Tương tác biển khí quyển ( đinh văn ưu)

Đại học quốc gia Hà nội Trờng Đại học Khoa học tự nhiên Đinh Văn Ưu Tơng tác Biển - khí Hà Nội 1997 Mục lục Mở đầu Chơng Các quy luật trao đổi năng, nhiệt vật chất biển khí 1.1 Động lực lớp biên khí sát mặt nớc 1.2 .ảnh hởng phân tầng khí lên trao đổi động lợng 12 biển-khí 1.3 Tơng quan hệ số truyền nhiệt, khuyếch tán masát rối 19 biển 1.4 Tính toán thông lợng nhiệt, ẩm theo số liệu khí tợng thông 24 dụng điều kiện gió lớn (bão) Chơng Hệ tơng tác biển khí 28 2.1 Tơng tác nhiệt lớp biên biển khí phơng pháp mô hình 28 hoá lớp hoạt động biển 2.2 Tơng tác động lực lớp biên hệ số rối không đổi 32 2.3 Sóng gió 37 2.4 Dòng chảy biển 40 2.5 ảnh hởng khí lên nhiệt độ nớc mặt biển 45 2.6 Các xoáy Langmur - kết tơng tác nhiệt động lực học quy mô 48 trung bình biển khí 2.7.Biến đổi nhiệt độ lớp biên tiếp giáp khí biển 51 2.8 Phơng trình cân nhiệt hệ thống đại dơng - khí 54 2.9 ảnh hởng khí lên cấu trúc lớp biên đại dơng tham 56 số hoá chúng Chơng Tơng tác biển-khí vùng biển 62 nhiệt đới nhiệt đới 3.1 Bất ổn định đối lu khí quyên nhiệt đới 62 3.2 Hoạt động gió mùa hệ thống biển khí nhiệt đới 67 3.3 Tơng tác nhiệt biển - khí - lục địa nguyên nhân hình thành 69 biến đổi hoàn lu khí đại dơng 3.4 Các chu kỳ dao động hệ thống khí - 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 Mở đầu Trong thập niên cuối kỷ XX, yêu cầu nhân loại nhằm khai thác sử dụng tài nguyên thiên nhiên biến đổi khí hậu tăng mức độ xác dự báo khí tợng thuỷ văn dẫn đến việc tăng cờng nghiên cứu khí đại dơng mối tơng tác chúng Hiện ngời nhận thấy rõ yếu điểm phơng pháp mô tả điều kiện khí tợng thuỷ văn, thời có ý nghĩa tích cực khí tợng học hải dơng học Điều cấp bách đặt ngành khí tợng thuỷ văn đại cung cấp tiêu định lợng trạng thái mức độ biến động đại dơng khí Nh biết, trạng thái môi trờng phụ thuộc vào tính chất môi trờng trình thu nhận nh phân bố lại lợng, vấn đề quan trọng cần giải cho phép xác định phát triển trình khí tợng thuỷ văn nghiên cứu nguồn cung cấp biến đổi lợng khí quyển, thuỷ thạch đất Nguồn gốc sống trái đất nguồn xạ mặt trời vào đất đợc khí quyển, thuỷ quyển, thạch sinh hấp thụ chuyển đổi Trong trình toàn khí hấp thụ 1/3 tổng lợng, phần lại đợc lớp tơng đối mỏng mặt đất biển hấp thụ dẫn tới tợng đốt nóng lớp này, đồng thời tạo xạ sóng dài thông lợng rối đợc truyền cho khí Chính vấn đề cho thấy cần thiết phải nghiên cứu quy luật biến đổi lợng lớp biên khí đại dơng nh lớp hoạt động mặt đất Các đặc trng nhiệt động lực học mặt trải có vai trò quan trọng khối không khí Đó khối khí ẩm ấm mùa đông mát mùa hè mặt biển có tính đối lập với khối khí đất liền Nghiên cứu đặc trng khối khí đại dơng lục địa, biến động chúng trình dịch chuyển mặt đất vất đề vô quan trọng ngành khí tợng học Điều hoàn toàn tự nhiên xây dựng lý thuyết khí hậu dự báo thời tiết ngời ta phải kể đên trình tơng tác khí với đại dơng lục địa Có thể thấy khác biệt tính