Tương tác biển khí quyển ( Đinh Văn Ưu ) - Chương 1 potx

1 Đại học quốc gia Hà nội Trờng Đại học Khoa học tự nhiên Đinh Văn Ưu Tơng tác Biển - khí quyển Hà Nội 1997 2 Mục lục Mở đầu 4 Chơng 1. Các quy luật trao đổi cơ năng, nhiệt và vật chất giữa biển và khí quyển. 8 1.1. Động lực lớp biên khí quyển sát mặt nớc. 8 1.2. .ảnh hởn g của p hân tần g khí q u y ển lên trao đổi độn g lợn g biển-khí quyển. 12 1.3. Tơn g q uan g iữa hệ số tru y ền nhiệt, khu y ếch tán và masát rối trên biển. 19 1.4. Tính toán các thông lợng nhiệt, ẩm theo số liệu khí tợn g thôn g dụng và trong điều kiện gió lớn (bão). 24 Chơng 2. Hệ quả tơng tác biển và khí quyển 28 2.1. Tơn g tác nhiệt các lớ p biên biển khí và p hơn g p há p mô hình hoá lớp hoạt động trên của biển. 28 2.2. Tơng tác động lực các lớp biên khi hệ số rối không đổi. 32 2.3. Sóng gió 37 2.4. Dòng chảy trên biển 40 2.5. ảnh hởng của khí quyển lên nhiệt độ nớc mặt biển 45 2.6. Các xoáy Langmur - kết q uả tơn g tác nhiệt độn g lực học q u y mô trung bình giữa biển và khí quyển 48 2.7.Biến đổi nhiệt độ của lớp biên tiếp giáp khí quyển và biển 51 2.8. Phơng trình cân bằng nhiệt hệ thống đại dơng - khí quyển 54 2.9. ảnh hởn g của khí q u y ển lên cấu trúc lớ p biên đại dơn g và tham số hoá chúng. 56 Chơng 3. Tơng tác biển-khí quyển tại vùng bi ể n nhiệt đới 62 3 nhiệt đới 3.1. Bất ổn định đối lu trong khí quyên nhiệt đới 62 3.2. Hoạt độn g của g ió mùa tron g hệ thốn g biển và khí q u y ển nhiệt đới 67 3.3. Tơng tác nhiệt biển - khí quyển - lục địa n g u y ên nhân hình thành và biến đổi của hoàn lu khí quyển và đại dơng. 69 3.4. Các chu kỳ dao động trong hệ thống khí quyển - đại dơng. 74 3.5. Các đặc điểm khí tợng Biển Đông 80 3.6. Các đặc điểm hải dơng 92 Tài liệu tham khảo 107 4 Mở đầu Trong những thập niên cuối thế kỷ XX, những yêu cầu của nhân loại nhằm khai thác sử dụng tài nguyên thiên nhiên. biến đổi khí hậu và tăng mức độ chính xác của các dự báo khí tợng thuỷ văn đã dẫn đến việc tăng cờng nghiên cứu khí quyển và đại dơng trong mối tơng tác giữa chúng. Hiện nay mọi ngời đều nhận thấy rõ các yếu điểm của phơng pháp mô tả các điều kiện khí tợng thuỷ văn, một thời đã có ý nghĩa tích cực trong khí tợng học và hải dơng học. Điều cấp bách đặt ra đối với ngành khí tợng thuỷ văn hiện đại là cung cấp các chỉ tiêu định lợng về trạng thái và mức độ biến động của đại dơng và khí quyển. Nh chúng ta đều biết, trạng thái của môi trờng luôn phụ thuộc vào tính chất của môi trờng đó trong quá trình thu nhận cũng nh phân bố lại năng lợng, vì vậy vấn đề quan trọng đầu tiên cần giải quyết cho phép xác định sự phát triển các quá trình khí tợng thuỷ văn là nghiên cứu nguồn cung cấp và biến đổi của năng lợng trong khí quyển, thuỷ quyển và thạch quyển của quả đất. Nguồn gốc của sự sống trên trái đất chính là nguồn bức xạ mặt trời đi vào quả đất đợc khí quyển, thuỷ quyển, thạch quyển và sinh quyển hấp thụ và chuyển đổi. Trong quá trình đó toàn bộ khí quyển chỉ hấp thụ 1/3 tổng năng lợng, phần còn lại đợc một lớp