Các sóng dài trọng lực trong đại dương - Chương 3 doc

http://www.ebook.edu.vn điều kiện trên biên lỏng, sự biến thiên của địa hình dễ dng tính đến không chỉ ở Nh ộ l quả tính toán tiếp sau. Các phổ của . n c động khí qu áp suất khí quyển v ứng suất gió tới mặt đại dơng cũng nh thô gian khác nhau (xem hình 0.2). Trong ch s anănglợng từ các quá trình thấp tần kiểu nh nớc dâng bão hay thủy vùng bên trong m cả ở vùng bên ngoi. ng xuất hiện những vấn đề với việc chọn nhiễu đ ng ban đầu có ảnh hởng ớn tới kết chuỗi mực nớc ở những điểm khác nhau có thể rất khác nhau. Thực tế không thể phân biệt đợc các dạng dao động với những tần số gần bằng nhau v nói chung việc xác định dạng dao động đối với các hi khác nhau l bi toán rất phức tạp. Có lẽ, phơng án tối u l kết hợp hai cách tiếp cận ny. Chơng 3 Các sóng gió áp trong đại dơng Không thể hiểu đại dơng m không xem xét sự tơng tác của nó với khí quyển, giống nh không thể hiểu khí quyển nếu không tính đến sự tơng tác của nó với đại dơng. P. Beil Hải doơng học phổ thông (1977) Hầu hết tất cả chuyể động của nớc trong đại dơng thực chất l kết quả của những tá yển. Vật lý đại doơng. Tập 1. Thủy vật lý (1978) Những quá trình khí quyển l nguồn năng lợng chính cung cấp cho những dao động sóng di của đại dơng (dĩ nhiên, không kể thủy triều v sóng thần). Trong đó các sóng di có thể đợc gây nên một cách trực tiếp do tác động cơ học trực tiếp của ng qua sự tái phân bố năng lợng đi vo từ khí quyển sang những dạng chuyển động khác ở đại dơng với những quy mô thời gian v không ơng ny ẽ xem xét các sóng gió áp (sóng AB), tức các sóng trực tiếp gây nên bởi những thăng giáng khí áp v gió hoặc sự chuyển hó triều khí tợng (những quá trình ny cũng đợc hình thnh dới tác động của các quá trình khí 149 150 http://www.ebook.edu.vn quy g AB ở đại dơng liên quan mật thiết với phổ các sóng khí quyển. Vì vậy, ở chơng ny (tuân theo nhận xét thông thái của Beil) sẽ tổng quan tóm tắt những quan niệm lý thuyết hiện tồn về đặc điểm các dao động khí quyển trên dải tần số tơng ứng với các sóng di trọng lực ở đại dơng, cũng nh một số kết quả quan trắc thực tế về các sóng khí quyển. 3.1. Một số đặc điểm lý thuyết của các sóng trong khí quyển Hiện nay, các dao động tần thấp (synop) của khí quyển (với các chu kỳ trên 6 giờ) đợc nghiên cứu khá nhiều: Mạng l ới syn iới có tới hng nghìn trạm khí tợng thủy văn, tại đó đã uất khí iễu đợc tín hiệu vô tuyến v điện từ, sự hình thnh những dị th ển, nhng quy mô lớn hơn). Phổ các són op thế g tiến hnh quan trắc liên tục mấy chục năm nay về áp s quyển v gió (tại những kỳ hạn synop chuẩn). Những nh động vi mô của khí quyển (với chu kỳ từ vi giây tới vi giờ) nghiên cứu ít hơn, việc đo chúng liên quan với những khó khăn kỹ thuật nhất định v đòi hỏi thiết bị độ nhạy cao. Lần đầu tiên những thăng giáng áp suất v gió bắt đầu đợc nghiên cứu bởi các nh địa chấn học, khi ấy ngời ta phát hiện thấy rằng nền dao động khí quyển tần số cao có tác động rõ rệt tới cấp độ của những dao động vi chấn [69]. Về sau đã phát hiện rằng những dao động đó cũng tác động mạnh tới sự lan truyền những ờng thời tiết địa phơng. * * Sự quan tâm tới các sóng trong khí quyển chủ yếu đợc kích thích bởi vấn đề phát hiện những vụ nổ hạt nhân từ xa. Các dụng cụ hiện đại cho phép ngời ta ghi nhận một cách tin cậy các sóng khí quyển từ những vụ nổ hạt nhân lan truyền vòng quanh địa cầu một số lần. Ngời ta cũng đã biết tới những thăng giáng vi mô của khí áp liên quan tới các vụ động đất, phun núi lửa, rơi thiên thạch [17, 45]. Những dao động khí áp v gió ở sát đất tấc động mạnh mẽ tới mặt đại dơng, gây nên những dao động sóng di của mực nớc. Thật vậy, ví dụ dao động