Khí tượng biển - Chương 5

Chia sẻ: Nguyen Nhi | Ngày: | Loại File: PDF | Số trang:19

Thêm vào BST

Báo xấu

110
lượt xem 17
download

Download Vui lòng tải xuống để xem tài liệu đầy đủ

TƯƠNG TÁC BIỂN – KHÍ QUYỂN 5.1 Hệ thống biển – khí quyển với các quy mô tương tác 5.1.1 Hệ thống biển – khí quyển là gì 1) Khái niệm: Hệ thống được xem như là sự tổng thể của các đối tượng tương tác lẫn nhau trong một tập hợp. - Bản thân khí quyển cũng như đại dương tồn tại các hệ thống riêng của mình với các quy luật chung và riêng biệt do đặc thù của hai môi trường nước và khí. ...

Chủ đề:

Bình luận(0) Đăng nhập để gửi bình luận!

Lưu

Nội dung Text: Khí tượng biển - Chương 5

CHƯƠNG V TƯƠNG TÁC BIỂN – KHÍ QUYỂN 5.1 Hệ thống biển – khí quyển với các quy mô tương tác 5.1.1 Hệ thống biển – khí quyển là gì 1) Khái niệm: Hệ thống được xem như là sự tổng thể của các đối tượng tương tác lẫn nhau trong một tập hợp. - Bản thân khí quyển cũng như đại dương tồn tại các hệ thống riêng của mình với các quy luật chung và riêng biệt do đặc thù của hai môi trường nước và khí. Hệ thống hoàn lưu khí quyển làm nhiệm vụ phân phối nhiệt bức xạ cho các vùng vĩ độ, độ cao khác nhau. Hệ thống hoàn lưu đại dương truyền tải và lưu giữ nhiệt cho các đại dương, cung cấp trao đổi năng lượng với khí quyển qua bề mặt tiếp xúc nhau. - Hệ thống biển và khí quyển là tập hợp của nhiều yếu tố và nhiều mắt xích của các yếu tố đó với nhau.Ta xem xét biển và khí quyển là một hệ thống mà liên tục xảy ra các mối quan hệ tương hỗ, tương tác lẫn nhau của nhiều đối tượng. Mối quan hệ tương tác có tính chất hoàn ngược (có hoàn ngược dương, có hoàn ngược âm). 2) Bản chất của hệ thống đại dương – khí quyển: là quan hệ tương tác liên tục theo không gian và thời gian. Quan hệ tương tác này được thể hiện qua các quá trình trao đổi năng lượng xoáy, rối giữa hai môi trường nước và khí. Quy mô của mối quan hệ này khác nhau ở từng vĩ độ, độ cao và có mức độ ổn định cũng rất khác nhau. Bảng 1: Qui mô chuyển động của khí quyển và đại dương (theo Poller) Độ trải Qui mô Đặc tính chuyển động Thời gian rộng của qui mô (km) Chuyển động rối Tồn tại Qui mô ≤ 0,1 (trao đổi phân tử trên bề trong vài phút nhỏ mặt biển) Qui mô đối Chuyển động mạnh Từ vài phút 0,1 – 10 lưu theo phương thẳng đứng đến giờ Qui mô Thể hiện chuyển Tồn tại vài 10 – 100 vừa động có hướng giờ Tạo thành xoáy Tồn tại vài 100 – Qui mô thuận, xoáy nghịch theo ngày 1000 synốp độ cao Tồn tại vài Qui mô Tạo thành hoàn lưu ≥ 1000 tuần đến hàng hành tinh tựa dừng, sóng hành tinh tháng Như vậy tại lớp phân cách khí quyển và nước tồn tại các dòng khí tác động tương tác thông qua sự trao đổi năng lượng của các dòng động lượng, nhiệt và ẩm. Các quá trình này là cơ sở để tạo hoàn lưu khí quyển và hoàn lưu nước. 3) Các thành phần của hệ thống biển – khí quyển
Sơ đồ mô tả quan hệ giữa các thành phần của hệ thống biển – khí quyển (theo Adem)
Bức xạ sóng ngắn & sóng dài Hơi nước & các Mây loại khí, bụi Giáng thủy Nhiệt từ các quá trình ngưng kết Gió ngang Quá trình bình lưu Nhiệt độ Hệ số rối Xáo trộn ngang Nhiệt độ lưu Thay đổi tiềm nhiệt Nhiệt hấp thụ của bề mặt Bốc hơi bề Quá trình bình Dòng chảy mặt Nhiệt độ bề lưu và thay đổi Nhiệt độ nước Tích tụ nhiệt của Hệ số xáo trộn Xáo trộn ngang Bức xạ sóng Albedo Albedo mặt biển Dòng theo Dòng nước Điều kiện Độ phủ mặt tháng
Từ sơ đồ trên ta nhận thấy: biển – khí quyển có chung nguồn gốc cung cấp năng lượng là bức xạ mặt trời và cả hai hệ biển và khí quyển đều cú chung những quy trình vật lý và các quy trình vật lý này có quan hệ tương hỗ lẫn nhau. Điều khác nhau cơ bản là bản chất của hai môi tường nước và không khí: do sức ỳ của môi trường nước lớn hơn rất nhiều so với môi trường khí vì vậy các quy trình vật lý xảy ra trong môi trường nước bao giờ cũng chậm hơn, tính bất ổn định trong môi trường khí luôn luôn cao hơn so với môi trường nước. 4) Tương tác biển – khí quyển trên quy mô lớn Biển và khí quyển đều có chung nguồn năng lượng mặt trời thông qua các tia bức xạ điện từ. Để có thể hiểu được