

Nhiệt dung đặc biệt lớn của nước (chỉ kém amôniac với nhiệt dung riêng 1,2 cal/g.độ và hyđro lỏng với nhiệt dung riêng 3,4 cal/g.độ) đã làm cho biển và đại dương trở thành ác quy nhiệt khổng lồ, đóng vai trò quan trọng trong các quá trình nhiệt và động lực ở khí quyển, điều hòa khí hậu giữa mùa nóng và mùa lạnh, giữa lục địa và đại dương.

Độ dẫn nhiệt của nước biển. Độ dẫn nhiệt của nước biển là lượng nhiệt truyền trong một đơn vị thời gian qua một đơn vị diện tích đặt vuông góc với hướng của građien nhiệt độ khi građien nhiệt độ bằng 1 đơn vị. Độ dẫn nhiệt được đặc trưng bởi hệ số dẫn nhiệt. Trong nước biển, nếu sự truyền nhiệt là do chuyển động hỗn loạn của các phân tử gây nên, thì hệ số dẫn nhiệt được gọi là hệ số dẫn nhiệt phân tử, nếu sự truyền nhiệt được thực hiện nhờ chuyển động cuộn xoáy của những khối nước lớn, thì hệ số dẫn nhiệt được gọi là hệ số dẫn nhiệt rối.

Hệ số dẫn nhiệt phân tử của nước cất ở nhiệt độ 15^o chỉ bằng $\mathrm{1,}\text{39}\cdot {\text{10}}^{-3}$ cal/cm.độ, còn đối với nước biển nó có giá trị nhỏ hơn một ít và tăng khi nhiệt độ và áp suất tăng. Tính toán cho thấy rằng quá trình dẫn nhiệt phân tử không có vai trò quan trọng trong biển. Trong khi đó hệ số dẫn nhiệt rối trong biển lớn hơn hệ số dẫn nhiệt phân tử hàng ngàn lần. Vì vậy trong khi nghiên cứu các quá trình nhiệt đại dương người ta chỉ quan tâm tới quá trình truyền nhiệt rối.

Lượng nhiệt $Q$ chuyển vận qua một đơn vị diện tích vuông góc với građien nhiệt độ trong trường nhiệt độ của biển sẽ là:

$Q=A\frac{\text{dt}}{\text{dz}}$,

trong đó $\text{dt}/\text{dz}-$ građien nhiệt độ theo phương $z$; $A-$ hệ số dẫn nhiệt rối (nếu là hệ số dẫn nhiệt phân tử thì được ký hiệu là $\chi$). Như vậy thứ nguyên của hệ số $A$ sẽ là cal/cm.độ vì thứ nguyên của $Q$ là cal/cm².

Trong các phương trình truyền nhiệt, người ta sử dụng một đại lượng gọi là hệ số dẫn nhiệt độ $K$ liên hệ với hệ số dẫn nhiệt $A$ bằng hệ thức:

$K=\frac{A}{C_p\rho }$, (10)

trong đó $C_p-$ nhiệt dung riêng đẳng áp của nước biển và $\rho -$ mật độ nước biển. Vì $C_p\rho$ xấp xỉ bằng 1 nên $K$ có trị số như $A$ nhưng thứ nguyên là cm²/s.

Độ dãn nở nhiệt và nhiệt độ mật độ cực đại, nhiệt độ đóng băng của nước biển

Biến đổi nhiệt độ làm cho thể tích nước biến đổi theo. Đại lượng hệ số dãn nở nhiệt (khối) phản ánh mức độ biến đổi của thể tích riêng tùy theo biến đổi của nhiệt độ được xác định bằng hệ thức:

$e=\frac{1}{\alpha }\frac{\mathrm{d\alpha }}{\text{dt}}$, 1/độ (11)

trong đó $\alpha -$ thể tích riêng của nước biển.

Hệ số dãn nở nhiệt của nước biển phụ thuộc vào nhiệt độ và độ muối được thể hiện trên hình 4. Ở đây, những điểm trên đường $e=0$ sẽ biểu thị những cặp giá trị nhiệt độ và độ muối tương ứng làm cho thể tích riêng đạt cực tiểu, tức làm cho mật độ đạt cực đại. Từ đó suy ra $e=0$ chính là đường cong biểu thị sự phụ thuộc của nhiệt độ ứng với mật độ cực đại vao độ muối của nước biển. Ta thấy rằng khi độ muối tăng, thì nhiệt độ mật độ cực đại giảm.

Cũng trên hình 4 đường gạch nối $\theta$ biểu thị sự phụ thuộc của nhiệt độ đóng băng của nước biển vào độ muối của nó. Độ muối 24,7 %o, mà tại đó hai đường cong nói trên cắt nhau có ý nghĩa quan trọng: nếu nước biển có độ muối nhỏ hơn 24,7 thì nhiệt độ mật độ cực đại luôn luôn lớn hơn nhiệt độ đóng băng, chế độ nguội lạnh và đóng băng ở biển đó sẽ giống như ở các hồ nước ngọt, ngược lại, nếu nước biển có độ muối lớn hơn 24,7 thì nhiệt độ mật độ cực đại luôn luôn thấp hơn nhiệt độ đóng băng, khi nước biển đó bị nguội lạnh sự xáo trộn diễn ra cả trong thời gian đóng băng.

Nhiệt ẩn bay hơi. Nhiệt ẩn bay hơi là lượng nhiệt tính bằng calo cần để biến 1 gam nước thành hơi nước ở cùng nhiệt độ. Cũng một lượng nhiệt như vậy sẽ tỏa ra khi làm ngưng tụ 1 gam hơi nước được gọi là nhiệt ẩn ngưng tụ. Đối với nước cất, trong khoảng nhiệt độ từ 0 đến 30^o, nhiệt ẩn bay hơi được xác định bằng công thức:

$L=\text{596}-\mathrm{0,}\text{52}t$, cal/g (12)

trong đó $t-$ nhiệt độ của nước. Công thức này cũng dùng để tính nhiệt bốc hơi của nước biển.