khí áp với chu kỳ gần 35 phút v biên độ một số miliba, thờng quan trắc thấy khi các front đi qua, gây nên các dao động cọng hởng của mực nớc ở vịnh Nagasaki, trong một số trờng hợp những dao động ny có biên độ hơn 2 m (gọi l hiện tợng abiki) [196]. ác sóng di quan trắc thấy trong đại dơng. Cũng giống nh trong đại d quá trình y cần để khí quyển thuộc kiểu sóng phẳng, Các sóng trong khí quyển có nhiều nét tơng tự với c ơng, ở đây tồn tại các sóng xoay, liên quan tới sự quay của Trái Đất (chẳng hạn nh các sóng Rosby) v song trọng lực gây nên bởi tác động của lực trọng trờng hoặc lực nổi. Đối với các sóng khí quyển, hiện tợng bẫy sóng đợc biết khá rõ. Ví dụ, các sóng địa hình xuất hiện do kết quả bẫy năng lợng của các khí quyển trên những yếu tố bất đồng nhất của địa hình. Đặc biệt có ý nghĩa đối với chuyển động khí quyển l sự bẫy sóng diễn ra trên những yếu tố bất đồng nhất của trờng mật độ liên quan tới những khu vực phân cách front hay những lớp nghịch nhiệt sát đất. Các sóng khí quyển bị bẫy có thể tạo nên những nhiễu động sóng di rất mạnh trong đại dơng. Cơ sở của lý thuyết chuyển động sóng trong khí quyển đợc trình by ở cuốn chuyên khảo kinh điển của Gossard v Hook [17]. Trong mục ny sẽ chỉ dẫn ra một số thông tin cơ bản về những chuyển động n hiểu rõ hơn về những chuyển động có liên quan trong đại dơng. Ta xét những dao động truyền trong phơng ngang trên hớng trục x : Pwvu ,,, )( tnzkxi e + , (3.1) ở đây v u, các thnh phần phơng ngang của tốc độ, phần thẳng đứng, w thnh P áp suất. Từ các phơng trình chuyển 151 152 http://www.ebook.edu.vn động đối với khí quyển, có thể nhận đợc phơng trình tản mạn nh sau: 2 22 2 2 2 222 2 )( ss s c cN c Nk n + + = , (3.2) hay (3.2) trong đó ơng ngang ơng thẳng đứng, độ âm, đợc xác đị biểu 2222222 )/()( = s ckNn , nk, các số sóng theo ph v ph = 2/1 )/( ddPc s tốc N tần số Vaisial-Brent, nh bằng thức ằ ằ ẳ ô ô ơ ê + 0 == 2 0 2 1 s c g d d gN (3.33) zzd d g , 0 mật độ khí quyển, nhiệt độ th * ,ếvị hệ số Ekkart, á ạ 2 c á ã g ă ă â Đ + 0 zd d . (3.4) Tham = 1 2 0 s số đặc tr sự ản độ (v độ nén) tới c s uán t g hạn chế khá nghêm ngặt (giả thiết về các dao động rất bé, các tham số ng cho h hởng của gradient mật cá ố hạng q ính. Phơng trình (3.2) nhận đợc với nhữn , s không đổi, bỏ qua sự quay của Trái Đất v ma sát v.v ), tuy nhiên nó rất thuận tiện để mô tả định tính những kiểu chuyển động khí quyển chủ yếu. Nếu 0 2 <n , thì các sóng tắt dần với độ cao tuân theo luật hm mũ, tức chúng l các sóng bị bẫy, có khả năng truyền chỉ , Nc * Nhiệt độ thế vị )(z đó l nhiệt độ m phần tử kông khí ở độ cao 1000 z tơng ứng với áp suất 1000 hPa có đợc nếu di chuyển đoạn nhiệt nó từ độ cao z tới độ cao đó [17]. trong phơng ngang; khi 0 2 >n các sóng có thể truyền cả trong phơng ngang lẫn phơng thẳng đứng, tức chúng tơng tự nh các sóng phát xạ trong đại dơng. Hai loại chuyển động sóng ny bị giới hạn trên mặt phẳng tản mạn , k bởi các nghiệm của phơng trình: 22 22 )( 1)( kkc N s = ằ ằ ẳ ô ô ơ , (3.5) điều ny tơng ứng với điều kiện 0 2 =n , tức điều kiện vectơ truyền các sóng khí quyển hớng theo phơng ngang. Vế phải của phơng trình (3.5) luôn dơng, vì vậy nghiệm của (3.5) có hai nhánh, đối với mỗi nhánh các nghiệm l những số thực: 222 ê 2 2 2 , s c k N >> ; (3.6a) 2 2 2 , s c k N << . (3.6b) Các điều kiện (3.6a) v (3.6b) giới hạn hai kiểu sóng phát xạ trong khí quyển: các sóng âm (AW) v các sóng nội trọng lực (IGW) * . Các biểu thức tơng quan tản mạn gần đúng của các sóng ny có thể nhận đợc từ phơng trình (3.2) đối với hai trờng hợp riêng. 