nguồn năng lượng này phải tìm hiểu thông quá trình cân bằng bức xạ trên toàn bộ hành tinh mà chúng ta đang sinmh sống. nguồn năng lượng bức xạ này là nguyên nhân của các quá trình hoàn lưu trong khí quyển và đại dương. Hoàn lưu khí quyển và hoàn lưu nước đại dương, hai hệ thống hoàn lưu này hoạt động theo các chu trình độc lập song mối quan hệ tương tác giữa hai hệ thống này tạo ra quan hệ hệ thống khép kín quy mô lớn làm tiền đề phát triển các đối tượng trong đó. Các nội dung về bức xạ mặt trời đã được nghiên cứu ở phần trước, ở đây ta sẽ xem xét hai quá trình: hoàn lưu khí quyển và hoàn lưu đại dương để bổ sung cho các nhận thức về quan hệ tương tác biển – khí quyển trên qui mô lớn. a) Hoàn lưu chung khí quyển trong mối quan hệ tương tác với đại dương: Quá trình phân bố nhiệt trong khí quyển và đại dương diễn ra khá phức tạp. Trong giới hạn tầng đối lưu sát với bề mặt đại dương hầu như chỉ có quá trình đối lưu. Trong tầng đối lưu chuyển động của các khối không khí chủ yếu thông qua các quá trình đối lưu theo phương thẳng đứng với bốn loại đối lưu cơ bản: - Đối lưu tầng nông: quá trình đối lưu này chủ yếu là từ dạng năng lượng nhiệt trực tiếp, một phần nhỏ từ các quá trình bốc hơi, đám mây tích và truyền tải năng lượng cho lớp dưới của tầng đối lưu - Đối lưu mây vũ: quá trình đối lưu này sản sinh ra toàn bộ năng lượng nhiệt cho cả tầng đối lưu truyền tải năng lượng cho các vùng vĩ độ cao và vĩ độ thấp. - Đối lưu quy mô lớn: truyền tải năng lượng nhiệt từ vùng vĩ độ thấp đến vùng vĩ độ cao. Trong quá trình truyền nhiệt tạo ra các vùng áp thấp, các vùng xoáy nghịch trong khu vực vĩ độ trung bình. Quá trình đối lưu này cũng xáo trộn các lớp khí quyển theo phương ngang. - Đối lưu quy mô mezo: quá trình đối lưu này là kết quả liên kết các khu vực đối lưu nông do sự phân bố mật độ không khí không đều và do sự khác nhau về độ nhám bề mặt giữa hai môi trường nước và khí quyển quyết định. Như chúng ta đã biết, nhiều tác giả đã đưa ra bức tranh về hoàn lưu chung khí quyển có gắn kết với bề mặt đệm là đại dương và biển cả. b) Hoàn lưu đại dương và quan hệ tương tác với hoàn lưu khí quyển: - Hoàn lưu nước đại dương là thể hiện kết quả của quá trình vận chuyển năng lượng. Quá trình vận chuyển năng lượng theo phương ngang ( bình lưu ) tại vùng nhiệt
đới, xích đạo lên các vùng cực có tác động quan trọng đối với khí hậu. Tuy nhiên xác định lượng ( quá trình vận chuyển năng lượng đó là rất khó vì không đo đạc trực tiếp được, các phần năng lượng này . Công việc này đòi hỏi phải có mạng lưới đo dòng chảy đủ lớn và rất tốn kém. Vì vậy cần phải có biện pháp thay thế thong qua tính toán gián tiếp từ dòng chảy và nhiệt độ để suy ra vận chuyển nhiệt trên cơ sở của phương pháp cân bằng năng lượng trong hệ thống: mặt trời – trái đất hoặc đại dương. Quá trình trao đổi năng lượng nhiệt trong hệ thống khí quyển – đại dương được mô tả bằng phương trình cân bằng năng lượng viết cho một vùng như sau: r ∂E = R − ∇.F ∂t ∂E Trong đó : : đặc trưng cho quá trình biến đổi năng lượng theo thời gian, ∂t R : nguồn bức xạ mặt trời của các tia tới biên giới trên khí quyền, r ∇.F : dòng năng lượng xuất ra từ vùng đó của quá trình vận chuyển trong hệ đại dương – khí quyển. - Cơ chế vận chuyển trong đại dương: Cơ chế chuyển động năng lượng theo kinh hướng có vai trò quan trọng trong điều phối khí hậu của hành tinh. Cơ chế chuyển động đó được hình thành dưới dạng các hệ dòng chảy biển. Tuy nhiên để đánh giá được hệ dòng chảy nào đóng góp được nhiều nhất vào chu trình vận chuyển đó là một việc làm khó. Ở đây ta chỉ xét đến vai trò của các dạng hoàn lưu cơ bản nhất, đó là hệ dòng chảy theo cơ chế biến động nhiệt, muối, các xoáy nhiễu động và hệ dòng chảy gió. Hệ dòng chảy gió sẽ được nghiên cứu kỹ hơn ở phần sau và xem đó như là hệ quả của quan hệ tương tác biển - khí quyển. Hai hệ dòng chảy Gulf stream và dòng chảy Kuroshio có vai trò quan trọng trong việc chuyển năng lượng kinh hướng trong đại dương. Có thể ước lượng dòng nhiệt hướng lên cực của dòng Gulf stream bằng cách xét tích của dòng khối lượng của nước (tích vận tốc của dòng chảy với diện tích tiết diện ngang của nước và mật độ nước) và hiệu nhiệt độ giữa Gulf stream và nhiệt độ gần bề mặt trung bình ở cùng vĩ độ. Ví dụ: Dòng Gulf stream rộng 60 km, ở độ sâu 500 m và vận tốc trung bình 1 m/s, mật độ nước 103 kg/m3 thì khối lượng dòng nhiệt sẽ là: 103 (kg/m3) × 600 (m) × 500 (m) × 1 (m/s) = 3,0 × 1010 (kg/s). 