Độ nhớt (ma sát trong). Độ nhớt của chất lỏng là lực cần để dịch chuyển một cột nước có thiết diện đáy và chiều cao đơn vị với vận tốc đơn vị so với lớp nước bên cạnh. Độ nhớt đặc trưng cho sự trao đổi động lượng giữa các lớp nước kế cận nhau. Độ nhớt hay lực ma sát trong $F$ đối với một đơn vị diện tích xác định theo công thức Newton:

$F=\eta \frac{\text{dv}}{\text{dz}}$,

trong đó $\eta -$ hệ số nhớt phân tử; $\text{dv}/\text{dz}-$ građien vận tốc theo phương $z$; hướng của lực vuông góc với hướng của građien vận tốc.

Trong biểu thức trên, hệ số $\eta$ gọi là hệ số nhớt động lực học và có đơn vị đo là poazơ (g/cm.s). Nhiều khi người ta dùng hệ số nhớt động học với đơn vị đo là stôc (cm²/s) liên hệ với hệ số nhớt động lực học bằng hệ thức:

$\nu =\text{αη}$,

trong đó $\alpha -$ thể tích riêng của nước biển. Theo Xtefan và Areniut, thì giá trị độ nhớt phân tử bằng $\text{180}\cdot {\text{10}}^{-4}$ poazơ. Bảng 4 cho thấy sự phụ thuộc của hệ số nhớt phân tử của nước biển (tương đối so với hệ số nhớt phân tử của nước cất ở nhiệt độ 0^o được coi bằng 100) vào nhiệt độ và độ muối của nó.

Độ nhớt phân tử có ý nghĩa quan trọng khi nghiên cứu các quá trình lắng đọng các hạt lơ lửng, các cơ thể sống nhỏ bé. Chẳng hạn, hệ số nhớt động lực học có mặt trong công thức Stôc để tính vận tốc lắng đọng các hạt kích thước nhỏ:

$w=\frac{2}{9}\frac{{\rho }_1-{\rho }_2}{\eta }{\text{gr}}^2$, (13)

trong đó ${\rho }_1,{\rho }_2-$ tỷ trọng các hạt và chất lỏng; $\eta -$ độ nhớt; $g-$ gia tốc trọng trường; $r-$ đường kính của hạt.

Khi nghiên cứu những quá trình động lực ở biển, người ta thường bỏ qua độu nhớt phân tử vì giá trị của nó, cũng giống như độ dẫn nhiệt phân tử, nhỏ hơn độ nhớt rối hàng ngàn lần. Ý nghĩa vật lý và đơn vị đo của độ nhớt rối cũng tương tự như của độ nhớt phân tử. Về các phương pháp xác định hệ số nhớt rối sẽ được xem xét ở một trong những chương sau.

Sự khuếch tán trong nước biển. Trong nước biển không đồng nhất không gian, những chất hòa tan như muối, các chất khí, chất phóng xạ có xu hướng di chuyển từ nơi nồng độ cao tới nơi nồng độ thấp hơn. Lượng các hạt vật chất đi qua diện tích 1 cm² theo phương vuông góc với građien nồng độ dung dịch $\text{dS}/\text{dz}$ trong một đơn vị thời gian sẽ bằng

$M=D\frac{\text{dS}}{\text{dz}}$,

trong đó $D-$ hệ số tỷ lệ, gọi là hệ số khuếch tán có thứ nguyên là cm²/s nếu $S-$ nồng độ chất tan được biểu diễn bằng g/cm³. Hệ số khuếch tán $D$, nếu trong quá trình khuếch tán không có mặt những xáo trộn cơ học, mà chỉ có những chuyển động cấp phân tử, sẽ gọi là hệ số khuếch tán phân tử. Trong trường hợp gây nên di chuyển các hạt chất tan là do những chuyển động cuộn xoáy của những khối nước lớn, thì hệ số khuếch tán tương ứng sẽ được gọi là hệ số khuếch tán rối và có giá trị lớn hơn gấp hàng ngàn lần. Quá trình khuếch tán rối là quá trình chủ yếu quyết định sự di chuyển của muối và các chất khí, các chất ô nhiễm trong đại dương. Vấn đề này sẽ được xét trong một chương sau.

3.4. Những đặc trưng âm học của nước biển và sự truyền âm trong nước biển

3.4.1. Vận tốc truyền âm trong nước biển

Vận tốc truyền chuyển động dao động âm từ hạt nước này tới hạt nước khác gọi là vận tốc truyền âm. Công thức lý thuyết của vận tốc âm của chất lỏng và chất khí là

$C=\sqrt{\frac{\text{αγ}}{k}}$, (14)

trong đó $\alpha -$ thể tích riêng sau khi đã hiệu chỉnh độ nén; $\gamma -$ tỷ số giữa nhiệt dung đẳng áp và nhiệt dung đẳng tích của nước biển; $k-$ hệ số nén thực của nước biển.

Trên cơ sở công thức lý thuyết này, người ta đã lập ra các biểu bảng cho phép xác định vận tốc âm theo nhiệt độ và độ muối cũng như các giá trị hiệu chỉnh áp suất. Trong thực hành, người ta còn dùng các công thức thực nghiệm cho độ chính xác cao hơn, phổ biến nhất trong số đó là các công thức của Del Gross và D. Winson.

Công thức Del Gross có dạng:

Để tính ảnh hưởng của áp suất lên vận tốc âm, cần phải thêm hiệu chỉnh ${\mathrm{\Delta C}}_P$ theo công thức:

${\mathrm{\Delta C}}_P=\mathrm{0,}\text{0175}P$,

trong đó áp suất $P$ tính bằng đêxiba, gần bằng độ sâu biểu diễn bằng mét. Sai số tốc độ âm tính theo công thức Del Gross không vượt quá 0,5 m/s đối với nước có độ muối lớn hơn 15 %o và 0,8 m/s đối với nước có độ muối nhỏ hơn 15 %o.