1. Giả sử 0= v 0=N , tức ta bỏ qua các lực trọng trờng v độ nổi. Khi đó s c mnk 2 222 =+ . (3.7) * Các sóng nội trọng lực - thuật ngữ dùng trong sách báo ở Nga, Gossard v Hook [17] gọi kiểu sóng ny l các sóng độ nổi (buoyancy waves). 153 154 http://www.ebook.edu.vn Phơng trình ny mô tả các sóng âm. 2. Ta sẽ xem môi trờng l không nén, tức cho rằng với = s c hữu hạn. Khi đó 2 2 2 22 1 á á ạ ã ă ă â Đ = N kn , (3.8) biểu thức ny l phơng trình tản mạn gần đúng của các sóng nội trọng lực. Hình 3.1. Biểu đồ tản mạn của các sóng khí quyển Đối với các sóng âm từ phơng trình (3.5) v điều kiện (3.6a) suy ra 2 2 22 = s c N khi (3.9) m gọi l tần Trị số điển hình của bằng 0,015 rad/s, tơng ứng với chu kỳ gần 7 phút. Các sóng âm thấp tần với tần số dới 1 Hz thờng đợc gọi l sóng ngoại âm [17]. Dễ dng nhận thấy sự giống nhau rất lớn giữa biểu đồ tản mạn đối với các sóng trọng lực phát xạ ở đại dơng (xem hình 2.4) v các sóng âm, trong đó tốc độ âm trong khí quyển giữ vai trò tơng tự nh tốc độ của các sóng di 0k , trong đó 2222 += sA cNN , (3.10) ở đây A N số biên của sóng âm. Nh vậy các sóng âm trên biểu đồ tản mạn nằm bên trong hình paraboon với đờng tiệm cận số cực tiểu 0 s ckc == / v tần A N= (hình 3.1). A N s cc = ghc = trong đại dơng. Đối với các sóng nội trọng lực, nh có thể suy ra từ (3.5), (3.6b), (3.11) v trên biểu đồ tản mạn ở hình 3.1 các sóng ny chiếm vùng phía dới. Nếu g có sự phân tầng), thì các sóng độ nổi (IGW) suy thoái; đối với khí quyển không nén (tức khi n tại. Khi ột hiệu ứng đặc biệt. Trong trờng hợp ny xuất hiện một dạng bất ổn định đặc biệt v những khác biệt giữa sóng âm v sóng nội trọng lực bị xóa mờ [17]. Tuy n khí quyển thực trờng hợp n vậy thực tế không đợc hiện thực. Trị số điển hình d/s tơng ứng vớ Nếu giả thiết ,0khi0 ,khi 2 22 k kN 0=N (khôn = s c ) các sóng âm không tồ A NN > quan sát thấy m hiên, trong h 01,0=N ra i chu kỳ khoảng 10,5 phút. n<< , = s c phơng trònh (3.2) đối với các sóng nội trọng lực có dạng 222 cosN= , (3.12) trong đó kn /tg = . Biểu thức (3.12) thiết lập mối liên hệ đơn giản v hữu ích giữa tần số của các sóng nội trọng lực v góc lan truyền của chúng. 155 156 http://www.ebook.edu.vn Ngoi các sóng âm v sóng nội trọng lực lan truyền tự do trong phơng thẳng đứng (tức với n l số thực) còn tồn tại những chuyển động sóng với n thuần túy l số ảo. Điều kiện biên tại mặt Trái Đất đòi hỏi tốc độ thẳng đứng 0=w . Trờng hợp riêng thỏa mãn điều kiện ny l w bằng không ở mọi nơi. Trong trờng hợp đó có thể có những dao động lan truyền trong phơng ngang với tốc độ gần với tốc độ âm, v tắt dần theo hm mũ khi độ cao tăng lên (các sóng Lamb). Khoảng tần số tồn tại sóng Lamb xấp xỉ tơng ứng với khoảng tần số của các sóng trọng lực trong đại dơng, tuy nhiên tốc độ của chúng khoảng 1,5 lần lớn hơn. Nghiệm đối với các sóng Lamb có thể viết dới dạng [17] )( ),( tkxi s eePzxP z = , (3.13) ở đây tham số Ekkart có giá trị đặc trng 2 103 km 1 . Từ sự so sánh (3.13) v (3.1) suy ra ny 22 =n . Thế giá trị vo (3.2), ta đợc phơng trình tản mạn đối với sóng Lamb: k cc s == . (3.14) Do đó, sóng Lamb đó l sóng không tản mạn, lan truyền với tốc độ âm. Có thể xem nó nh l hi bậc không của các sóng âm. Một đồng dạng của sóng Lamb trong đại dơng l sóng Kelvin sóng bị bẫy, chạy dọc theo bờ với tốc độ của các sóng di v tắt dần khi xa khỏi bờ theo luật hm mũ. Những bất đồng nhất của phân tầng khí quyển dẫn tới lm biến thể sóng Lamb giống nh l những bất đồng nhất địa hình lm biến thể sóng Kelvin [269]. Bớc sóng điển hình của các sóng âm thấp tần từ một số mét đến vi trăm kilômet, nhng trong trờng hợp những vụ nổ mạnh, phun núi lửa, rơi những thiên thạch lớn có thể tạo thnh những sóng Lamb với bớc sóng hng trăm, thaamj chí hng nghìn kilômet, truyền đi những khoảng cách cực xa ứng với một