5.2 Lớp biên sát mặt biển – Các đặc trưng động lực của lớp biên Trong phần này ta xem xét quan hệ tương tác giữa hai môi trường nước và không khí trong quy mô hẹp và lớp sát mặt biển. Lớp sát mặt biển theo quy mô tương tác này có độ cao khoảng 50 m trên mặt biển, còn gọi là lớp ma sát. Lớp ma sát này có thể là phần phía dưới của lớp biên hành tinh. 5.2.1 Các đặc trưng của lớp ma sát 1) Độ cao lớp ma sát hs là: 1 Δτ hs ≈ ⋅ (5.2) ρ 1 ∂τ ρ ∂z
ρ = 1,3.10-3g/cm3 (mật độ không khí) Trong đó: Δτ ≈ 10-1τ ; τ = 0.5 ÷ 5 dyn/cm2 1 ∂τ ≈ 10 −1 cm / s 2 ⋅ ρ ∂z Từ các bậc đại lượng trên, độ cao lớp ma sát hs ≈ 50 m (10 m ÷ 50 m). 2) Các đặc trưng đặc biệt của lớp ma sát: Vì quy mô tương tác được giới hạn trong vùng nhỏ, tác động của lực Cơriolis xem như là không đáng kể so với bậc đại lượng của các yếu tố khác. Dao động trong lớp ma sát này chủ yếu là các dao động rối theo phương thẳng đứng. Các nhiễu động khí quyển đặc biệt không được xem xét đến trong hoạt động tương tác tại lớp ma sát. Như vậy, trong bản thân lớp ma sát, vai trò phân tầng mật độ hầu như rất nhỏ và có thể bỏ qua khi xây dựng mô hình tương tác. Với độ chính xác nào đó, các nghiên cứu cho thấy rằng các dòng rối nhiệt, ẩm trong lớp ma sát có đại lượng không đổi theo phân bố thẳng đứng. Trong lớp ma sát quá trình tương tác được xét đến một cách tổng thể; không đi sâu xem xét các đặc trưng của lớp màng mỏng phần tử ngăn cách giữa hai môi trường. Độ dày lớp màng này chỉ vào khoảng 1,5 mm, trong đó phần màng mỏng phía nước chỉ vào khoảng 0,5 mm, còn phần màng mỏng phía khí quyển là 1,0 mm. Đôi khi người ta còn gọi lớp màng này là lớp màng phân tử vì quá trình trao đổi năng lượng ở đây là quá trình trao đổi năng lượng phân tử. Để mô tả được các đặc trưng chuyển động rối trong lớp ma sát người ta sử dụng phương pháp tương tự của Monhin – Obukhop. 3) Lý thuyết tương tự: Trong phạm vi tầng ma sát, tầng mặt đệm tồn tại hai lực tác động trực tiếp tới chuyển động rối đó là lực cơ học và nhiệt học; vì vậy các tham số động học thay đổi khá nhanh xung quanh các giá trị trung bình của chúng. Từ đó nảy sinh ra phương pháp đặc trưng dựa vào tỷ lệ của hai loại lực tác động này. Năm 1954, Monhin – Obukhop đã đưa ra lý thuyết tương tự với hai tham số độc lập với độ cao trong lớp mặt đó là tham số về tốc độ và độ dài. Tốc độ được chọn là tốc độ động lực u* và độ dài L. Trong đó L là đại lượng phụ thuộc vào dòng nhiệt H và tốc độ động lực u*. Về mặt số, L thường nhỏ; vào thời kỳ quá trình đối lưu mạnh L có giá trị âm (– 10 m); vào thời kỳ có gió nhẹ, kèm theo một lượng nhiệt bức xạ nào đó, L có giá trị âm (– 100 m), tương ứng với quá trình xáo trộn rối của vùng đang xem xét; vào ban đêm dòng nhiệt có hướng đi xuống, khi có gió nhẹ, giá trị L nhỏ và có dấu dương. Z Người ta sử dụng tỷ lệ − để đại diện cho tỷ lệ quan hệ giữa hai đại lượng nhiệt L sinh ra do quá trình đối lưu rối và đại lượng đặc trưng cho quá trình cơ học xáo trộn Z rối vào ban ngày; vào ban đêm, tỷ lệ − đặc trưng cho quá trình rối có phân tầng. Tỷ L