Công thức Winson có độ chính xác cao hơn công thức Del Gross có dạng như sau:

$C=\text{1449},\text{14}+C_t+C_s+C_p+C_{\text{pts}}$,

trong đó $C_t-$ hiệu chỉnh do chênh lệch nhiệt độ so với 0 ^oC; $C_s-$ do độ muối so với 35 %o; $C_p-$ áp suất so với áp suất khí quyển và $C_{\text{pts}}-$ hiệu chỉnh tổng cộng. Tất cả những hiệu chỉnh này được xác định theo nhiệt độ, độ muối và áp suất của nước biẻn theo phương pháp tương tự như xác định các hiệu chỉnh của công thức (8).

3.4.2. Sự hấp thụ và tán xạ âm trong biển

Trong nước biển năng lượng âm truyền đi luôn luôn kèm theo sự tắt dần do hiện tượng hấp thụ và tán xạ năng lượng. Sự hấp thụ âm trong nước là do độ nhớt và độ dẫn nhiệt. Ngoài ra một phần năng lượng âm còn bị mất đi để làm biến đổi nội năng các phân tử nước trong quá trình co dãn trong sóng âm. Cường độ hấp thụ âm của nước biển được đặc trưng bởi hệ số hấp thụ âm của nước biển.

Trong biển luôn luôn chứa những tạp chất như các bọt khí, các hạt lơ lửng gây nên sự tán xạ năng lượng âm theo các phương khác nhau làm cho năng lượng âm truyền trên một phương nào đó bị giảm.

Tổng các tác động của sự hấp thụ và sự tán xạ làm cho năng lượng âm giảm dần trên quãng đường truyền âm.

Sự tắt dần âm trên khoảng cách truyền $x$ được biểu diễn bằng công thức:

$I=I_0{e}^{-\gamma x}$, (15)

trong đó $I_0-$ cường độ âm tại nguồn; $I-$ cường độ âm ở khoảng cách $x$ cách nguồn; $\gamma -$ hệ số tắt dần.

Thực nghiệm cho thấy hệ số tắt dần trong khoảng tần số 7,5-60 kHz liên quan với tần số dao động $f$ bằng biểu thức:

$\gamma =\mathrm{0,}\text{036}{f}^{3/2}$ dB/km. (16)

Trong công thức này $f$ tính bằng kHz.

3.4.3. Sự khúc xạ âm trong nước biển

Trong biển do nhiệt độ, độ muối và áp suất khác nhau ở các tầng sâu khác nhau nên tốc độ âm trong những lớp đó cũng khác nhau. Tia âm khi truyền trong các lớp nước đó sẽ bị uốn cong do chệch hướng khi đi từ lớp này vào lớp khác, người ta nói rằng tia âm bị khúc xạ.

Nếu chúng ta chia bề dày của nước thành những lớp mà trong đó građien vận tốc âm không đổi, thì quĩ đạo tia âm trong mỗi lớp là vòng tròn bán kính $R$ bằng:

$R=\frac{C_0}{{\sigma }_c\text{cos}\alpha }$ (18)

với tọa độ tâm:

$x=\frac{-C_0\text{tg}\alpha }{{\sigma }_c}$ , $y=\frac{C_0}{{\sigma }_c}$, (18)

trong đó $C_0-$ vận tốc âm tại nguồn phát; ${\sigma }_c-$ građien vận tốc âm theo phương thẳng đứng; $\alpha -$ góc đi ra của tia từ nguồn phát hợp với phương ngang.

Nếu tia âm gặp một lớp với vận tốc âm biến đổi mạnh thì nó sẽ bị khúc xạ (hình 5). Góc khúc xạ $\beta$ có thể lớn hơn hoặc nhỏ hơn góc tới $i$ tùy thuộc vào tương quan của các vận tốc âm trong các lớp, còn góc phản xạ $i^{\text{'}}$ bằng góc tới.

Định luật khúc xạ các tia âm được xác định bằng công thức:

$\frac{C}{\text{sin}i}=\frac{C_1}{\text{sin}{i}_1}=\frac{C_2}{\text{sin}{i}_2}=\text{.}\text{.}\text{.}=\frac{C_n}{\text{sin}{i}_n}=\text{const}$, (19)

trong đó $C,C_1,C_2,\text{.}\text{.}\text{.},C_n-$ vận tốc âm trong các lớp tương ứng; $i_1,i_2,\text{.}\text{.}\text{.},i_n-$ góc tới của các tia âm trên biên phân cách giữa hai lớp nước kề nhau.

Tỷ số sin góc tới và góc khúc xạ được gọi là chỉ số khúc xạ các tia âm $n$. Tỷ số này bằng tỷ số vận tốc âm trong các lớp tương ứng. Vì vậy:

$n=\frac{C}{C_1}=\frac{\text{sin}i}{\text{sin}\beta }$. (20)

Trên cơ sở phân bố vận tốc âm theo phương thẳng đứng ở biển có thể phân chia bốn loại khúc xạ âm như sau:

- khúc xạ loại 1 – khúc xạ cộng, quan trắc thấy khi vận tốc âm tăng theo độ sâu;

- khúc xạ loại 2 – khúc xạ trừ, quan trắc thấy khi vận tốc âm giảm theo độ sâu;

- khúc xạ loại 3 – chuyển từ khúc xạ cộng ở lớp mặt, nơi vận tốc âm tăng theo độ sâu, sang khúc xạ trừ ở lớp dưới, nơi vận tốc âm giảm theo độ sâu;

- khúc xạ loại 4 – kênh âm ngầm, tồn tại khi vận tốc âm giảm theo độ sâu ở lớp trên và tăng theo độ sâu ở lớp dưới.