số vòng quanh Trái Đất. Chẳng hạn, những hiện tợng nh vậy đã quan trắc đợc trong vụ nổ của núi lửa Caratau v trong khi rơi thiên thạch Tunguss [17, 45]. Nh vậy, trong điều kiện const=N trong khí quyển có thể tồn tại những dao động sóng thuộc ba kiểu: sóng âm, sóng nội trọng lực v sóng Lamb. Các tốc độ đặc trng của các sóng âm v sóng Lamb gần bằng tốc độ âm 340 s c m/s; các tốc độ đặc trng của sóng nội trọng lực nhỏ hơn một, hai bậc. Sự bất đồng nhất phân tầng trong khí quyển sẽ dẫn tới sự biến thiên tốc độ âm v tạo thnh các ống dẫn (kênh âm) ở các lớp tơng ứng với những tốc độ pha cực tiểu [17, 180]. Các sóng khí quyển bị bẫy ở trong những lớ đó tơng tự nh các sóng ven ở đại dơng bị bẫy trên nớc nông v có thể lan truyền đi hng nghìn, thậm chí hng chục nghìn kilômet [17, 45]. Chẳng hạn, các sóng nh vậy thờng hay quan trắc đợc ở lớp sát đất trong khi có nghịch nhiệt. Ta sẽ xét mô hình kh p í quyển hai lớp với gián đoạn mật độ s tại độ cao H z = , ở lớp dới độ cao trớc, ta sẽ khảo sát n theo đó 1 NN = , còn ở lớp trên hững sóng truyền dọc 2 NN = . Giống nh trục x v có dạng (3.1) ở trong mỗi lớp. Để đơn giản, ta giả sử rằng kc s / >> , 22 k<< (đối với các quy mô m chúng ta quan âm thì nhng giả thiết ny hon ton có căn cứ). Khi đó, theo (3.2) () 2/1 22 = jj N k n . (3.15) Tại ranh giới các lớp cần phải thực hiện điều kiện liên tục của tốc độ thẳng đứng: 157 158 http://www.ebook.edu.vn 21 = khi H z = , (3.16a) v áp suất tổng cộng [173]: ằ ẳ ô ơ ê = ằ ẳ ô ơ ê )()()()( 22 2 2 211 2 2 1 zgwzw k zgwzw k tại H z = , (3.16b) còn tại biên cứng (mặt Trái Đất) v tại vô cùng các điều kiện bằng không của tốc độ thẳng đứng 0 1 =w tại 0=z , (3.17a) 0 2 =w tại z . (3.17b) Mô hình ny rất giống với mô hình thềm bậc đối với các sóng đại dơng (xem mục 2.3), ở đây mật độ đóng vai trò của độ sâu, còn tọa độ z hớng thẳng đứng lên trên đóng vai trò của tọa độ x hớng về phía khơi đại dơng. Từ (3.15) suy ra rằng tùy thuộc vo dấu của biểu thức 22 j N tham số j n sẽ l số thực hay thuần túy số ảo ( jj in = ). Do đó, các nghiệm đối với )(zw j trong mỗi lớp sẽ mang tính chất lợng giác (khi j N< ) hay hm mũ (khi j N> ), m sau ny giống nh ở mục 2.3 sẽ đợc kí hiệu bằng các chữ cái TT , v EE , cho lớp dới v lớp trên. Nếu tính đến điều kiện (3.17a) đối với lớp dới có thể viết (3.18a) ghiệm đối với các sóng bị bẫy không tồn tại, bởi vì trong khí quyển bên trên. Tần số ến những điều kiện biên (3.16). Nếu 1111 11 * 11 khi)(sh)( NzAzw >= . (3.18b) Đối với lớp trên 222222 khi)(cos)(sin)( NznBznAzw <+= , (3.19a) 2 * 22 khi)( 2 NeAzw z >= . (3.19b) Khi 2 N> nghiệm mang tính chất hm số mũ, trong đó dựa vo điều kiện (3.17b) chỉ giữ số hạng tắt dần với độ cao. Khi 2 N< n khi)(sin)( NznAzw <= , trờng hợp ny không thể thỏa mãn điều kiện (3.17b). Tại những tần số đó tồn tại phổ liên tục của các sóng nội trọng lực không bị bẫy truyền tự do vo 2 N đóng vai trò ranh giới tần thấp của sự tồn tại các sóng bị bẫy. Phơng trình tản mạn đối với các sóng khí quyển bị bẫy có thể nhận đợc có tính đ = 12 N> các nghiệm mang tính chất hm số mũ ở cả lớp dới lẫn lớp trên (kiểu 2 NN > , thì đối với tất cả các tần số E E trên hình 3.2 a). Từ (3.18b), (3.19b) v (3.16) suy ra 221 11 21 2 2 )(cth )( H g k c + = á ạ ã ă â Đ = . (3.20) Phơng trình (3.20) có nghiệm duy nhất tơng ứng với hi cơ bản (thứ nhất) của sóng bị bẫy. Nếu biểu diễn khí quyển dới dạng đại dơng đồng nhất với độ sâu tơng đơng H v mật độ không đổi 1 = , thì k= 1 v đối với các sóng trên biên tự do ( 0 2 = ) từ (3.20) ta đợc )(th 2 kH k g c = , (3. biểu thức ny trùng hợ với phơng trình tản mạn đối với các sóng đại dơng; khi 1<<kH công thức (3.21) chuyển thnh công thức kinh điển của Lagrange đối với các sóng di 21) hHc = . Phơng trình (3.20) nếu tính đến (3.15) cho phép nhận đợc các giá trị riêng v k v các hm riêng tơng ứng (hình 3.2). 