tơng đối mỏng của mặt đất và biển hấp thụ dẫn tới hiện tợng đốt nóng các lớp này, đồng thời tạo ra bức xạ sóng dài và các thông lợng rối đợc truyền cho khí quyển. Chính vấn đề này đã cho thấy sự cần thiết phải nghiên cứu các quy luật biến đổi năng lợng trong các lớp biên khí quyển và đại dơng cũng nh lớp hoạt động của mặt đất. Các đặc trng nhiệt động lực học của mặt trải có một vai trò hết sức quan trọng đối với các khối không khí trên đó. Đó là các khối khí ẩm và ấm trong mùa đông và mát trong mùa hè trên mặt biển có tính đối lập với các khối khí trên đất liền. Nghiên cứu đặc trng của các khối khí đại dơng và lục địa, sự biến động của chúng trong quá trình dịch chuyển trên mặt đất là vất đề vô cùng quan trọng của ngành khí tợng học. Điều này hoàn toàn tự nhiên khi xây dựng các lý thuyết khí hậu và dự báo thời tiết ngời ta đều phải kể đên quá trình tơng tác khí quyển với đại dơng và lục địa. Có thể thấy rằng sự khác biệt của tính chất mặt trải là nguyên nhân đầu đầu tạo nên sự khác biệt của hoàn lu khí quyển so với tính chất đới và gây nên sự đa dạng của điều kiện khí hậu và thời tiết trên các vùng khí hậu khác nhau của quả đất. Tuy nhiên do tính đặc thù của các quá trình tơng tác khí quyển và đại dơng, ngời ta chú trọng trớc hết đến quá trình tơng tác không khí với mặt trải. 5 Sự khác nhau về tính chất vật lý và động lực của đất và nớc dẫn đến việc độ dày lớp hoạt động, trong đó xẩy ra dao động của nhiệt độ và độ ẩm theo thời gian, trên lục địa luôn nhỏ hơn so với trên biển. Mặt khác, do nhiệt dung của đất nhỏ hơn nhiều so với nớc dẫn đến yêu cầu nhiệt lợng ít hơn khi cho đốt nóng cùng một khối lợng trên mặt đất so với trên mặt nớc. Do các quá trình trao đổi nhiệt rối đại bộ phận nhiệt năng chuyển hoá trong các lớp hoạt động trên đợc truyền lại cho khí quyển thông qua lớp khí quyển sát mặt. Cũng từ sự khác nhau về tính chất vật lý và động lực của đất và nớc các lục địa có tính ỳ nhiệt nhỏ hơn nhiều so với đại dơng vì vậy nhiều khi chúng đợc xem nh bề mặt phản xạ nhiệt ( có thể trong dạng chuyển hoá) vào khí quyển. Điều này có thể làm cho bài toán tính nguồn nhiệt trên đất liền đợc dễ dàng hơn. Vì vậy trong nhiều mô hình thuỷ động lực hoàn lu chung khí quyển có thể cho nhiệt dung của đất liền bằng không. Các đại dơng với độ ỳ nhiệt lớn đã trở thành các nơi tích nhiệt quan trọng nhất của quả đất, mức độ biến đổi của nhiệt độ nớc theo thời gian thờng rất chậm. Các thông lợng nhiệt giữa đại dơng và khí quyển trở nên khác biệt so với các thông lợng trên lục địa. Đồng thời các dòng chảy trên biển và đại dơng đã chuyển tải nhiệt theo hớng ngang dẫn đến sự biến đổi hớng của thông lợng nhiệt. Thực chế cho thấy rằng các đại lục gần nh không phản ứng lại đối với các tác động của khí quyển lên mặt trải, trong khi đại dơng lại phản ứng rất nhanh lên khí quyển khi bị tác động. Giữa hai môi trờng này hình thành hàng loạt các mối tác động đối lập nhau (ngợc). Trong chừng mực nào đó có thể hiểu và giải thích cơ chế nhiều quá trình và hiện