Khúc xạ cộng (loại 1) được thể hiện trên hình 6. Các tia âm bị uốn cong quay bề lõm lên phía trên. Trong số những tia âm, có những tia khi phát ra khỏi nguồn dưới những góc nhất định, lệch về phía mặt biển, không đạt tới đáy (phản xạ nội toàn phần). Khi đạt tới mặt biển, các tia này bị phản xạ từ mặt và một lần nữa bị phản xạ nội toàn phần lại quay về mặt biển. Những tia này được gọi là những tia nhóm 2. Chúng có đóng góp đáng kể trong việc mang năng lượng âm từ máy phát tới điểm thu trong nước biển.

Nếu từ máy phát có những tia đi vào nước biển với góc $\alpha$ lớn, đường gạch nối trên hình vẽ, thì chúng có thể đạt tới đáy biển, bị phản xạ trở lại vào trong nước biển rồi đạt tới mặt biển, bị phản xạ ở đó rồi lại tiếp tục đi trong nước biển. Chúng đóng góp không nhiều vào việc tăng cường độ âm ở điểm thyu âm, vì khi phản xạ ở đáy biển chúng mất hầu hết năng lượng chứ không gần như giữ nguyên năng lượng như phản xạ ở mặt biển.

Khúc xạ trừ (loại 2) được thể hiện trên hình 7. Các tia âm bị uốn cong quay bề lõm xuống dưới. Ứng với một số góc nào đó của các tia khi ra khỏi nguồn, các tia này bị phản xạ nội toàn phần, nên không đạt tới mặt biển, mà lệch xuống đáy và sau đó phản xạ từ đáy để lại đi vào nước biển nhưng với năng lượng nhỏ đi rất nhiều. Những tia như vậy được gọi là những tia nhóm 3. Vùng không gian phía sau tới hạn, tia phản xạ nội toàn phần ở mặt biển, được gọi là vùng tối âm (vùng gạch sọc) vì trước khi phản xạ từ đáy tất cả các tia bị khúc xạ đều đi về phía vùng bên trái nó. Trong vùng tối âm, sự truyền âm chỉ xảy ra yếu ớt do những tia nhóm 3 phản xạ từ đáy hoặc những tia nhóm 1 (đường nét đứt).

Khúc xạ loại 3. Trong loại khúc xạ này, đường đi của các tia âm phụ thuộc vào độ sâu đặt nguồn. Khi nguồn âm ở trong lớp với građien dương của vận tốc âm (hình 8a), thì sự truyền âm trong lớp này sẽ xảy ra do phản xạ nhiều lần các tia từ mặt biển (các tia nhóm 3) tạo nên “kênh âm gần mặt” với biên dưới là biên dưới của lớp tăng tốc độ âm.

Ở biên dưới của lớp tăng tốc độ âm xảy ra hiện tượng “tách” tia âm phản xạ nội toàn phần, bởi vì tia này khi đi tới độ sâu phản xạ nội toàn phần thì bị tách làm đôi. Nửa phí trên bị uốn cong lên phía mặt biển, còn nửa phía dưới – xuống đáy, tạo thành vùng tối (vùng gạch sọc) tương tự như vùng tối trong khúc xạ trừ. Trong vùng này chỉ có thể có các tia nhóm 1 và nhóm 3 đi qua. Nhưng do ảnh hưởng của nhiễu xạ từ vùng kênh âm gần mặt, nên sự suy giảm cường độ âm chậm hơn so với vùng tối của khúc xạ trừ. Vì vậy vùng tối trên hình 8a được gọi là vùng bán dạ.

Nếu giảm độ dày lớp građien dương, hay cũng như giảm sự thay đổi vận tốc âm trong lớp gần mặt, thì hiệu ứng kênh âm gần mặt sẽ biến mất. Khi vận tốc âm trong lớp mặt không đổi (hình 8b), sự truyền âm trên khoảng cách xa nguồn sẽ chỉ do các tia phản xạ từ mặt và đáy (các tia nhóm 1). Ở vùng gần nguồn phát, sự truyền âm sẽ xảy ra trong lớp mặt giống như trong môi trường đồng nhất, đồng thời xảy ra hiện tượng khúc xạ trừ của các tia khi chuyển sang các lớp dưới. Phạm vi hoạt động của các máy thủy âm trong trường hợp đó bị hạn chế so với trường hợp lớp gần mặt có građien vận tốc âm dương.

Khi nguồn phát nằm trong lớp građien âm âm (hình 8c), biên vùng tối được tạo nên bởi tia bị tách trên biên dưới của lớp građien dương. Trong vùng tối sự truyền âm sẽ xảy ra chỉ do các tia nhóm 1 bị phản xạ nhiều lần (các tia nét đứt), sự suy yếu cường độ âm xảy ra mạnh như trong khúc xạ trừ.

Kênh âm ngầm. Khi trong phân bố vận tốc âm theo độ sâu có cực tiểu ở độ sâu nào đó và nguồn phát đặt gần độ sâu đó, thì những tia âm đi từ nguồn về phía mặt biển sẽ có dạng paraboon với bề lồi hướng lên trên (khúc xạ trừ). Khi bị phản xạ nội toàn phần, tia sẽ đi xuống, đạt tới tầng sâu cực tiểu vận tốc âm và bắt đầu từ đó trở xuống tia âm đi theo chế độ khúc xạ cộng với bề lồi hướng xuống dưới và lại bị phản xạ nội toàn phần để quay lên phía trên. Tiếp sau, bức tranh sẽ lặp lại. Tương tự như vậy ta có quĩ đạo các tia đi ra từ nguồn về phía đáy (hình 9). Như vậy sẽ có một vùng truyền âm với nhiều tia phản xạ nội nhiều lần, không đạt tới mặt và đáy biển (tia nhóm 4). Vùng đó được gọi là kênh âm ngầm.