Z lệ − có ý nghĩa cũng như giá trị tương tự như số Richardson (Ri). Theo Monhin – L Z Obukhop, ta có thể mô tả tỷ lệ − như sau: L Z − Tính chất chuyển động L Tỷ lệ âm Đối lưu nhiệt chiếm ưu thế lớn Tỷ lệ âm Chuyển động rối cơ học chiếm ưu thế nhỏ 0 (zero) Chỉ có chuyển động rối cơ học Tỷ lệ Chuyển động rối cơ học nhỏ kết hợp với tác động của phân dương nhỏ tầng nhiệt Tỷ lệ Tính cơ học rối giảm mạnh do tác động của quá trình phân dương lớn tầng nhiệt Z Tỷ lệ − gọi chung là tỷ lệ Monhin – Obukhop, đặc trưng của lý thuyết tương L tự. 4) Các tham số cơ bản trao đổi năng lượng trong hệ tương tác biển – khí quyển: - Thông thường để mô tả các quá trình trao đổi rối trong lớp ma sát mặt biển người ta sử dụng mô hình lý tưởng với lớp ma sát gần như đúng với điều kiện thực của lớp khí quyển sát mặt biển. Sử dụng các biểu thức tựa tĩnh để mô tả chuyển động trung bình theo phương nằm ngang có dạng như sau: 1 ∂τ dv 1 = Ωv × Κ − ∇P + (5.3) P ∂z dt P Trong đó: t là thời gian ; ∂ ∂ ∂ ∂ d = +u +v +w (5.3’) dt ∂τ ∂x ∂y ∂z ∂ ∂ ∇=i + j với: i, j, k véc tơ đơn vị tương ứng với các trục x, y, z. ∂x ∂y r v = i .u + j .v là véc tơ tốc độ gió theo phương ngang. Ω : Tham số Cơriolis, Ω = 2ω sinϕ ; P: khí áp, ϕ : là vĩ độ, ω : tốc độ góc quay trái đất. τ = iτ x + jτ y : thành phần ứng suất rối: ∂u τ x = – Pu′w′ + Pγ (5.3’’) ∂z ∂v τ y = – P v′w′ + Pγ ∂z Pγ: hệ số nhớt rối là hàm số của tốc độ động lực u* và độ dài rối L:
Pγ = f(u*, L và hệ số nào đó) Đối với quy mô tương tác nhỏ, đại lượng liên quan tới thành phần Cơriolis có thể bỏ qua. Các thành phần ứng suất rối τ x , τ y trong lớp ma sátđược tính bằng 20% thành phần ứng suất gió trên lớp bề mặt khi bỏ qua các thành phần dao động xung quanh so với giá trị trung bình ( Pu′w′ , Pv′w′ ). Theo đánh giá bậc tham số của lý thuyết tương tự, kết quả đã đưa ra biểu thức xác định đại lượng U tốc độ chuyển dộng trong lớp ma sát có độ cao hs trong môi trường khí không phân tầng như sau: v* z U(z) = (5.4) ln χ zo τ zo
1 z E(z) – E(zo) = (5.6’) ln χ zo - Trên thực tế tính toán các tham số thông lượng nhiệt, ẩm thường sử dụng các biểu thức sau: Đối với các thành phần ứng suất ma sát: τ = ρ Km u2 Đối với thành phần nhiệt: H = ρ Kh u (θ – θo) Đối với thành phần ẩm: E = ρ Ke u (q – qo) Trong đó: Km, Kh, Ke là hệ số ma sát, hệ số nhiệt và hệ số bốc hơi. Các công thức trên chỉ đúng cho các độ cao 2 – 10 m trên mặt biển trong điều kiện thời tiết bình thường. Quá trình phát triển tương tác động lực trong lớp ma sát được xác định thông qua 3 tham số ứng suất ma sát, thông lượng nhiệt, ẩm. Các tham số động lực này mới chỉ đề cập trong giới hạn chung nhất của lớp tiếp giáp giữa hai môi trường nước và khí quyển. Các biểu thức xác định các tham số này chỉ mang tính chất gần đúng theo quy luật loga. Quá trình trao đổi năng lượng trong lớp ma sát gồm lớp phía trên của mặt đại dương và lớp phía dưới của tầng đối lưu thông qua các chuyển động rối. Thực ra quá trình động lực tại lớp ma sát rất phức tạp, phụ thuộc nhiều vào độ nhám bề mặt đệm, tính chất phân tầng của khí quyển và độ cao của lớp ma sát. 5.3 Gió và dòng chảy gió trong lớp biển – khí quyển Trong phần này ta xét đến hiệu ứng của gió và một trong các hệ quả của sự tương tác biển - khí quyển là dòng chảy gió. Quan hệ tương tác giữa đại dương và khí quyển hình thành các hoàn lưu khí quyển, hoàn lưu nước theo các quy mo khác nhau và có tác động trực tiếp tới quá trình phân phối trao đổi nhiệt, duy trì, phát triển chế độ khí hậu trên hành tinh mà chúng ta đang sống. Hệ quả của quá trình tương tác giữa biển - khí quyển là sóng và dòng chảy trong lớp ma sát hay là lớp hoạt động trong moi trường nước. Sự hình thành gió trong lớp biên nói riêng hay ở lớp dưới của tầng đối lưu nói chung đã được nghiên cứu ở các phần trước. Ở đây chỉ tập trung nghiên cứu một số đặc điểm của gió ở lớp ma sát, lớp phân cách giữa hai môi trường không khí và nước. Mặt khác khi xem xét đến dòng chảy gió, ta xem dòng chảy gió là một trong những hệ quả quan trọng của quan hệ tương tác trong hệ biển - khí quyển, ta sẽ tập trung kỹ hơn về phương pháp đánh giá, tính toán dòng chảy trong các điều kiện đơn giản. 5.3.1 Tác động gió trên bề mặt biển Gió trên mặt biển ở đây được xem xét trên mặt đẳng áp 1000 mb và lớp ma sát mà ta đang nghiên cứu nằm trong sự tác động của hệ thống gió này. Quá trình trao đổi năng lượng thông qua phần động năng từ phía khí quyển chuyển cho đại dương và ngược lại năng lượng gián tiếp qua bốc hơi, các dòng nhiệt từ biển và đại dương chuyển lại cho khí quyển. Các hoàn lưu nước do gió hình thành nên là những ví dụ cho sự tác động của gió đối với lớp ma sát bề mặt biển.