tợng tự nhiên thông qua nghiên cứu đại dơng và khí quyển một cách độc lập. Tuy nhiên trong tính toán và dự báo các quá trình khí tợng thuỷ văn đặc biệt đối với bớc thời gian t ơng đối dài thì không thể bỏ qua các quá trình trao đổi ngợc đợc. Trong các quy mô lớn, mối tơng quan ngợc này đợc thể hiện qua biến động mùa của hoàn lu chung đại dơng thể hiện quá trình trao đổi giữa các đới vỹ tuyến. Việc gia tăng chênh lệch nhiệt độ giữa cực và xích đạo trong mùa đông và tăng cờng hoàn lu khí quyển kinh hớng dẫn đến tăng cờng vận tốc dòng chảy và lợng nhiệt đại dơng theo hớng này. Hệ quả của các quá trình sau sẽ làm giảm sự tơng phản nhiệt độ giữa các đới vỹ tuyến trong đại dơng cũng nh trong khí quyển. Ví dụ điển hình của quá trình trên thể hiện rõ qua tính chất mùa rõ rệt của bình lu nhiệt nớc bắc Đại Tây dơng và Bắc Băng dơng. Các chuyển động của khí quyển dẫn đến quá trình vận chuyển một lợng nớc đáng kể kèm theo một trữ lợng nhiệt lớn đến một khu vực với các đặc điểm khí hậu hoàn toàn xa lạ, tại đây trữ lợng nhiệt của nớc sẽ làm biến đổi tính chất của khối 6 không khí trên biển và từ đó tạo nên các khối khí biến tính có thể khác biệt hoàn toàn so với các các đặc trng trung bình trên cùng một đới vỹ tuyến. Các mối quan hệ ngợc cũng đợc hình thành trong các tơng tác vi mô, ví dụ do kết quả trao đổi các thông lợng nhiệt, chất luôn hình thành nên các lớp biên đại dơng và khí quyển với các đặc trng nhiệt động lực phụ thuộc lẫn nhau. Đại dơng không chỉ là nơi dự trữ và phân phối lại nhiệt theo không gian và thời gian, mà còn là nguồn cung cấp ẩm chủ yếu cho khí quyển. Chúng ta đề biết quá trình chuyển hoá độ ẩm trong khí quyển luôn gây nên tác động mạnh mẽ lên chế độ nhiệt động học khí quyển với vai trò không nhỏ hơn so với bức xạ mặt trời. Chỉ cần nêu ra thực tế về lợng nhiệt khí quyển nhận đợc do ngng tụ hơi nớc lớn hơn tổng lợng nhiệt do trao đổi rối và hấp thụ bức xạ mặt trời. Vai trò lớn lao của độ ẩm không chỉ giới hạn trong phân bố lại lợng nhiệt trong khí quyển mà còn gây tác động trực tiếp tới mặt trải. Trao đổi ẩm đại dơng - khí quyển gây nên ảnh hởng đáng kể đến sự biến đổi độ muối và trạng thái biển. Nếu nh đại dơng tác động lên các quá trình khí quyển chủ yếu thông qua trao đổi nhiệt - ẩm, thì khí quyển tác động ngợc lại lên đại dơng không chỉ qua các thông lợng nhiệt ẩm mà còn thông qua động lợng. Nhiệt độ và độ muối của đại dơng và biển cũng nh chế độ dòng chảy chủ yếu đợc hình thành do các tác động của khí quyển một cách gián tiếp hoặc trực tiếp. Chỉ cần nhắc lại rằng các dòng đối lu và dòng chảy gradient trong biển đợc gây nên do tác động trực tiếp của trao đổi nhiệt - ẩm với khí quyển. Tập hợp tất cả các đặc trng tơng tác nhiệt, động lực, phân bố ẩm và các quá trình liên quan tới tác động ngợc cho phép xem đại dơng và khí quyển nh một hệ thống nhất hoạt động do một nguồn năng l ợng duy nhất là bức xạ mặt trời. Do nhiều tính chất vật lý đối với môi trờng lỏng và khí giống nhau nên các nguyên lý nhiệt động lực học hoàn