159 160 http://www.ebook.edu.vn Hình 3.2. Biểu đồ tản mạn (a) v những hm riêng toơng ứng (b) của các sóng khí quyển trong mô hình khí quyển hai lớp (bên trái i 12 NN > , bên phả 21 N> ) N Nếu tính đến những đơn giản hóa đã thực hiện ở trên 11 >> v 22 )/( s ck << đối với tốc độ ngang u v áp suất P có thể viết ra những biểu thức nh sau: zA k izP 1 * 1 2 11 1 ch)( = ; (3.22) zAizu 1 * 1 1 1 ch)( . (3.23) k = Đơn vị ảo chỉ ra rằng uyển về pha 1 P v 1 u dịch ch 2/ so với tốc độ thẳng đứng áp suất v tốc độ ngang biến đổi với độ cao theo quy luật côsin hypecbôn, hm ny tiến tới đơn vị tại những giá trị nhỏ của đối số. Vì vậy, những thăng giáng w (3.18b). u v P ở mặt Trái Đất khác với không (khác với ợc ghi nhận bằng các máy vi áp ký v phong áp ký. Những thăng giáng đó có thể trực tiếp tác động tới bề mặt đại dơng, gây nên các dao động đáp lại của mực nớc. Nếu vo tần số có thể có hai kiểu dao động. Khi ệm tơng ứng với kiểu w ) v có thể đ 12 NN < , thì tùy thhuộc 1 N> các nghi E E đã xét ở trên. Khi dao động sẽ có dạng (3.18a) ở trong lớp dới v (3.19b) ở trong lớp trên (kiểu 12 NN << các E T ). Phơng trình tản mạn tơng ứng có dạng 22111 )(ctg + ạ â Hnnk h ny có thể có dạng: 2 2 2 )( 1 = á ã ă Đ = g c , (3.24a) phuơng trìn 22 2 2 21 11 1 )( )(tg = k g n Hn . (3.24b) giống với phơng trình tản mạn (2.44) đối với các sóng ven. Khác với phơng trình tản mạn (3.20) chỉ có một nghiệm, phơng trình (3.24) có một tập hợp nghiệm tơng ứng với các hi gián đoạn khác nhau của các sóng bị bẫy (xem hình 3.2 a). Những biến thiên của 1 w v P theo độ cao đối với kiểu nghiệm ny đợc chỉ ra trên hình 3.2 b bằng những đờng gạch nối. 161 162 http://www.ebook.edu.vn Nh đã thấy từ hình 3.2 b, năng lợng chính của các dao động sóng bị bẫy tập trung ở trong lớp dới, lớp ny có vai trò một ống dẫn sóng. Khi xa dần lên trên kể từ đới gián đoạn mật độ năng lợng của các dao động giảm nhanh. Mô hình hai lớp với gián đoạn mật độ trong khi mô tả những chuyển động sóng trong khí quyển l mô hình cực kỳ thô (mặc dù khá trực quan). Vì vậy, để khảo sát những dao động thực quan sát đợc trong khí quyển, ngời ta sử dụng những mô hình hiện thực hơn (những kiểu mô hình nhiều lớp tính đến sự biến đổi không chỉ của mật độ, m cả trờng gió) [17]. Ví dụ, Gossard v Munk [180] khi phân tích các sóng bị bẫy lan truyền trong lớp nghịch nhiệt ở Nam California đã sử dụng mô hình ba lớp không gián đoạn mật độ v nhiệt độ. Phân bố nhiệt độ thế vị đợc biểu thị trên hình 3.3a. Mô hình đợc chọn sao cho trong mỗi lớp tần số Vaissal-Brent N không đổi, ngoi ra 231 NNN < . Trong lớp dới ( Hz <<0 ) )(zw j có dạng (3.18b), trong lớp giữa ( H H z H +<< 2 ) (3.18a), còn trong lớp trên ( H H z +> 2 ) (3.19b). Nh vậy, mô hình ny mô tả những sóng bị bẫy trong lớp giữa có vai trò nh một ống dẫn sóng, v tắt dần trong lớp trên v lớp dới. Những đờng cong riêng tơng ứng đợc dẫn trên hình 3.3 b, phân bố thẳng đứng của w , u v P đợc biểu diễn trên hình 3.3 a (để so sánh, đờng cong tản mạn v các hm riêng của mô hình hai lớp đợc biểu diễn bằng những đờng gạch nối). Tùy thuộc vo kích thớc của nguồn ban đầu các nhiễu động khí quyển ( L ) có thể có những phơng án khác nhau gâyn nên các sóng bị bẫy: 1) Nếu kL /2 > , thì các sóng bị bẫy không đợc kích động (trong trờng hợp ny có thể kích động các sóng âm tần thấp với bớc sóng lớn); 2) Nếu III /2/2 kLk << , thì chỉ có hi cơ bản của các sóng bị bẫy với tần số 21 NN << v số sóng II1 kkk << ; 3) Nếu II /2 kL < , thì có thể phát sinh hi thứ nhất v thứ hai của