Trường gió có thể tính trực tiếp từ trường áp qua công thức địa chuyển. Tốc độ gió phụ thuộc vào gradient khí áp, lực quay của trái đất, lực ly tâm và lực ma sát. Đối với các vùng vĩ độ thấp, tính toán gió theo công thức địa chuyển thường cho ra các kết quả không ổn định; tính toán gió theo các mô hình số trị cho các kết quả tốt hơn, đặc biệt đối với các loại hình khí áp ổn định trong gió mùa. Đối với các vùng ven bờ, các tính toán gió cần có sự bổ sung của các trạm đo gió ven bờ. Trong điều kiện có bão, ATNĐ để xác định gió người ta thường sử dụng phương pháp thực nghiệm. Như vậy, khi tính toán gió trên bề mặt biển ta cần chú ý đến 2 loại số liệu: số liệu tính toán theo trường mặt rộng và số liệu quan trắc đo đạc tại các điểm cố định, đồng thời cần quan tâm đến các phương pháp xử lý số liệu, quy số liệu về cùng một hệ thống đơn vị, đọ cao..., 5.3.2 Các đặc trưng chế độ gió - Tốc độ gió trung bình chỉ cho ta về cường độ gió, được tính theo công thức tính trung bình số học của tốc độ gió trong tập số liệu: n ∑v i v= 1 n - Tần suất gió theo 8 hoặc 16 hướng và tần suất lặng gió được tính theo công thức: Tj P% = (T là thời gian thống kê gió) 100 T - Phân bố gió các cấp : Xác định bằng hàm phân bố tốc đọ gió. Hàm phân bố phù hợp nhất đối với số liệu gió là hàm Weibull : γ −1 ⎡ ⎛ v ⎞γ ⎤ γ ⎛v⎞ ⎜⎟ exp ⎢- ⎜ ⎟ ⎥ + Hàm mật độ : f(v) = β ⎜β ⎟ ⎜⎟ ⎢ ⎝β ⎠ ⎥ ⎝⎠ ⎣ ⎦ ⎡ ⎛ v ⎞γ ⎤ f(v) = 1 − exp ⎢- ⎜ ⎟ ⎥ + Hàm tích lũy xác suất: ⎜⎟ ⎢ ⎝β ⎠ ⎥ ⎣ ⎦ với : v ≥ 0 ; β > 0 ; γ > 0 Tham số β, γ được ước lượng bằng phương pháp xác suất cực đại - Phân loại trường gió: Để phân loại trường gió phải căn cứ vào các tham số thống kê của trường áp trên mặt biển. Các loại trường áp điển hình được phân loại theo các tiêu chuẩn định trước. Phân loại trường áp có thể thực hiện bằng các phương pháp khác nhau như: phương pháp lý thuyết nhận dạng theo mẫu và phương pháp phân loại tự nhiên theo các dấu hiệu di chuyển của các khối không khí chi phối ở vùng biển đó. Khi xem xét đánh giá trường gió ta cần chú ý tới trường gió trung bình đặc trưng và phân bố tốc độ gió cực đại. - Tác động trường gió trên biển: Gió đóng vai trò quyết định đối với các quá trình lan truyền ô nhiễm trên biển, gió là nguồn năng lượng chính cho các quá trình
động lực khác ở lớp ma sát bờ mặt biển như dòng chảy và sóng. Trong phạm vi nghiên cứu ta chỉ xem xét đến quá trình hình thành và phát triển của dòng chảy gió 5.3.3 Lý thuyết Ecman về dòng chảy gió - Trong trường hợp đơn giản xác định dòng chảy gió với các điều kiện: gió ổn định cả về hướng, tốc độ và tác động trong khoảng thời gian xác định tại vùng biển đó. Lực ma sát mặt thông qua các ứng suất gió là lực duy nhất gây nên dòng chảy gió. Ecman đã sử dụng phương trình Navie – Stoc làm hệ phương trình xuất phát. Hệ toạ đọ được chọn sao cho mặt phẳng xoy trùng với mặt biển, trục oz có hướng thẳng đứng xuống dưới. Hệ phương trình chuyển động tính toán dòng chảy gió cho các vùng biển sâu vô hạn có dạng như sau: ∂ ∂v 1 ∂P -fv= Kv ρ ∂y ∂z ∂z ∂ ∂u 1 ∂P +fv= Kv ρ ∂x ∂z ∂z Hệ hai phương trình trên có nghiệm u và v được xác định bằng biểu thức: ⎛ π z⎞ ⎛ o π z⎞ u = uo exp ⎜ − ⎟ cos ⎜ 45 - ⎟ ⎝ Df ⎠ Df ⎠ ⎝ ⎛ π z⎞ ⎛ o π z⎞ u = uo exp ⎜ − ⎟ sin ⎜ 45 - ⎟ ⎝ Df ⎠ Df ⎠ ⎝ τ Trong đó: uo = ρ n 2 K v Ω sinϕ π 2 Kv Df = Ω sin ϕ Với: hệ số nhớt theo phương thẳng đứng; ρn: mật độ nước biển; Ω: tốc độ góc quay của trái đất ; φ : vĩ độ địa lý. Bằng thực nghiệm qua số liệu quan trắc, Ecman đã cho thấy dòng chảy gió bề mặt về phía tay phải hướng gió một góc là 45o (ở Bắc bán cầu) và về phía tay trái hướng gió một góc là 45o (ở Nam bán cầu). Dòng chảy càng xuống sâu càng lệch nhiều về phía phải và tốc độ giảm dần. Nếu vẽ lên các hình chiếu của các véc tơ dòng chảy theo độ sâu, ta nhận thấy chúng giảm dần theo quy luật loga của hình xoáy trôn ốc - người ta gọi đó là đường xoáy Ecman.
iã gg ín Hu D Hình 5.1: Biến thiên dòng chảy trôi theo độ sâu Tại độ sâu z = Df, dòng chảy có tốc độ là uo.e-π với hướng ngược với hướng dòng chảy tầng mặt. Giá trị uo.e-π là rất nhỏ. Df còn gọi là độ sâu ma sát biển. Giá trị Df và uo sẽ tăng dần khi vĩ độ giảm dần. Kv ≈ 10-3 kg.m-1.s-1 (xấp xỉ hệ số nhớt phân tử); ρn ≈ 103 kg.m3 ; Với: Ω = 7,29.10-5độ.s-1; τ = ρa.ξ.u2 (ρa ≈1,2 kg.m-3; ξ ≈ 2.10-3) và Df ≈ 0,5 m: u2 uo = (tại vùng vĩ độ trung bình). 4 Đương nhiên lá có sự sai số giữa tính toán và số liệu đo đạc vì quá trình rối trong lớp tiếp giáp giữa hai môi trường rất lớn. - Trong hệ thống dòng chảy gió cần chú ý hai hiện tượng khác là: vùng nước trồi và nước dâng do gió, bão. Hai hiện tượng này xem như là hệ quả tác động của gió.