Người ta phân biệt kênh âm ngầm loại I, nếu vận tốc âm trên mặt biển nhỏ hơn ở đáy (hình 9a) và kênh âm ngầm loại II, nếu vận tốc âm trên mặt biển lớn hơn ở đáy. Trên các hình vẽ ta thấy biên giới kênh loại I là mặt biển và tầng sâu nằm phía dưới của trục kênh (độ sâu cực tiểu vận tốc âm), nơi có vận tốc âm bằng vận tốc âm ở mặt biển. Đối với kênh âm ngầm loại II, thì biên giới sẽ là đáy biển và tầng nằm phía trên trục kênh, nơi có vận tốc âm bằng vận tốc âm ở đáy biển.

Kênh âm ngầm có liên quan với hiện tượng tạo đới hội tụ. Hiện tượng này xuất hiện trong trường hợp kênh âm ngầm loại I khi nguồn phát nằm cao hơn trục kênh. Đới hội tụ là nơi mà các tia âm đạt tới mặt biển sau khi bị khúc xạ trong kênh âm ngầm. Trên hình 9a thấy rằng độ rộng của đới hội tụ bị giới hạn bởi các tia phản xạ nội toàn phần ở biên dưới của kênh âm ngầm (tia 2) và ở đáy (tia 3). Tia 1 giới hạn phạm vi truyền âm khi không có đới hội tụ. Giữa tia 1 và tia 2 là một vùng tối âm.

Trong đại dương, kênh âm ngầm có thể thuộc một trong hai loại: kênh âm ngầm mặt và kênh âm ngầm sâu. Kênh âm ngầm mặt xuất hiện trong lớp nước trên vào mùa xuân hè, khi mặt biển bị đốt nóng, còn các lớp dưới vẫn duy trì phân bố nhiệt mùa đông. Trong trường hợp đó nhiệt độ nước giảm dần từ mặt đến một độ sâu nhất định rồi sau tăng lên kéo theo sự biến đổi của vận tốc âm làm xuất hiện kênh âm ngầm mặt. Thông thường trong các đại dương, vận tốc âm lúc đầu giảm theo độ giảm nhiệt độ nước và đạt cực tiểu ở độ sâu građien nhiệt độ thẳng đứng gần bằng không ở độ sâu 1000 m. Sâu hơn nữa nhiệt độ cũng như độ muối không biến đổi đáng kể cho tới đáy, nhưng áp suất thủy tĩnh tăng đã gây nên sự tăng vận tốc âm theo độ sâu cho tới đáy. Trường hợp này cực tiểu tốc độ âm ở độ sâu khoảng 1000 m chính là trục của kênh âm ngầm sâu.

3.5. Những đặc trưng quang học của nước biển và sự truyền bức xạ ánh sáng trong biển

3.5.1. Sự tán xạ và khúc xạ ánh sáng bởi mặt biển

Mặt biển được chiếu sáng bởi ánh sáng Mặt Trời trực tiếp (gồm phần phổ nhìn thấy 0,380-0,770 $\mu$, phần phổ cực tím 0,0-10-0,38 $\mu$ và hồng ngoại 0,770-3,000 $\mu$ cũng như phần phổ hồng ngoại với bước sóng lớn hơn nữa) và ánh sáng tán xạ của khí quyển và mây. Thông lượng ánh sáng tới một đơn vị diện tích mặt biển (gọi là độ rọi của mặt biển) phụ thuộc vào độ cao của Mặt Trời. Nếu lấy độ rọi ứng với vị trí Mặt Trời ở thiên đỉnh điểm quan trắc (140 000 lux) làm một đơn vị, thì độ rọi tương đối ứng với các độ cao khác nhau của Mặt Trời có thể được biểu diễn bằng đường cong $M$ (hình 10). Đường cong $N$ (hình 10) là độ rọi của ánh sáng tán xạ từ khí quyển không mây. Độ rọi của mặt biển bởi ánh sáng tán xạ trong các dạng mây khác nhau cũng phụ thuộc vào độ cao Mặt Trời và đường cong độ rọi phụ thuộc vào độ cao Mặt Trời trong các dạng mây khác nhau cũng khác nhau.

Khi đạt tới mặt biển, dòng ánh sáng một phần bị phản xạ, phần khác bị khúc xạ và đi vào lòng biển. Tỷ số giữa thông lượng ánh sáng khúc xạ và phản xạ phụ thuộc vào độ cao Mặt Trời. Trong quang học biển người ta quan tâm tới tỷ số giữa thông lượng ánh sáng phản xạ từ mặt biển và ánh sáng tới, tỷ số này gọi là anbeđô mặt biển. Với bức xạ trực tiếp, anbeđô phụ thyuộc mạnh vào độ cao Mặt Trời, với độ cao Mặt Trời 90^o, anbeđô mặt biển bằng 2 %, còn với độ cao Mặt Trời 0^o anbeđô bằng 100 %. Với tán xạ, anbeđô mặt biển gần như không phụ thuộc độ cao Mặt Trời và theo số liệu quan trắc bằng khoảng 5-6 %.

Trong thực hành tính bức xạ ở biển, người ta sử dụng những mối phụ thuộc thực nghiệm của anbeđô vào trạng thái nổi sóng của mặt biển.

Do quá trình khúc xạ ánh sáng tại mặt phân cách nước – không khí, tia ánh sáng khúc xạ đi vào trong nước theo một góc $\beta$ so với phương thẳng đứng khác với góc tới ( ${\text{90}}^{°}-h$), $h-$ độ cao Mặt Trời, và để đạt tới độ sâu $z$ nào đó phải đi qua một quãng đường lớn hơn độ sâu đó (hình 11), được xác định bằng công thức:

$\Delta =\frac{z}{\text{cos}\beta }=\frac{\text{zn}}{\sqrt{n^2-{\text{cos}}^{2}h}}$, (21)

trong đó $n-$ hệ số khúc xạ của mặt nước – không khí, phụ thuộc vào độ muối của nước biển một cách mạnh mẽ (xem bảng 5). Chính sự phụ thuộc của hệ số khúc xạ vào độ muối của nước biển đã được sử dụng trong các phương pháp quang học để xác định độ muối của nó.