chất mặt trải nguyên nhân đầu đầu tạo nên khác biệt hoàn lu khí so với tính chất đới gây nên đa dạng điều kiện khí hậu thời tiết vùng khí hậu khác đất Tuy nhiên tính đặc thù trình tơng tác khí đại dơng, ngời ta trọng trớc hết đến trình tơng tác không khí với mặt trải Sự khác tính chất vật lý động lực đất nớc dẫn đến việc độ dày lớp hoạt động, xẩy dao động nhiệt độ độ ẩm theo thời gian, lục địa nhỏ so với biển Mặt khác, nhiệt dung đất nhỏ nhiều so với nớc dẫn đến yêu cầu nhiệt lợng cho đốt nóng khối lợng mặt đất so với mặt nớc Do trình trao đổi nhiệt rối đại phận nhiệt chuyển hoá lớp hoạt động đợc truyền lại cho khí thông qua lớp khí sát mặt Cũng từ khác tính chất vật lý động lực đất nớc lục địa có tính ỳ nhiệt nhỏ nhiều so với đại dơng nhiều chúng đợc xem nh bề mặt phản xạ nhiệt ( dạng chuyển hoá) vào khí Điều làm cho toán tính nguồn nhiệt đất liền đợc dễ dàng Vì nhiều mô hình thuỷ động lực hoàn lu chung khí cho nhiệt dung đất liền không Các đại dơng với độ ỳ nhiệt lớn trở thành nơi tích nhiệt quan trọng đất, mức độ biến đổi nhiệt độ nớc theo thời gian thờng chậm Các thông lợng nhiệt đại dơng khí trở nên khác biệt so với thông lợng lục địa Đồng thời dòng chảy biển đại dơng chuyển tải nhiệt theo hớng ngang dẫn đến biến đổi hớng thông lợng nhiệt Thực chế cho thấy đại lục gần nh không phản ứng lại tác động khí lên mặt trải, đại dơng lại phản ứng nhanh lên khí bị tác động Giữa hai môi trờng hình thành hàng loạt mối tác động đối lập (ngợc) Trong chừng mực hiểu giải thích chế nhiều trình tợng tự nhiên thông qua nghiên cứu đại dơng khí cách độc lập Tuy nhiên tính toán dự báo trình khí tợng thuỷ văn đặc biệt bớc thời gian tơng đối dài bỏ qua trình trao đổi ngợc đợc Trong quy mô lớn, mối tơng quan ngợc đợc thể qua biến động mùa hoàn lu chung đại dơng thể trình trao đổi đới vỹ tuyến Việc gia tăng chênh lệch nhiệt độ cực xích đạo mùa đông tăng cờng hoàn lu khí kinh hớng dẫn đến tăng cờng vận tốc dòng chảy lợng nhiệt đại dơng theo hớng Hệ trình sau làm giảm tơng phản nhiệt độ đới vỹ tuyến đại dơng nh khí Ví dụ điển hình trình thể rõ qua tính chất mùa rõ rệt bình lu nhiệt nớc bắc Đại Tây dơng Bắc Băng dơng Các chuyển động khí dẫn đến trình vận chuyển lợng nớc đáng kể kèm theo trữ lợng nhiệt lớn đến khu vực với đặc điểm khí hậu hoàn toàn xa lạ, trữ lợng nhiệt nớc làm biến đổi tính chất khối không khí biển từ tạo nên khối khí biến tính khác biệt hoàn toàn so với các đặc trng trung bình đới vỹ tuyến Các mối quan hệ ngợc đợc hình thành tơng tác vi mô, ví dụ kết trao đổi thông lợng nhiệt, chất hình thành nên lớp biên đại dơng khí với đặc trng nhiệt động lực phụ thuộc lẫn Đại dơng không nơi dự trữ phân phối lại nhiệt theo không gian thời gian, mà nguồn cung cấp ẩm chủ yếu cho khí Chúng ta đề biết trình chuyển hoá độ ẩm khí gây nên tác động mạnh mẽ lên chế độ nhiệt động học khí với vai trò không nhỏ so với xạ mặt trời Chỉ cần nêu thực tế lợng nhiệt khí nhận đợc ngng