các sóng bị bẫy. Hình 3.3. Phân bố thẳng đứng của nhiệt độ thế vị (bên trái), tốc độ thẳng đứng (ở giữa) v ngang (bên phải) đối với các mô hình khí quyển ba lớp (đoờng cong liền nét) v hai lớp (đoờng gạch nối) (a) v các đoờng cong tản mạn ứng với những mô hình đó (b) (từ công trình [180]) Về phơng diện lý thuyết, với các kích thớc nguồn bé có thể cũng phát sinh những hi bậc cao hơn. Tuy nhiên, khi đó ần phải tính toán rằng các hi cao ở gần mặt Trái Đất có biên độ bé. Khi 1>>H những nhiễu động áp suất chắc gì đã đạt tới bề mặt Trái Đất. Ghi nhận ở lân cận mặt Trái Đất những sóng di tơng ứng với các hi sóng bị bẫy bậc thấp l xác suất hơn cả [180]. Nh đã thấy qua việc mô tả ở trên, giữa các sóng khí quyển v đại dơng có những nét tơng tự rất lý thú. Cả các sóng khí quyển trong môi trờng bất đồng nhất thẳng đứng lẫn các sóng di đại dơng đối với địa hình biến đổi (của đới thềm sờn lục địa) đều l sự tổng cộng của phổ gián đoạn các sóng bị bẫy lan c 1 163 164 http://www.ebook.edu.vn truyền dọc theo ranh giới bất đồng nhất (theo ống dẫn sóng) v phổ liên tục các sóng phát xạ mang năng lợng đi ra vùng bên ngoi (khí quyển tự do hay vùng khơi đại dơng). Sóng Lamb rất giống só g Kelvin, các sóng khí quyển bị bẫy giống với các sóng ven v v.v Vì vậy, việc nghiên cứu các sóng khí quyển đối với các nh hải dơng học l điều lý thú không chỉ xét về giác độ các sóng có hể đợc kích động trong đại dơng, m có thể l rất có ích để hiểu tốt hơn về bản thân các sóng đại dơng. * 3.2. Những đặc tr~ng phổ của áp suất khí quyển v gió Ta sẽ xét một số dữ liệu quan trắc thực tế về dao động áp suất khí qu ển v gió. Những quan trắc ny bắt đầu đợc thực hiện đều đặn từ những năm năm mơi [69, 179, 180, 195, 223] v đã có những kết quả khá trùng hợp. Ngời ta đã thấy rằng trong trạn thái khí quyển bình lặng, ở dải tần số rộng ( điệu, giảm theo quy l ng chứa một cực trị đáng kể no ngoi 4). Ví dụ, kết quả nh vậy đã nhận đợc t , 179, 195, 223]. Sự vi phạm duy nhất về tính thnh những chi tiết kiểu nh cái bờm, hổ đôi khi đợc quan trắc thấy tại các 5]. Có lẽ, đặc điểm ny liên quan tới yển động sóng trong khí quyển (xem g đối của phổ xấp xỉ tơng ứng với << , tại đây các sóng âm v sóng còn bờm vùng tồn tại của các sóng n t y g 05 1010 Hz) phổ áp suất có đặc điểm đơn uật gần với khô các cực trị triều (hình 3. rong các công trình [15 đơn điệu (sự tạo 2 v hay cao nguyên) trên p chu kỳ 0,010,003 Hz [1 tính chất của những chu hình 3.1): sự giảm tơn khoảng tần số rỗng N nội trọng lực vắng mặt, A N quen biết, ví dụ các sóng Rosby v Rosby xích c sóng Ianai), đã đợc mô tả lần đầu tiên khi phâ tích những chuyển động khí quyển. nh của Herron v nnk. [195] thực hiện đo những vi thăng giáng khí áp ở phần đông bắc nớc Mỹ, quy luật giảm phổ áp suất ợc duy trì đối với mọi điều kiện thời tiết v trong ton khoảng tần số. Bảng 3.1. Kết quả phân tích phổ thăng giáng khí áp theo dữ liệu đo tại Đi Vật lý Thủy văn Shikotan Thời gian kéo di * Một số loại sóng đại dơng khá đạo các sóng trọng lực (cá n âm thấp tần (sóng ngoại âm). Theo dữ liệu khảo sát của Kimball v Lemon [223], cũng 2 đ Bắt đầu chuỗi Phút Ngy Quy luật giảm 7-11-89 29 687 20,6 2,25 9-01-90 22 291 15,5 2,37 23-04-90 20 654 14,3 2,24 16-05-90 30 000 20,8 2,40 14-08-90 13 259 9,2 2,22 25-08-90 21 857 15,2 2,25 11-09-90 8 490 5,9 2,12 28-09-90 * 10 155 7,1 2,13 15-10-90 14 803 10,3 2,35 28-12-90 23 676 16,4 2,06 194 872 135,3 2,26 * Quan trắc đợc thực hiện ở khu vực Krabozavođsk. Những dữ liệu nhận đợc mùa thu năm 1987 ở vùng bờ tây nam Kamchatka trong thời kỳ đợt thí nghiệm KAMSHEL-87 [37] đã cho thấy sự giảm tơng đối nhanh hơn của phổ khí áp ( 3,2 ết bình lặng (ở đới cao áp) các