Đây là hai hiện tượng khá đặc sắc của quá trình phát triển động lực vùng ven bờ và thềm lục địa. Nước trồi vùng ven bờ là hiện tượng khá phổ biến do hệ quả của quá trình phát triển dòng chảy gió. Tại các vùng nước xa bờ, quá trình phát triển dòng chảy gió theo cách giải thích của Ecman các dòng chảy có xu thế lệch khỏi hướng gió về bên phải ở Bắc bán cầu, ở Nam bán cầu có xu thế lệch về bên trái hướng gió. Quá trình này hình thành ra các dòng dọc ven bờ tạo ra sự rút nước từ vùng bờ, trong khi đó nước ở tầng sâu được kéo lên thông thường với tốc độ thẳng đứng có bậc vào khoảng 10-4cm/s. Đây là hiện tượng nước trồi với các khối nước lạnh nhiều dinh dưỡng và có tác động mạnh trở lại với các điều kiện khí quyển ở trên đó. Trong điều kiện có gió mạnh, gió bão thường gây ra nước dâng lớn tại các vùng ven bờ. Khi trên biển xuất hiện xoáy thuận thì áp suất khí quyển giảm dần đến hiện tượng mực nước nâng cao. Khi khí áp tăng lên trường hợp xoáy thuận đi qua vùng biển sẽ làm cho mực nước giảm xuống. Như vậy khi xuất hiện xoáy thuận thì mực nước biển bên phải, bên trái đường đi của xoáy thuận sẽ có hiện tượng dâng và rút mực nước. Trong tr ườ ng h ợ p khí áp biến đ ổ i không l ớ n thì qúa trình dâng và rút mự c n ướ c ch ủ y ếu do gió. Quá trình dâng và rút này phụ t hu ộ c vào hai thành ph ầ n ứ ng su ất tiếp tuy ến gió và khí áp. Có các chuyên mục riêng biệt nghiên cứu kỹ về hai hiện tượng này. 5.4 Phương pháp thực nghiệm Ecman xác định dòng chảy gió 5.4.1 Giới thiệu chung Dòng chảy biển có rất nhiều loại tuỳ thuộc vào phương pháp phân loại: theo nguyên nhân gây ra dòng chảy hay theo tính chất của từng loại dòng chảy. Trên thực tế, dòng chảy biển đo đạc được là loại dòng chảy tổng hợp của nhiều loại dòng chảy được gọi là dòng chảy tổng cộng. Dòng chảy tổng cộng đo được bằng các thiết bị đo tự động bao gồm các loại dòng chảy chính như: dòng triều, dòng chảy gió, dòng chảy mật độ, dòng sóng, dòng chảy ven... Trong đó, đối với vùng ven bờ: dòng triều, dòng chảy gió chiếm ưu thế; ngoài ra còn có dòng sóng, dòng ven...; còn đối với vùng xa bờ, vùng nước sâu: dòng chảy gió, dòng chảy mật độ chiếm ưu thế; ngoài ra còn có dòng triều, dòng sóng, dòng trôi đóng góp một tỷ lệ nhất định... Muốn tách biệt dòng chảy tổng cộng thành các loại dòng chảy riêng biệt cần tính toán theo các phương pháp khác nhau. Ở đây, chúng ta xét riêng dòng chảy gió. Đây là loại dòng chảy do gió tác động trực tiếp ở vùng nước nông gần bờ. Đo đạc dòng chảy tại các vị trí cố định dài ngày là việc làm rất tốn kém, nhất là phải đo ở nhiều vị trí cùng một lúc, cùng các tầng và cùng độ sâu khác nhau. Do đó, việc đo đạc như vậy trên thực tế là không thể thực hiện được mà phải sử dụng các phương pháp tính toán. Phương pháp tính toán giá trị vận tốc và hướng theo phân bố trường dòng chảy: Để thực hiện được các tính toán mô phỏng này phải sử dụng hệ phương trình Navie Stock đầy đủ với các điều kiện ban đầu xác định và giải gần đúng bằng các phương pháp số trị. Ưu điểm của phương pháp số trị là cho ra kết quả phân bố trường dòng chảy với các ngoại lực tác dụng xác định. Khi chỉ có ngoại lực tác động là gió ta sẽ có
kết quả là trường dòng chảy gió; nó phản ánh được những nét chung nhất của quy luật phân bố dòng chảy gió trong từng khu vực xác định. Mức độ hoàn thiện của mô hình được kiểm nghiệm sẽ đưa ra được bức tranh về sự phân bố dòng chảy gió đúng gần sát với thực tế. Loại mô hình này có khả năng dự báo được trường dòng chảy khi dự báo được trường gió và các tính chất của trường gió đối với khả năng truyền tải năng lượng cho trường dòng chảy ở khu vực tính toán. Tuy nhiên, có thể tính toán, xác định dòng chảy cho từng điểm cụ thể khi có đo về gió. Việc tính toán này thường thông qua các phương pháp giải tích với các thông số tính toán chính xác; hoặc có thể xác định dòng chảy gió cho những vị trí, đường bờ nhất định bằng phương pháp thực nghiệm thông qua các thông số của gió. Sau đây, chúng ta sẽ tập trung xem xét và tính toán dòng chảy gió theo phương pháp thực nghiệm của Ecman. 