tụ nớc lớn tổng lợng nhiệt trao đổi rối hấp thụ xạ mặt trời Vai trò lớn lao độ ẩm không giới hạn phân bố lại lợng nhiệt khí mà gây tác động trực tiếp tới mặt trải Trao đổi ẩm đại dơng - khí gây nên ảnh hởng đáng kể đến biến đổi độ muối trạng thái biển Nếu nh đại dơng tác động lên trình khí chủ yếu thông qua trao đổi nhiệt - ẩm, khí tác động ngợc lại lên đại dơng không qua thông lợng nhiệt ẩm mà thông qua động lợng Nhiệt độ độ muối đại dơng biển nh chế độ dòng chảy chủ yếu đợc hình thành tác động khí cách gián tiếp trực tiếp Chỉ cần nhắc lại dòng đối lu dòng chảy gradient biển đợc gây nên tác động trực tiếp trao đổi nhiệt - ẩm với khí Tập hợp tất đặc trng tơng tác nhiệt, động lực, phân bố ẩm trình liên quan tới tác động ngợc cho phép xem đại dơng khí nh hệ thống hoạt động nguồn lợng xạ mặt trời Do nhiều tính chất vật lý môi trờng lỏng khí giống nên nguyên lý nhiệt động lực học hoàn toàn ứng dụng cho hai phần hệ Điều đợc nhà khoa học xác nhận từ lâu, thời gian gần ngời ta quan tâm chủ yếu tới việc giải hệ phơng trình mô tả toàn hệ thống hệ thống lớp biên tiếp giáp hai môi trờng Tuy nhiên ngời ta cha thu đợc nhiều kết đáng kể nhiều khó khăn phơng diện toán học, mà phơng diện vật lý Trớc hết cần kể đến yêu cầu xác định biến đổi nguồn lợng cách xác Thực vậy, động toàn khí vào khoảng 1% dự trữ nội năng, tỷ lệ lại nhỏ đại dơng Vì sai số tơng đối bé xác định thông lợng nhiệt ẩm gây nhiễu động đáng kể kết tính toán đặc trng động lực khí đại dơng Nhiều điều khác cha đợc làm sáng tỏ liên quan tới chế hình thành tơng quan phát triển trình khí tợng Ví dụ chế liên kết thông lợng nhiệt, bốc hơi, ngng tụ ẩm tạo mây đợc làm sáng tỏ quy mô khí hậu Trong nhiều trờng hợp, không hiểu rõ định tính mức độ ảnh hởng tơng tác động lực tơng tác nhiệt lên hình thành dòng chảy biển Nh vậy, đa hai dạng vấn đề cần đợc tập trung nghiên cứu Đó quy luật trao đổi lợng đại dơng khí vai trò tơng tác nhiệt động trình khí tợng thuỷ văn Đối với quy mô tợng, cần đặc biệt ý tới tơng tác vi mô tơng tác vĩ mô Hiện cha có thống định nghiã quy mô tơng tác đại dơng - khí Thông thờng theo mức độ cần thiết phân loại dựa vào kích thớc đặc trng chuyển động khí đại dơng kích thớc khu vực xẩy trao đổi lợng khí đại dơng Theo đó, trình vi mô tơng ứng dao động yếu tố khí tợng thuỷ văn khoảng từ vài phần giây đến vài phút Điều phân biệt dễ dàng phân bố phổ khí quyển, nh vận tốc gió đại dơng - sóng gió Đối với trình quy mô vừa chu kỳ đặc trng vào khoảng vài ba Những tợng dạng đợc tách từ biến trình phổ biến ngày đêm yếu tố khí tợng thuỷ văn Ngời ta phân trình synốp với chu kỳ đặc trng vài ngày trình mùa, năm, v.v thông thờng quy mô đợc ghép với trình vĩ mô Trên phân bố phổ yếu tố khí tợng thuỷ văn khác chu kỳ đợc thể rõ nét Chơng Các quy luật trao đổi năng, Nhiệt vật chất biển khí 1.1 Động lực lớp biên khí sát mặt nớc Quá trình tơng tác nhiệt động lực gữa đại dơng khí đợc thể qua dòng (thông lợng) lợng