biên độ vi thăng giáng đặc trng của áp suất bằng 0,10,15 hPa (hình 3.5 a); các vùng áp thấp đi qua thờng ). Khi đó, trong thời ti kéo theo những 165 166 http://www.ebook.edu.vn dao ến 0, a (hìn Kamchatka, để ớc lợng ảnh chuỗi đo của quy luật giảm ( động khí quyển tăng lên, biên độ của chúng tăng đ 30,5 hPa, còn trong một số trờng hợp riêng vợt 1 hP h 3.5 b). Mực phổ áp suất trong các thời kỳ hoạt động tăng cờng đã tăng lên 11,5 bậc, nhng hình dáng phổ v quy luật giảm đã thay đổi rất ít (hình 3.5 c) * [37, 230]. Do đó, sự kích thích các kiểu sóng khí quyển khác nhau đã diễn ra trong một dải tần số rộng v tơng đối đều đặn, những điều kiện để phát sinh các sóng bị bẫy (sự xuất hiện của chúng dẫn tới phá hủy mạnh tính đơn điệu của phổ [179, 180], có lẽ đã không tồn tại trong thời kỳ quan trắc. Vấn đề về quy luật giảm phổ các sóng khí quyển l một vấn đề quan trọng v lý thú tự nó cũng nh dới góc độ sự hình thnh phổ các sóng đại dơng. Để kiểm tra tính khách quan của các kết quả nhận đợc ở vùng ven bờ hởng của các đặc điểm địa phơng v sự biến động mùa tới đặc điểm phổ, trong các năm 19891991 tại đi Vật lý Thủy văn Shikotan cũng nh ở một số điểm khác của đảo Shikotan đã tiến hnh đo di hạn những thăng giáng khí áp. Những kết quả phân tích các chuỗi đo đợc dẫn trong bảng 3.1. Chỉ số lấy trung bình theo các 26,2= ) gần bằng giá trị nhận đợc đối với Kamchatka. Đã không nhận thấy một xu thế rõ rệt no về sự biến động của chỉ số ny gây nên bởi tính biến thiên tuần hòa mùa của các quá trình khí quyển. Nói chung các phổ có tính chất khá ổn định, mặc dù ở những thời kỳ khác nhau (thờng không kéo di) độ ổn định ny đã bị phá hủy. Các giá trị nhỏ nhất (về trị tuyệt đối) đã quan trắc thấy vo các ngy 2324 tháng t ( 90,1= ) v 1819 tháng năm ( 94,1= ) năm 1990, các giá trị lớn nhất ( 76,2= ) các ngy 2324 tháng năm năm 1990. Những nguyên nhân vật lý gây * Về phơng diện ny các phổ áp suất khác nhiều so với các phổ d di của mực nớc biển nhận đợc trong cùng vùng ny, đặ ao động sóng c điểm v hình dạng đã thay đổi nhiều tùy theo các điều kiện bên ngoi [37, 230]. nên những biến đổi đó đòi hỏi phải khảo sát tiếp. Hình 3.4. Phổ dao động khí áp theo số liệu của Gossard (từ [179]) ợng áp suất tại tần số 10 Hz Tồn tại một sự liên hệ rõ rệt giữa năng lợng dao động khí áp ( ) a P v tốc độ gió ( W ): )(lg a PE W . (3.25) Theo dữ liệu của Herron v nnk. [195], hệ số tơng quan ( WP K ) giữa tốc độ gió v logarit năng l 1 bằng 0,85, tại tần số 10 2 Hz 0,75, còn tại các tần số thấp hơn giảm mạnh, 0)Hz10( 5,2 WP K . Kimball v Lemon đã nhận đợc 167 168 [...]... biệt giữa các tốc độ lan truyền của sóng đại d ơng v sóng khí quyển không v ợt quá 1020 % Nh đã nhận xét ở mục 3. 2, các tốc độ sóng Lamb v sóng gió áp trọng lực gần bằng tốc độ âm U = 34 3 m/s, các tốc độ đặc tr ng của sóng nội trọng lực U 30 50 m/s [17] Tốc độ các sóng di ở vùng khơi đại d ơng nhỏ hơn nhiều so với tốc độ các sóng gió áp trọng lực, nh ng lớn hơn so với tốc độ các sóng nội trọng lực v do... 1 0 f L L L 2 , (3. 34) CDk 2 10 5 (m3.s2)/kg đối với k = 0,0025 v f ứng với a f vĩ độ 45o Từ (3. 32) v (3. 34) suy ra = Đối với đại d ơng độ sâu không đổi h ( x, y ) = H ph ơng 2 (3. 33) Nếu tính đến (3. 29) v (3. 33) có thể viết (3. 30) trình ny có thể viết lại d ới dạng Pa , mặt đất; f tham số Coriolis nguyên, theo một số ớc l ợng bằng từ 1,2 10 3 đến 3 10 3 [24, 277] 2 a f trong đó W g gió địa... (3. 80) 215 cộng h ởng thềm của các sóng tự do (xem các biểu thức (2.90), (2. 