toàn có thể ứng dụng cho cả hai phần của hệ. Điều này đã đợc các nhà khoa học xác nhận từ lâu, và trong thời gian gần đây ngời ta quan tâm chủ yếu tới việc giải các hệ phơng trình mô tả toàn hệ thống hoặc ít nhất cũng đối với hệ thống các lớp biên tiếp giáp của hai môi trờng. Tuy nhiên cho đến nay ngời ta cũng cha thu đợc nhiều kết quả đáng kể do nhiều khó khăn không những trên phơng diện toán học, mà trên cả phơng diện vật lý. Trớc hết cần kể đến yêu cầu xác định sự biến đổi các nguồn năng lợng một cách chính xác hơn. Thực vậy, động năng của toàn khí quyển chỉ vào khoảng 1% dự trữ thế năng và nội năng, tỷ lệ này lại còn nhỏ hơn đối với đại dơng. Vì vậy những sai số tơng đối bé khi xác định các thông lợng nhiệt và ẩm có thể gây ra nhiễu động 7 đáng kể trong kết quả tính toán các đặc trng động lực khí quyển và đại dơng. Nhiều điều khác cũng cha đợc làm sáng tỏ liên quan tới cơ chế hình thành và tơng quan phát triển của các quá trình khí tợng. Ví dụ cơ chế liên kết giữa thông lợng nhiệt, bốc hơi, ngng tụ ẩm và tạo mây chỉ mới đợc làm sáng tỏ đối với quy mô khí hậu. Trong nhiều trờng hợp, không hiểu rõ ngay cả định tính mức độ ảnh hởng của tơng tác động lực và tơng tác nhiệt lên hình thành dòng chảy biển. Nh vậy, có thể đa ra hai dạng các vấn đề cần đợc tập trung nghiên cứu ngay. Đó là các quy luật trao đổi năng lợng giữa đại dơng và khí quyển và vai trò của tơng tác nhiệt động trong các quá trình khí tợng thuỷ văn. Đối với quy mô các hiện tợng, cần đặc biệt chú ý tới tơng tác vi mô và tơng tác vĩ mô. Hiện nay cha có sự thống nhất trong định nghiã các quy mô tơng tác đại dơng - khí quyển. Thông thờng theo mức độ cần thiết sự phân loại có thể dựa vào kích thớc đặc trng của chuyển động khí quyển và đại dơng hoặc kích thớc của khu vực trong đó xẩy ra trao đổi năng lợng giữa khí quyển và đại dơng. Theo đó, các quá trình vi mô tơng ứng dao động của các yếu tố khí tợng thuỷ văn trong khoảng từ vài phần giây đến vài phút. Điều này có thể phân biệt dễ dàng trên các phân bố phổ trong khí quyển, nh vận tốc gió hoặc trong đại dơng - sóng gió. Đối với các quá trình quy mô vừa thì chu kỳ đặc trng vào khoảng vài ba giờ. Những hiện tợng dạng này đ ợc tách ra từ biến trình phổ biến trong một ngày đêm của các yếu tố khí tợng thuỷ văn. Ngời ta cũng phân ra các quá trình synốp với chu kỳ đặc trng một vài ngày và các quá trình mùa, năm, v.v thông thờng những quy mô này đợc ghép với các quá trình vĩ mô. Trên phân bố phổ các yếu tố khí tợng thuỷ văn khác nhau những chu kỳ này luôn đợc thể hiện khá rõ nét. 8 Chơng 1. Các quy luật trao đổi cơ năng, Nhiệt và vật chất giữa biển và khí quyển. 