Hình 11. Sự khúc xạ tia sáng ở mặt biển

3.5.2. Sự hấp thụ ánh sáng bởi nước biển

Khi đi trong nước biển, ánh sáng sẽ suy yếu dần vì bị hấp thụ bởi các hạt nước (chuyển hóa năng lượng ánh sáng thành các dạng năng lượng khác) và tán xạ.

Sự hấp thụ ánh sáng trong nước biển có tính chọn lọc: các tia phổ đỏ bị hấp thụ mạnh nhất, các tia sóng ngắn (xanh và lục) hầu như không bị hấp thụ.

Thông lượng ánh sáng ở độ sâu $z$ bất kỳ trong quá trình hấp thụ được tính theo thông lượng ánh sáng trên mặt biển $I_0$ bằng công thức:

$I=I_0{e}^{-m(\lambda )z}$, (22)

trong đó $m(\lambda )-$ chỉ số hấp thụ phụ thuốc bước sóng ánh sáng và môi trường nước biển. Trong công thức này, nếu ánh sáng đi vào nước biển không vuông góc với mặt biển thì độ sâu $z$ phải được thay bằng quãng đường đi của ánh sáng theo công thức (21).

Bảng 6. Giá trị hệ số hấp thụ ánh sáng của nước cất

Bước sóng, $\mu$	0,658	0,622	0,617	0,612	0,602	0,579	0,558	0,522	0,491
$m(\lambda )$	0,320	0,239	0,244	0,233	0,173	0,049	0,038	0,002	0,002

Hệ số hấp thụ của nước cất được cho trong bảng 6, còn hệ số hấp thụ của nước biển rất khó xác định vì trong môi trường không đồng nhất như nước biển, độ suy yếu ánh sáng chịu cả ảnh hưởng của hiện tượng tán xạ.

Từ bảng 6 thấy rằng nước cất hoàn toàn “trong suốt” đối với những tia với bước sóng nhỏ hơn $\mathrm{0,}\text{54}\mu$.

3.5.3. Sự tán xạ ánh sáng bởi nước biển

Nước biển là môi trường bất đồng nhất, những bất đồng nhất đó là các tạp chất lơ lửng với chỉ số khúc xạ khác chỉ số khúc xạ của nước và những nhóm phân tử tụ tập như đã nói ở mục 3.1 của chương này. Những bất đồng nhất đóng vai trò như là các tâm phát xạ sóng về mọi phía trong không gian xung quanh làm suy yếu năng lượng của chùm tia sáng theo hướng truyền ánh sáng.

Tính chất tán xạ phụ thuộc kích thước các hạt tán xạ. Vì vậy phải phân biệt sự tán xạ bởi các hạt có kích thước nhỏ hơn bước sóng ánh sáng tới – tán xạ phân tử và sự tán xạ bởi các hạt lớn với kích thước cùng cỡ bước sóng ánh sáng tới.

Trong tán xạ phân tử của nước tinh khiết, chỉ số tán xạ $k(\lambda )$ tỷ lệ nghịch với bước sóng ánh sáng tới:

$k(\lambda )=\frac{a}{{\lambda }^4}$,

trong đó $a-$ mô đun tán xạ, bằng $\mathrm{1,}\text{56}\cdot {\text{10}}^{-4}$ đối với nước cất, và thông lượng $I$ đạt tới độ sâu $z$ liên quan với thông lượng $I_0$ trên mặt biển bằng công thức:

$I=I_0{e}^{-k(\lambda )z}$. (23)

Trong tán xạ bởi các hạt lớn, chỉ số tán xạ $k(\lambda )$ phụ thuộc vào bước sóng theo công thức:

$k(\lambda )=\frac{a}{{\lambda }^n}$,

với mô đun tán xạ $a$ lớn hơn nhiều lần so với mô đun tán xạ phân tử và số mũ $n$ nhỏ hơn 4 và phụ thuộc vào kích thước hạt tán xạ (xem bảng 7).

Bảng 7. Sự phụ thuộc của số mũ $n$ vào kích thước hạt

Đường kính hạt, $\mu$		0,1	0,15	0,23	0,3	0,35
Số mũ $n$	4	3,5	3	2,5	2	1,5

Độ suy yếu của ánh sáng cũng tính theo công thức (23) nhưng cần chú ý lấy hệ số tán xạ căn cứ vào kích thước các hạt tán xạ.

3.5.4. Sự suy yếu ánh sáng ở biển do kết quả của hấp thụ và tán xạ

Trong tự nhiên, sự suy yếu ánh sáng khi đi từ mặt tới độ sâu $z$ diễn ra do hiệu ứng tổng cộng của sự hấp thụ và sự tán xạ và được biểu diễn bằng công thức:

$I=I_0{e}^{-(m+k)z}$. (24)

Tổng chỉ số hấp thụ và chỉ số tán xạ $(m+k)$ được ký hiệu là $C$ và gọi là chỉ số suy yếu ánh sáng.

Từ công thức (24) có thể định nghĩa chỉ số suy yếu là đại lượng nghịch đảo của khoảng cách mà trên đó thông lượng bức xạ của một sóng ánh sang với bước sóng nào đó bị suy yếu đi $e$ lần.

Khoảng cách $Z=1/C$, trên đó ánh sáng suy yếu đi $e$ lần, được gọi là độ dài suy yếu tự nhiên của ánh sáng.