93) ) Nh vậy, thềm có tác động chọn lọc tới tr ờng các sóng di ở đại d ơng: nếu phổ của các sóng c ỡng bức đi tới thềm có đặc điểm nhiễu trắng, thì phổ của các sóng phản xạ sẽ chứa những cực đại biểu hiện rõ tại các tần số cộng h ởng thềm Từ hình vẽ thấy rằng các sóng Puancarê c ỡng bức rơi vo dải tồn tại của các sóng nội trọng. .. trên các polygon ghi đồng thời mực n ớc, dòng chảy, các tham số sóng gió v sóng lừng, các vi thăng giáng khí áp, gió 1 93 v.v Không có khả năng bao quát ton bộ các ph ơng diện của vấn đề phát sinh các sóng di, trong ch ơng ny chúng ta sẽ xem xét tr ớc hết về những cơ chế trực tiếp liên quan tới sự tác động của các quá trình khí quyển tới bề mặt đại d ơng 3. 4 Sự kích động trực tiếp các sóng di trong đại. .. di tự nhiên 1 Các sóng nội ở đại d ơng Những dữ liệu quan trắc thực địa [175] cũng nh các tính toán lý thuyết [ 138 ] đã chứng tỏ rằng các sóng di trên mặt trong một số tr ờng hợp có thể đ ợc gây nên bởi các sóng nội Tuy nhiên có lẽ nguồn dao động sóng di của mực n ớc loại ny l thứ yếu Minh chứng về điều ny l: những khác biệt lớn về các bán kính t ơng quan của các sóng mặt v sóng nội [33 4], sự phụ thuộc... 2 2 y 2 , (3. 36) p 2 = 2 k 2 = 2 Trong đại d ơng rộng vô hạn C1 = C1 = C 2 = C 2 = 0 , còn P = 0 , của mực n ớc đại d ơng đối với những dao động khí áp; = (3. 37) v sẽ tìm nghiệm đối với d ới dạng (3. 38) Ph ơng trình (3. 36) với những giả thiết đơn giản hóa đã chấp nhận sẽ có dạng ( x) ( x) = trong đó 2 = k 2 2 , 2 = 2 , gH 2 2 0e ilx , (3. 39) = k 2 + l 2 Nghiệm của (3. 39) l2 + 2 =... mùa hè Các xoáy thuận đi qua hầu nh bao giờ cũng kéo theo sự c ờng hóa các vi thăng giáng của khí áp (xem hình 3. 5), tăng gió, sóng bão, kết cục dẫn đến tăng năng l ợng các dao động sóng di của mực n ớc Ng ợc lại, ở vùng khí áp cao năng l ợng của các sóng di đại d ơng th ờng giảm tới 12 bậc Những dao động t ơng tự nh vậy có thể l nguồn của các dao động sóng di mạnh 3. 3 Liên hệ các dao động sóng di... động sóng di của mực n ớc đại d ơng với đặc điểm v c ờng độ của các quá trình khí quyển Tính chất của các dao động sóng di của mực n ớc đại d ơng ở mức độ đáng kể bị chi phối bởi các quá trình khí quyển diễn ra bên trên vùng n ớc t ơng ứng Sự c ờng hóa hoạt động khí quyển dẫn tới tăng c ờng các quá trình động lực trong lớp trên của đại d ơng v gây nên các sóng di trọng lực Hình 3. 12 Biến trình thời gian... , c g c0 (3. 58) ở đây c g tốc độ nhóm, c 0 tốc độ pha của các sóng ven, L khoảng cách từ khu vực bão đi vo đới thềm (tức từ vùng dự định phát sinh các sóng ven) đến trạm nơi mực n ớc đ ợc quan trắc Đối với các sóng ven trên thềm nghiêng c g = c 0 / 2 v do đó T = L L = c0 U (3. 59) So sánh các giá trị tính toán v thực đo T cho thấy chúng khá trùng hợp với nhau (xem bảng 3. 3) Bảng 3. 3 Các giá trị... các sóng ven đ ợc các ông phát hiện khi phân tích các băng ghi sóng di trên thềm California (hình 3. 15a) Trong tr ờng hợp cuối cùng ny chùm các sóng ven đ ợc gây nên bởi gió gật mạnh v chuỗi các sóng khí quyển ở khu vực La-Holl Công trình [266] l ví dụ đầu tiên chứng minh sự tồn tại thực tế của các sóng ven ở đại d ơng v hiện t ợng bẫy (tụ tập) năng l ợng sóng ở đới thềm ở tất cả các tr ờng hợp đã . 15,5 2 ,37 2 3- 0 4-9 0 20 654 14 ,3 2,24 1 6-0 5-9 0 30 000 20,8 2,40 1 4-0 8-9 0 13 259 9,2 2,22 2 5-0 8-9 0 21 857 15,2 2,25 1 1-0 9-9 0 8 490 5,9 2,12 2 8-0 9-9 0 * 10 155 7,1 2, 13 1 5-1 0-9 0 14 8 03 10 ,3 2 ,35 2 8-1 2-9 0 23. với các sóng trọng lực phát xạ ở đại dơng (xem hình 2.4) v các sóng âm, trong đó tốc độ âm trong khí quyển giữ vai trò tơng tự nh tốc độ của các sóng di 0k , trong đó 2222 += sA cNN , (3. 10) ở. (3. 6b) Các điều kiện (3. 6a) v (3. 6b) giới hạn hai kiểu sóng phát xạ trong khí quyển: các sóng âm (AW) v các sóng nội trọng lực (IGW) * . Các biểu thức tơng quan tản mạn gần đúng của các sóng ny có thể