vật chất trao đổi hai môi trờng Thông thờng tốc độ gió khí lớn tốc độ dòng chảy biển Các dòng lợng từ khí đợc truyền cho đại dơng chủ yếu tạo nên sóng dòng chảy lớp nớc mặt biển Khác với lớp biên khí sát mặt đất, độ gồ ghề mặt trải biển biến đổi, phụ thuộc vào trạng thái mặt biển Trong hình thành độ gồ ghề mặt biển, bên cạnh độ cao độ dốc sóng, tốc độ truyền sóng hớng sóng có vai trò đáng kể Sự kết hợp sóng dòng chảy lớp nớc sát mặt dẫn tới tợng tốc độ gió mặt phân cách nớc-không khí không bị triệt tiêu mà vận tốc dòng chảy mặt Những đặc điểm nêu dẫn tới trình biến dạng profil (phân bố) thẳng đứng vận tốc gió mặt biển giá trị dòng động lợng trao đổi hai môi trờng thay đổi theo Nh từ hai phía mặt phân cách nớc- không khí tồn lớp biên trình động lực nh nhiệt- chất tơng ứng phụ thuộc vào trạng thái hai môi trờng Chúng ta biết, thông lợng rối trao đổi qua lớp biên thờng đợc tính toán thông qua nhiễu động thăng giáng rối giá trị trung bình đặc trng tơng ứng Đối với dòng động lợng hay ma sát dòng khí nớc chúng đợc xác định dựa vào quy luật biến đổi vận tốc hớng gió theo độ cao lớp tơng đối mỏng- đợc gọi lớp ma sát Trên đất liền, lớp ma sát đợc xem lớp mà dòng động lợng gần nh không biến đổi, điều đợc xem xét tơng tự dòng nhiệt dòng ẩm Thông thờng, giới hạn biến đổi thông lợng từ 5% đến 10% xem không , , độ dày lớp ma sát, giá trị gradient z z z Độ dày lớp đợc xác định sở đánh giá số hạng phơng trình chuyển động, truyền nhiệt khuyếch tán Cho lớp biên khí sát mặt biển, số hạng thành phần z phơng trình chuyển động r r v r r 1 + v v + fe3 v = p + t (1.1) có bậc đại lợng cỡ 10-1 cm2/s2, tơng ứng bậc đại lợng số hạng thành phần lực Coriolis (fV ) lực gradient áp suất Nh độ dày lớp z lớp khí có biến đổi hu ~ khoảng 10% là: z z (1.2) với giá trị: = 1.3 10-3 g/cm3, = 10-1 , = 0.5 - dyn/cm2 (1/) ( /z) = (1/) ( p/z) = 10-1 cm/s2, ta có hu ~ (0,5 5) 103 cm, hay hu = - 50 mét Xét điều kiện tơng tự dòng nhiệt H: T + a C p w' T 'C p H z z H = C p w' T 'C p H h hệ số truyền nhiệt độ phân tử, a gradient nhiệt độ đoạn nhiệt khô, nhiệt độ vị Nói chung dòng nhiệt H lấy trị số dòng nhiệt rối Phơng trình cân nhiệt trờng hợp tợng chuyển đổi pha có dạng sau ( + F ) T d = dt C p z (1.3) F dòng nhiệt xạ Bậc đại lợng vế trái (1.3) thờng vào khoảng 3/h, trờng hợp độ dày lớp không khí trị số H+F biến đổi ( ~10%- 20%) là: h'u ~ 106 H + F (1.4) [H,F] = cal/cm2.s, [hu]= cm Trong điều kiện phân tầng không ổn định (vào ngày hè) bậc đại lợng H vào khoảng 0,005 cal/cm2.s, độ dày hu tơng ứng 50 mét Khi H[...]