1.1. Động lực lớp biên khí quyển sát mặt nớc. Quá trình tơng tác nhiệt động lực gữa đại dơng và khí quyển đợc thể hiện qua các dòng (thông lợng) năng lợng và vật chất trao đổi giữa hai môi trờng. Thông thờng tốc độ gió trong khí quyển luôn lớn hơn tốc độ dòng chảy trong biển. Các dòng năng lợng từ khí quyển đợc truyền cho đại dơng chủ yếu tạo nên sóng và dòng chảy trong lớp nớc trên mặt biển. Khác với lớp biên khí quyển sát mặt đất, độ gồ ghề của mặt trải trên biển luôn biến đổi, phụ thuộc vào trạng thái mặt biển. Trong sự hình thành độ gồ ghề của mặt biển, bên cạnh độ cao và độ dốc của sóng, tốc độ truyền sóng và hớng sóng có một vai trò đáng kể. Sự kết hợp giữa sóng và dòng chảy trong lớp nớc sát mặt có thể dẫn tới hiện tợng tốc độ gió trên mặt phân cách nớc-không khí không bị triệt tiêu mà bằng vận tốc của dòng chảy mặt. Những đặc điểm nêu trên dẫn tới quá trình biến dạng của profil (phân bố) thẳng đứng vận tốc gió trên mặt biển và giá trị dòng động lợng trao đổi giữa hai môi trờng cũng thay đổi theo. Nh vậy từ cả hai phía mặt phân cách nớc- không khí tồn tại các lớp biên trong đó các quá trình động lực cũng nh nhiệt- chất tơng ứng luôn phụ thuộc vào trạng thái của hai môi trờng. Chúng ta đều biết, các thông lợng rối trao đổi qua lớp biên thờng đợc tính toán thông qua nhiễu động thăng giáng rối hoặc giá trị trung bình của các đặc trng tơng ứng. Đối với dòng động lợng hay ma sát giữa dòng khí và nớc chúng có thể đợc xác định dựa vào quy luật biến đổi của vận tốc và hớng gió theo độ cao trong một lớp tơng đối mỏng- đợc gọi là lớp ma sát. Trên đất liền, lớp ma sát đ ợc xem là lớp mà trong đó dòng động lợng gần nh không biến đổi, điều này cũng đợc xem xét tơng tự đối với dòng nhiệt và dòng ẩm. Thông thờng, khi giới hạn biến đổi của các thông lợng từ 5% đến 10% trong độ dày lớp ma sát, các giá trị gradient zzz ,, có thể xem bằng không. Độ dày của lớp này có thể đợc xác định trên cơ sở đánh giá các số hạng của các phơng trình chuyển động, truyền nhiệt và khuyếch tán. 9 Cho rằng trong lớp biên khí quyển sát mặt biển, số hạng thành phần z 1 trong phơng trình chuyển động +=++ 11 . 3 pvfevv t v rrr r (1.1) có bậc đại lợng cỡ 10 -1 cm 2 /s 2 , tơng ứng bậc đại lợng các số hạng thành phần lực Coriolis (f V ) hoặc lực do gradient áp suất z 1 . Nh vậy độ dày lớp lớp khí quyển có sự biến đổi z khoảng 10% sẽ là: h u ~ 1 1 z (1.2) với các giá trị: = 1.3 10 -3 g/cm 3 , = 10 -1 , = 0.5 - 5 dyn/cm 2 và (1/) ( /z) = (1/) ( p/z) = 10 -1 cm/s 2 , ta có h u ~ (0,5 5) 10 3 cm, hay h u = 5 - 50 mét. Xét các điều kiện tơng tự đối với dòng nhiệt hiện H: H = CwTC T z ppHa ''+ CwTC z ppH '' h hệ số truyền nhiệt độ phân tử, a gradient nhiệt độ đoạn nhiệt khô, - nhiệt độ thế vị. Nói chung dòng nhiệt H có thể lấy bằng trị số dòng nhiệt rối. Phơng trình cân bằng nhiệt trong trờng hợp không có hiện tợng chuyển đổi pha có dạng sau. () z F + = p C 1 - dt dT (1.3) trong đó F là dòng nhiệt bức xạ. Bậc đại lợng của vế trái (1.3) thờng vào khoảng 3/h, trong trờng hợp đó độ dày của lớp không khí trong đó trị số H+F ít biến đổi ( ~10%- 20%) sẽ là: h' u ~ 10 6 H + F (1.4) [H,F] = cal/cm 2 .s, [h u ]= cm. 10 Trong điều kiện phân tầng không ổn định (vào các ngày hè) bậc đại lợng H vào khoảng 0,005 cal/cm 2 .s, độ dày h u tơng ứng 50 mét. Khi H<0 (phân tầng ổn định vào đêm) dòng nhiệt rối chỉ vào khoảng 0,0005 cal/cm2.s, độ cao h u