Phân tích sự suy yếu ánh sáng trong các loại nước biển khác nhau cho thấy rằng đối với nước đại dương tinh khiết, sự suy yếu ánh sáng là nhỏ nhất và chủ yếu do sự hấp thụ quyết định, đối với vùng nước ven bờ với độ đục lớn hơn, sự suy yếu ánh sáng cũng mạnh hơn và do cả hai quá trình hấp thụ và tán xạ quy định. Cực tiểu độ suy yếu cũng chuyển từ vùng sóng ngắn (màu lam) ở nước đại dương tinh khiết sang vùng sóng dài hơn. Như vậy sự suy yếu ánh sáng trong nước biển có tính chất chọn lọc.

3.5.5. Độ trong suốt của nước biển

Tỷ số giữa thông lượng bức xạ đi qua đoạn đường bằng đơn vị không đổi hướng trong nước biển và thông lượng bức xạ đi vào nước dưới dạng chùm song song gọi là độ trong suốt của nước biển.

Từ công thức (24) ta có

$\frac{I}{I_0}=e^{-(m+k)z}=e^{-Cz}$,

do đó độ trong suốt của nước biển liên quan với chỉ số suy yếu bởi hệ thức:

$\theta =e^{-C}$. (25)

Trong hải dương học người ta dùng một đặc trưng khác, gọi là độ trong suốt tương đối – độ sâu nơi chiếc đĩa trắng tiêu chuẩn không còn nhìn thấy nữa từ trên tàu. Độ trong suốt tương đối trong hải dương học có thể liên hệ với độ trong suốt vật lý, vì cả hai khái niệm này đều phụ thuộc vào chỉ số suy yếu.

Bản chất của việc chiếc đĩa trắng biến mất ở một độ sâu $H$ là ở chỗ khi dòng ánh sáng đi sâu vào trong nước, nó sẽ bị suy yếu do tán xạ và hấp thụ. Suleikin đã chỉ rõ rằng càng xuống sâu dòng ánh sáng tán xạ về mọi phía càng tăng. Ở độ sâu $H$ dòng tán xạ về các phía bằng năng lượng ánh sáng tới. Nếu thả chiếc đĩa trắng xuống quá độ sâu này, thì dòng tán xạ về các phía sẽ lớn hơn dòng chính đi từ trên xuống và che khuất chiếc đĩa trắng.

Theo tính toán của Suleikin, thì độ sâu mà năng lượng dòng chính và dòng tán xạ về các phía bằng nhau (độ sâu biến mất của chiếc đĩa trắng), đối với tất cả các biển đều bằng hai độ dài suy yếu tự nhiên của ánh sáng. Vậy

$H=\frac{2}{C}$. (26)

So sánh (25) và (26), chúng ta thấy rằng độ trong suốt vật lý của nước biển $\theta$ và độ trong suốt tương đối quy ước trong hải dương học $H$ có liên hệ với nhau.

Tuy nhiên, nếu xét tới đặc điểm suy yếu có chọn lọc của ánh sáng trong nước, thì độ trong suốt tương đối chỉ là khái niệm quy ước. Nó đặc trưng cho độ suy yếu chung của ánh sáng đa sắc. Ngoài ra khi quan trắc, giá trị độ trong suốt tương đối còn tùy thuộc vào độ cao quan trắc, trạng thái mặt biển, điều kiện chiếu sáng v.v...

3.5.6. Màu biển

Tính chọn lọc trong sự suy yếu ánh sáng trong biển như đã thấy trong các mục trên đây quyết định nhiều đặc điểm quang học của biển trong đó có màu biển.

Khi nói về màu biển, cần phân biệt hai khái niệm: màu biển và màu nước biển. Màu biển là màu nhìn thấy của mặt biển khi người quan sát đứng trên bờ, trên boong tàu. Màu của bản thân nước biển là kết quả của sự hấp thụ và tán xạ có chọn lọc, tức phụ thuộc vào tính chất quang học của nước và độ dày lớp nước, không phụ thuộc vào các yếu tố bên ngoài. Khi nói màu nước biển phải quy ước là chúng ta nói đến màu ở độ sâu nào. Chẳng hạn, đối với nước đại dương tinh khiết ở độ sâu 25 m, ánh sáng Mặt Trời truyền xuống tới đó cũng đã bị mất hẳn phần phổ màu đỏ, ở sâu hơn – mất luôn cả phần phổ màu vàng, nước có màu xanh lục, đến độ sâu 100 m chỉ còn lại phần phổ màu chàm, nước có màu chàm.

Khi người quan sát đứng trên boong tàu thì dòng ánh sáng từ mặt biển đi đến mắt người đó gồm hai thông lượng chính: thông lượng ánh sáng Mặt Trời và bầu trời bị phản xạ ngược lại từ mặt biển và thông lượng ánh sáng tán xạ từ lòng biển. Tỷ lệ giữa các độ lớn và thành phần phổ của hai thông lượng ánh sáng đó sẽ quyết định màu biển mà người quan sát nhìn thấy. Suleikin đã phân tích lý thuyết sự hình thành các thông lượng ánh sáng nói trên phụ thuộc vào tính chất hấp thụ và tán xạ của nước biển để giải thích màu biển mà người ta quan sát được.

Thông lượng ánh sáng tán xạ từ lỏng biển đi tới mặt biển xuất hiện do sự tán xạ về phía trên của các lớp nước quyết định. Chúng ta thấy rằng dòng ánh sáng Mặt Trời sau khi bị hấp thụ và tán xạ sẽ đi tới một lớp sâu nào đó và ở đấy ánh sáng bị tán xạ về phía trên, nhưng dòng tán xạ về phía trên để đi tới mặt lại phải trải qua sự hấp thụ và tán xạ của các lớp nước bên trên. Tổng cộng các dòng tán xạ lên trên từ tất cả các lớp nước đi được tới mặt làm thành thông lượng tán xạ cấp một bằng (trong trường hợp chỉ có tán xạ phân tử):

$I_1=\frac{I_{0^{\frac{a}{{\lambda }^4}}}}{\mathrm{2m}(\lambda )+\frac{a}{{\lambda }^4}}$.