5.4.2 Phương pháp thực nghiệm Ecman xác định dòng chảy gió Phương pháp này dựa trên cơ sở lý thuyết Ecman, vì vậy còn gọi là phương pháp thực nghiệm Ecman. 1) Các điều kiện về chế độ gió và dòng chảy trong khu vực: Các số liệu đưa vào để xác định các hệ số quan hệ phải ổn định trong các điều kiện dừng với thời gian xác định nào đó. Cụ thể là để xác định ra hệ số gió K cần phải có đủ số liệu đo đạc về dòng chảy và gió ở khu vực; mặt khác cần phải xác định thời gian bao lâu để tốc độ gió đó truyền tải năng lượng cho biển để duy trì một hệ dòng chảy gió ở đó. Phương pháp này chỉ là phương pháp gần đúng áp dụng cho vùng ven bờ; còn đối với vùng biển xa bờ, với tốc độ gió yếu sai số tính toán sẽ lớn bởi vì hệ dòng chảy ở đó không phải chỉ do gió chi phối. Đối với vùng nước nông, nơi thường xảy ra quá trình xáo trộn lớn của triều dâng, triều rút,... thì điều kiện về hướng gió ổn định trong thời gian xác định là quan trọng hơn cả so với các điều kiện khác. Đối với từng vùng biển với các kiểu đường bờ khác nhau cần phải khai thác các nguồn số liệu đo đạc về dòng chảy và quan trắc về gió để xác định riêng cho khu vực đó hệ số gió K. Trong điều kiện chưa có hệ số gió K cho vùng biển của mình, có thể xác định hệ số gió K theo bảng tra. 2) Hệ số gió K: Hệ số gió K ở một nơi là đại lượng thể hiện mối quan hệ giữa gió và dòng chảy gió ở nơi đó. Khi đo đạc được dòng chảy tổng cộng, để có thể có được dòng chảy gió ta phải thực hiện các bước tách dòng. Trong điều kiện ở vùng ven bờ, nếu dòng triều có vai trò lớn, ta chỉ việc tách dòng triều ra khỏi dòng chảy tổng cộng, phần dòng chảy còn lại được xem là dòng chảy gió. Nếu dòng chảy sóng hay dòng ven là khá lớn với bậc đại lượng xác định nào đó, ta chỉ cần loại bỏ các dòng này là đủ. Nhiều khi khu vực nghiên cứu có chế độ gió ổn định và đủ mạnh, ta có thể sử dụng ngay giá trị dòng chảy tổng cộng đo đạc được vì khi đó có thể xem như thành phần dòng chảy gió ở đó chiếm ưu thế. Có thể tính hệ số gió K theo công thức:
vdc K= vgio Trong đó: K là hệ sô gió; vdc là tốc độ dòng chảy và vgió là tốc độ gió. Như vậy, tốc độ gió càng nhỏ thì hệ số gió càng lớn và ngược lại tốc độ gió càng lớn thì hệ số gió càng nhỏ. Kết quả tính toán thực nghiệm của một số vùng biển trên thế giới cho thấy đối với vùng biển xa bờ 20 – 30 km, ở độ sâu 30 – 40 m, hệ số gió K thường lấy là 1,0 – 1,2; khi đó tốc độ dòng chảy gió đo bằng cm/s và tốc độ gió đo bằng m/s. 3) Xác định dòng chảy gió: - Sơ đồ xác định dòng chảy gió như sau: Trong đó: Hướng gió Ngió: được tính từ phương Bắc (N) cho tới đường mút cuối của hướng gió (ví dụ: hướng gío NE ở đây là 225o). Góc gió ψ: được tính từ đường vuông góc với đường bờ tới đường mút cuối của hướng gió. Góc bờ ψ1: được tính từ phương Bắc (N) cho tới đường vuông góc với đường bờ - Dòng chảy gió được xác định theo các công thức sau: vdc = K × vgió Ndc = Ngió ± α Trong đó: vdc: tốc độ dòng chảy (cm/s); vgió: tốc độ gió (m/s); Ndc: hướng dòng chảy (o); Ngió : hướng gió (o); α : góc lệch của dòng chảy so với hướng gió (o). Góc lệch của dòng chảy so với hướng gió là hàm số của độ sâu và hướng gió so với đường bờ; ký hiệu là α. Góc lệch này ở nhiều vùng bờ trên thế giới dao động trong khoảng 0o – 53o Tra bảng (5.2 và 5.3) để xác định hệ số gió K và góc lệch α theo các giá trị gió và độ sâu hay khoảng cách xa bờ xác định. Bảng (5.2) trình bày các giá trị của hệ số gió K (tử số), góc lệch dòng chảy so với hướng gió α0 (mẫu số) áp dụng cho vùng nước nông ven bờ. Bảng (5.3) trình bày các giá trị của hệ số gió K (tử số), góc lệch dòng chảy so với hướng gió α0 (mẫu số) áp dụng cho vùng bờ có độ sâu lớn. Bảng 5.2: Hệ số gió K (tử số), góc lệch dòng chảy so với hướng gió α0 (mẫu số) áp dụng cho vùng nước nông ven bờ Góc Độ sâu (m)