vào khoảng 5 mét. Đố với dòng ẩm E = wq wq q '' '' , ta xét phơng trình trao đổi độ ẩm q (không có chuyển pha) dq dt z = 1 ă (1.5) Với trị số đặc trng của vế trái khoảng 0,5 g/kg.h độ dày của lớp ổn định E sẽ là: h'' u ~ 10 9 E (1.6) Bậc đại lợng của E thông thờng từ 10 -6 đến 10 -5 g/cm 2 .s tơng ứng độ dày h'' u vào khoảng từ 10 đến 100 mét. Với chuyển động rối trong lớp ma sát đợc hình thành do các quá trình động lực, hệ số rối Kv tăng tỷ lệ với độ cao z: Kv = v * z, trong đó = 0,4 là hằng số Carman và v * - vận tốc động lực. Vận tốc gió trung bình trong lớp ma sát sẽ tuân theo quy luật logarit v 2 - v 1 = (v * /) ln(z 2 /z 1 ) (1.7) Luôn tồn tại một độ cao z 0 mà trên đó vận tốc gió trung bình bị triệt tiêu Vz 0 =0, độ cao z 0 đợc gọi là độ gồ ghề của mặt trải. Việc quan trắc vận tốc gió trên những độ cao nhỏ trên mặt biển thờng rất khó khăn do bị sóng tác động. Các số liệu quan trắc trong phòng thí nghiệm cho thấy sự tồn tại hai chế độ chuyển động của dòng khí trên mặt sóng. Trong trờng hợp khi ma sát giữa khí và nớc do lực kết dính, động lợng đợc chuyển qua nhớt rối và chế độ dòng đợc xem là chảy trơn động lực. Khi ma sát bề mặt đợc hình thành do áp lực giữa các mấp mô sóng, chế độ dòng đợc xem là chảy nhám động lực. Quá trình chuyển đổi giữa hai chế độ dòng nêu trên phụ thuộc vào số Reinolds: Re = h x v * /k 0 (1.8) [...]... = q ( ) = g q ( ) , z z L 19 trong đó: P =z/L; () = g () ; = T 0 P * R Cp A*=2,39 1 0-8 cal/erg - đơng lợng công Sau khi tích phân (1 . 9) chúng ta thu đợc các công thức sau: u( z 2 ) u( z1 ) = z1 u* z 2 f u ( L ) f u ( L ) ( z 2 ) ( z1 ) = * q ( z 2 ) q ( z1 ) = q* z2 z1 f q ( L ) f q ( L ) z1 z2 f ( L ) f ( L ) (1 .1 0) Các thông lợng ứng suất ( ộng lợng) = u' w' , nhiệt... P C và ctv [ 1] Trong trừơng hợp khí quyển phân tầng phiếm định, hệ số ma sát Cu0 có thể dẽ dàng rút ra từ biểu thức phân bố vận tốc: Cu0 = (2 )/ [ln(z/z 0)] 2 =(v*/v)2 Nếu kể đến sự phân tầng, hệ số Cu sẽ có dạng tổng quát hơn: Cu = (v*/v1 0)2 ={2/[ln(z10/z 0) + (z10 - zm)/L]}2 = = Cu0 {1 + (z10 - zm)/[Lln(z10/z 0)] }-2 = = Cu0 {1 - 2 [(z1 0)/ L]ln(z10/z 0)} Đối với phân tầng không ổn định ( L < 0), trị số Cu... (1 .1 1) q z Trên cơ sở các công thức (1 . 9) và (1 .1 1) ta có: Kv = u* L gu( ) K = u* L g ( ) KD = u* L g q ( ) (1 .1 2) Thông thờng ngời ta sử dụng các giá trị nghịch đảo số Prandtl và số Shmidt H và D trong dạng sau: 20 H = Kh g u ( ) = Kv g ( ) , D = g ( ) K = u Kv g q ( ) Trong điều kiện phân tầng phiếm định, khi giá trị hàm (0 ) = 1 có thể xem Kv = KH 0 H = KD 0 D = u* z , với 0 = H (0 ) = H 1 1... logarit: 18 - trên mặt trải cứng: v2 = (v* /) ln(z/z 0) , - trên mặt sóng: v2 - c0 = (v* /) ln(z/zm) Đối với trờng hợp đối lu tự do hay điều kiện phân tầng không ổn định mạnh: (z/L) < -0 ,05 ữ -0 ,10 , hệ số trao đổi rối sẽ biến đổi theo quy luật số mũ 4/3 và phân bố thẳng đứng vận tốc gió theo quy luật -1 /3 Hệ số masát Cu sẽ có dạng: Cu =2[ln(zk/z 0) + (zk/L) + C1(z1 0 -1 /3 - zk -1 / 3 )/ L -1 / 3 ] -2 zk là... (0 ) = H 1 1 và 0 = (0 ) = Phân bố q (0 ) (0 ) vận tốc gió , nhiệt độ và độ ẩm theo độ cao z sẽ tuân theo quy luật logarit và khi có sự phân tầng yếu thì chúng tuân theo quy luật logarit + tuyến tính: v ( z 2 ) v ( z1 ) = v* z 2 z z1 ln + bu 2 z L 1 1 z z1 z ln 2 + b 2 0 L H z1 ( z2 ) ( z1 ) = * (1 .1 3) 1 z z z1 q ( z2 ) q ( z1 ) = q* 0 ln 2 + bq 2 z1 L Trong khi nghiên... lớn hơn 1 Để nghiên cứu mối tơng quan giữa hệ số masát Cu, hệ số truyền nhiệt C và bốc hơi Cq, ta tiến hành các biến đổi sau đây Từ định nghĩa các hệ số trên: Cu = , , C = , Cq = 2 C p v( 0 ) v(q q0 ) v ta có thể lấy tích phân z2 v q , , từ các phơng trình (1 .1 1) và cho rằng: z z z z2 dz dz 1 Pr( + K ) z1 + Ku , ta có: z C p v* ( ( z 2 ) ( z1 ) ) v( z 2 ) v( z1 ) = Pr v* (1 .1 4) Dễ dàng... 1 z 1 ln 2 z0 P* = 1 z 2 , Pq* = 1 ln z q 0 với z0 = 1 0-3 - 1 0 -1 cm, P* = 0,08 - 0 ,12 , Pq* = 1, 7 - 2,8 Tỷ trọng 0/(z -s) 0, 01, q0/(qz -qs) 0,2 , cho phép lấy các giá trị P* = Pq* = 0 và C = Cq = Cu khi vận tốc gió yếu để tính toán các thông lợng nhiệt, ẩm trao đổi qua mặt biển 1. 4 Tính toán các thông lợng nhiệt, ẩm theo số liệu khí tợng thông dụng và trong điều kiện gió lớn (bo) 1. 4 .1. Tính... dạng logarit + tuyến tính: v2 -v1 = (v* /) [ln(z/L) + (z2 - z 1) / L] Dựa trên khái niệm về tham số nhám z0, độ cao mà ở đó vận tốc dòng trung bình bị triệt tiêu ta có: 14 v2 = (v* /) [ln(z/z 0) + (z2 - z 0)/ L] Đối với lớp biên khí quyển trên mặt biển, tham số nhám z0 không cố định mà phụ thuộc vào trạng thờng ngời ta thể hiện mối tơng quan đó qua dạng sau: z0 = zm exp (- c0/v* ) trong đó zm là độ cao mà... = 10 Nh vậy phân tầng ổn định của khí quyển làm giảm dòng động lợng trao đổi giữa biển và khí quyển 1. 3 Tơng quan giữa hệ số truyền nhiệt, khuyếch tán và masát rối trên biển Sử dụng nguyên lý đồng dạng và thứ nguyên, gradient các giá trị trung bình của vận tốc gió, nhiệt độ thế vỵ và độ ẩm có thể biểu diễn qua dạng: v v v = v ( ) = g v ( ) z z L T T = ( ) = g ( ) z z L (1 . 9) q q q = q ( ). .. thể và tham số nhám z0 nh sau: - Khi Ro giảm (gió địa chuyển G yếu hoặc tham số nhám tăng) hệ số ma sát địa chuyển tăng và các số Stenton St và Dalton D cũng tăng lên Với giá trị đặc trng của Ro trong khoảng từ 10 +5 đến 10 +13 ( Ro = 10 +7 khi G = 10 m/s, f = 1 0-4 s -1 và z0 = 1 0-2 cm), biến đổi trong khoảng từ 0, 01 đến 0,2 - Khi S* tăng ( gió địa chuyển yếu, độ ổn định tăng) thì hệ số ma sát địa chuyển . cal/erg - đơng lợng công. Sau khi tích phân (1 . 9) chúng ta thu đợc các công thức sau: uz uz u f z L f z L uu () () ( ) () * 21 21 = = )( ) ( )( ) ( 12 * 12 L z f L z fzz (1 .1 0) = )( ) ( )( ) ( 12 * 12 L z f L z f q zqzq qq . hơn: Cu = (v * /v 10 ) 2 ={ 2 /[ln(z 10 /z 0 ) + (z 10 - z m )/ L]} 2 = = Cu 0 {1 + (z 10 - z m )/ [Lln(z 10 /z 0 )] } -2 = = Cu 0 {1 - 2 [(z 10 )/ L]ln(z 10 /z 0 )} Đối với phân. ẩm K q : z u Kv = z CpKh = (1 .1 1) z q K D = Trên cơ sở các công thức (1 . 9) và (1 .1 1) ta có: () Kv uL gu = * () K uL g = * (1 .1 2) () q D g Lu K * = Thông thờng ngời