Dòng ánh sáng bị các lớp tán xạ về phía dưới, về phần mình, khi đi tiếp xuống dưới lại bị các lớp đó tán xạ lên phía trên (tán xạ thứ cấp), dòng tán xạ thứ cấp này lại trải qua sự hấp thụ và tán xạ trước khi lên tới mặt để đóng góp thêm vào dòng $I_1$. Về tổng quát, dòng tán xạ thứ cấp bậc $n$ bằng:

$I_n=I_0[\frac{1}{2}\frac{\frac{a}{{\lambda }^4}}{m(\lambda )+\frac{a}{{\lambda }^4}}{]}^n$.

Tổng của các dòng tán xạ sơ cấp và thứ cấp từ mọi lớp của lòng biển sẽ là thông lượng tán xạ lên trên đi tới mặt biển:

$\begin{array}{}I=I_1+I_2+I_3+\text{.}\text{.}\text{.}=\\ I_0\sum _{n=1}^{\infty }[\frac{1}{2}\frac{\frac{a}{{\lambda }^4}}{m(\lambda )+\frac{a}{{\lambda }^4}}{]}^n=\\ I_0\frac{\frac{1}{2}\frac{a}{{\lambda }^4}}{m(\lambda )+\frac{1}{2}\frac{a}{{\lambda }^4}}\text{.}\end{array}$ (27)

Trong trường hợp người quan sát nhìn thẳng từ trên xuống mặt biển thì thông lượng phản xạ từ mặt biển có thể coi xấp xỉ bằng không và dòng ánh sáng (công thức (27)) – ánh sáng tán xạ (nội) từ lòng biển đi lên tới mắt người quan sát sẽ quyết định màu biển. Căn cứ vào công thức (27) có thể tính được năng lượng của các sóng ánh sáng ứng với các bước sóng của phổ, bước sóng nào ứng với năng lượng cực đại sẽ quyết định màu của biển. Đối với nước đại dương tinh khiết, cực đại năng lượng nằm ở khoảng bước sóng $o,\text{47}\mu$, tức vùng phổ màu chàm.

Tuy nhiên, màu biển còn phụ thuộc vào điều kiện chiếu sáng biển bởi ánh sáng Mặt Trời trực tiếp và ánh sáng tán xạ từ bầu trời, vào góc nhìn, sóng biển, sự tồn tại của các tạp chất lơ lửng và nhiều nguyên nhân khác.

Nếu ánh sáng phản xạ từ mặt biển đạt tới mắt người quan sát, thì màu biển sẽ là sự pha trộn dưới một tỷ lệ nào đó của màu trắng của ánh sáng phản xạ và màu của dòng tán xạ nội từ lòng biển. Thành thử, khi người quan sát nhìn vuông góc xuống mặt biển, màu biển sẽ là màu chàm tinh khiết, còn khi nhìn nghiêng về phía xa, dòng phản xạ tăng lên làm cho màu biển kém thuần khiết (hơi chuyển sang màu trắng) và ở xa phía chân trời, biển có màu của bầu trời.

Sóng gây nên độ nghiêng mặt biển, tạo điều kiện cho mắt người tiếp thu ánh sáng nội, làm tăng độ thuần khiết màu biển.

Nếu trong nước có mặt các hạt lớn, thì chúng làm thay đổi thành phần phổ của ánh sáng tán xạ nội thông qua sự hấp thụ và tán xạ bởi các hạt lớn. Đồng thời chúng còn làm nảy sinh dòng phụ với thành phần phổ do màu của chính những hạt đó quyết định thông qua sự hấp thụ và phản xạ có chọn lọc bởi các hạt đó. Nếu ký hiệu $\varphi (\lambda )$ là độ phản xạ ánh sáng có chọn lọc bởi một hạt lớn, đặc trưng cho màu của hạt đó, và $\beta$ là xác suất mà tia sáng gặp hạt, thì công thức để tính thành phần phổ của ánh sáng nội đi lên mặt có dạng:

$I=I_0\frac{(1-\beta )\frac{1}{2}\frac{a}{{\lambda }^4}+\frac{1}{2}\beta \varphi (\lambda )}{(1-\beta )\left[m(\lambda )+\frac{1}{2}\frac{a}{{\lambda }^4}\right]+\beta \left[1-\frac{1}{2}\varphi (\lambda )\right]}$. (28)

Như vậy là màu biển trong trường hợp này còn phụ thuộc vào nồng độ và kích thước của các hạt lớn có mặt trong biển (số hạt càng nhiều và hạt càng lớn thì $\beta$ càng lớn) và màu của hạt. Do đó, nồng độ của hạt màu trong nước biển càng lớn thì màu biển càng kém thuần khiết hơn so với trường hợp nước đại dương tinh khiết. Thậm chí, trong những vùng nước ven bờ, màu của biển do màu của các hạt lớn trong nước biển quy định.

Những dải màu hồng, đỏ gạch, vàng hoặc lục nhạt với kích thước lớn trên biển mà người quan sát trên tàu thấy được chính là màu của các cơ thể sinh vật phát triển ồ ạt ở những vùng nước biển đó.

Các câu hỏi để tự kiểm tra

1) Những nguyên tố cơ bản trong nước biển là những nguyên tố nào?

2) Quy luật bảo tồn thành phần muối nước biển và độ muối của nước biển.

3) Những đặc trưng vật lý của nước biển.

4) Vận tốc âm trong nước biển phụ thuộc vào $t,S,P$ như thế nào?

5) Tại sao âm tắt dần khi truyền trong nước biển?

6) Các loại khúc xạ âm trong nước biển.

7) Anbeđô mặt biển là gì?

8) Sự suy yếu ánh sáng khi truyền trong nước biển.

9) Độ trong suốt và độ trong suốt tương đối của nước biển.

10) Màu biển phụ thuộc vào những gì?