8 10 15 20 25 30 35 40 gió 0 1.34/6 1.28/9 1.08/14 0.97/18 0.91/20 0.88/23 0.87/24 0.94/19 20 1.73/33 1.66/35 1.44/40 1.30/43 1.23/46 1.19/47 1.18/48 1.26/44 40 2.22/29 2.16/21 1.94/37 1.81/41 1.74/44 1.71/47 1.70/48 1.78/43 60 2.72/22 2.64/24 2.40/30 2.26/34 2.20/38 2.18/40 2.18/42 2.24/36 80 3.08/10 3.02/12 2.78/18 2.66/23 2.60/27 2.56/30 2.55/32 2.64/25 100 2.90/-6 2.84/-2 2.62/5 2.48/11 2.42/16 2.39/20 2.37/22 2.46/13 120 2.48/- 2.42/- 2.20/-7 2.07/-1 2.01/4 1.98/8 1.97/12 2.04/1 19 15 140 2.00/- 1.94/- 1.69/- 1.56/- 1.52/-4 1.49/1 1.48/5 1.54/-8 30 26 16 10 160 1.66/- 1.60/- 1.38/- 1.25/- 1.18/- 1.14/-5 1.11/0 1.22/- 39 35 26 18 11 15 180 1.57/- 1.51/20 1.29/- 1.16/-6 1.09/0 1.05/5 1.04/8 1.13/-3 24 12 200 1.87/39 1.81/42 1.60/47 1.47/52 1.40/55 1.36/58 1.34/60 1.44/53 220 2.74/34 2.63/36 2.29/42 2.07/46 1.93/50 1.83/53 1.75/54 2.01/48 240 3.60/22 3.43/24 2.74/30 2.42/34 2.24/38 2.15/40 2.10/42 2.34/36 260 4.02/10 3.74/12 2.93/18 2.55/23 2.38/27 2.27/30 2.22/32 2.47/25 280 4.02/-1 3.74/2 2.93/6 2.55/10 2.38/14 2.27/16 2.22/17 2.47/12 300 3.39/-8 3.22/-6 2.60/-1 2.31/3 2.15/6 2.06/9 2.02/10 2.23/5 320 2.55/- 2.45/- 2.13/- 1.92/- 1.78/- 1.68/- -1.61/-8 1.86/- 29 26 20 16 12 10 14
Bảng 5.3: Hệ số gió K (tử số), góc lệch dòng chảy so với hướng gió α0 (mẫu số) áp dụng cho vùng bờ có độ sâu lớn Góc Khoảng cách xa bờ Km gió 3 5 10 15 20 25 30 40 0 0.85/18 0.84/17 0.85/16 0.87/16 0.90/18 0.95/20 0.98/22 1.10/33 20 1.15/39 1.14/36 1.12/30 1.10/29 1.10/28 1.10/28 1.11/29 1.15/33 40 1.59/44 1.54/42 1.43/39 1.33/37 1.26/36 1.21/36 1.19/36 1.18/37 60 1.98/38 1.90/37 1.70/34 1.54/33 1.43/32 1.34/32 1.30/33 1.20/36 80 2.26/29 2.11/28 1.89/26 1.68/25 1.52/26 1.41/27 1.35/28 1.22/34 100 2.12/21 2.02/20 1.80/18 1.62/18 1.48/20 1.38/22 1.33/24 1.21/33 120 1.76/11 1.68/10 1.47/10 1.32/10 1.22/12 1.16/16 1.14/19 1.14/31 140 1.34/5 1.28/5 1.14/5 1.04/6 0.99/9 0.98/14 0.99/16 1.09/30 160 1.02/2 0.98/2 0.90/3 0.84/4 0.84/6 0.85/12 0.88/15 1.06/29 180 0.94/8 0.90/8 0.82/8 0.76/9 0.76/11 0.80/15 0.84/18 1.03/31 200 1.20/53 1.15/50 1.03/14 0.94/42 0.90/38 0.91/37 0.94/37 1.06/37 220 1.56/44 1.49/42 1.32/36 1.20/34 1.14/32 1.09/31 1.08/32 1.12/35 240 1.98/34 1.90/32 1.70/27 1.54/26 1.43/25 1.34/26 1.30/27 1.20/35 260 2.02/34 1.94/22 1.73/19 1.59/19 1.48/20 1.38/21 1.34/23 1.22/33 280 2.02/13 1.94/12 1.73/11 1.59/12 1.48/14 1.38/17 1.34/20 1.22/31 300 1.82/4 1.74/4 1.54/4 1.30/5 1.26/8 1.20/13 1.16/17 1.14/30 1.44/2 1.37/2 1.21/6 1.10/8 1.04/12 1.02/17 1.02/20 1.09/32 340 0.98/5 0.94/6 0.85/9 0.79/11 0.79/16 0.82/19 0.86/22 1.03/33 4) Ví dụ tính toán xác định dòng chảy gió Thực hiện tính toán cho hai kiểu đường bờ như sơ đồ dưới đây đối với gió Đông Bắc có vận tốc 11 m/s: 3) a) Vẽ sơ đồ mô tả đường bờ, hướng gió, góc bờ, góc gió, cho rằng đường bờ có góc so với phương bắc (N) là 5o, gió Đông bắc (NE); hãy xác định hướng gió, góc gió; góc bờ ? b) Xác định hướng, tốc độ dòng chảy gió trong các điều kiện sau: Gió Đông bắc (NE) có tốc độ 11 m/s, góc gió cho trước là 200o tại các điểm sau: + Tại điểm tính 1 thuộc vùng nước nông có độ sâu 15 m; + Tại điểm tính 2 thuộc vùng nước xa bờ 15 km;
n bê 30 o ne ãc g ng u« gv ên ®− 45 o ϕ w e ϕ1 giã bê s c¸c ®Þnh nghÜa vµ s¬ ®å ®−êng bê vµ giã Ψ1 = 185o + 90o = 275o Ψ1 = 35o + 90o = 125o Bảng 5.4: Mẫu tính toán dòng chảy gió tương ứng với gió NE, tốc độ 11 m /s Điểm Độ Khoảng Hướng Góc Góc Dòng chảy 0 0 0 sâu (m) cách xa gió (độ) bờ Ψ1 gió Ψ α K tính Hướng Tốc độ bờ (km) (độ) (cm /s) 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 1 8 225 275 310 -8 3.39 215 36 2 13 225 275 310 -1 2.60 225 29 3 5 225 300 285 12 1.94 235 21 4 11 225 300 285 11 1.73 235 19
CÂU HỎI CUỐI CHƯƠNG V 1) Nêu định nghĩa hệ thống biển – Khí quyển. Mô tả vắn tắt quy mô chuyển động khí trong khí quyển và bề mặt đại dương. 2) Khái niệm về lớp biên ? Các đặc trưng động lực của lớp biên ? 3) Phương pháp đánh giá, tính toán đơn giản về dòng chảy gió trong lớp biên ? 4) Vẽ sơ đồ, nêu các khá niệm về hướng gió thổi, đường bờ, đường vuông góc với bờ, góc bờ, góc gió trong sơ đò tính toán dòng chảy gió theo phương pháp thực nghiệm Ecman.. 5) Bài tập về tính toán dòng chảy gió theo phương pháp thực nghiệm Ecman..