... q ( ) , z z L 19 trong đó: P =z/L; () = g() ; = T 0 P * R Cp A*=2,39 10-8 cal/erg - đơng lợng công Sau khi tích phân (1 .9) chúng ta thu đợc các công thức sau: u( z 2 ) u( z1 ) = z u* z 2 f u ( ) f u ( 1 ) L L ( z 2 ) ( z1 ) = * q ( z 2 ) q ( z1 ) = q* z z f q ( 2 ) f q ( 1 ) L L z1 z2 f ( L ) f ( L ) (1 .10) Các thông lợng ứng suất ( ộng lợng) = u' w' , nhiệt = C p... tầng khí quyển lên trao đổi động lợng biển- khí quyển Trong lớp biên khí quyển trên biển, nhiễu động rối của độ ẩm q' có một vai trò đáng kể trong nhiễu động rối mật độ ' , đại lợng liên quan trực tiếp tới lực đẩy áchimede g'/ vì vậy cần tính đến ảnh hởng của sự phân tầng nhiệt và ẩm trong lớp biên khí quyển sát mặt Từ phơng trình trạng thái của hỗn hợp khí và hơi nớc (không khí ẩm) p = RTv = RT [1+q((Rh/R)... , , 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 .11) và cho rằng: z z z z2 dz dz z1 Pr( + K ) z1 + Ku , ta có: C p v* ( ( z 2 ) ( z1 ) ) v( z 2 ) v( z1 ) = Pr v* (1 .14) Dễ dàng thu đợc biểu thức cho hệ số truyền nhiệt: C = Cu ~ Pr ~ ~ Trong đó là hiệu nhiệt độ không thứ nguyên = ~ ( z) = Cpv* ( z ) H Pr ~ ~ ( z) (0 ) với Khi giữa các... 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/z0)]2 =(v*/v)2 Nếu kể đến sự phân tầng, hệ số Cu sẽ có dạng tổng quát hơn: Cu = (v*/v10)2 ={2/[ln(z10/z0) + (z10 - zm)/L]}2 = = Cu0{1 + (z10 - zm)/[Lln(z10/z0)] }-2= = Cu0{1 - 2 [(z10)/L]ln(z10/z0)} Đối với phân tầng không ổn định ( L < 0), trị số Cu sẽ lớn... D z (1 .11) q z Trên cơ sở các công thức (1 .9) và (1 .11) ta có: Kv = u* L gu( ) K = u* L g ( ) KD = u* L g q ( ) (1 .12) 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 0H = H (0 ) =... 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 ( ) = g q ( ) , z z L 19... số hạng đầu tiên: (z/L) = 1 + (z/L) hệ số trên mặt đất có thể lấy không đổi : ~ 0,6 Trong trờng hợp này, hàm phân bố tích phân f sẽ có dạng logarit + tuyến tính: v2 -v1 = (v* /) [ln(z/L) + (z2 - z1)/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/z0) + (z2 - z0)/L] Đối với lớp biên khí quyển trên mặt biển, tham số nhám... Khối lợng hạt nớc trong khí quyển cũng chuyển động cùng một vận tốc của dòng khí , chúng sẽ truyền động lợng cho nớc biển khi rơi xuống lớp mặt Đồng thời sự hiện diện của các bọt khí trong lớp nớc trên cùng sẽ góp phần tăng cờng dòng động lợng cho biển (ii) trong điều kiện sóng lớn, độ ẩm khí quyển lớp sát mặt tăng làm thay đổi điều kiện ổn định mật độ của dòng khí và gián tiếp tác động lên dòng động... Chơng 2 Hệ quả tơng tác biển và khí quyển 2.1 Tơng tác nhiệt các lớp biên biển khí và phơng pháp mô hình hoá lớp hoạt động trên của biển Trong lớp biên trên cùng của biển, những biến động của các đặc trng thuỷ nhiệt động lực và môi trờng biển chỉ có ý nghĩa đáng kể trong lớp hoạt động trên Tại các độ sâu lớn hơn giới hạn của lớp hoạt động, biên độ dao động mùa của các đặc trng nớc biển nh độ muối, nhiệt... z , với 0H = H (0 ) = 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 z1 L 1 z z1 z ln 2 + b 2 0 L H z1 ( z2 ) ( z1 ) = * (1 .13) 1 z z z1 q ( z2 ) q ( z1 ) = q* 0 ln 2 + bq 2 z1 L Trong ... sau: u( z ) u( z1 ) = z u* z f u ( ) f u ( ) L L ( z ) ( z1 ) = * q ( z ) q ( z1 ) = q* z z f q ( ) f q ( ) L L z1 z2 f ( L ) f ( L ) (1 .10) Các thông lợng ứng suất ( ộng... v ( ) = g v ( ) z z L T T = ( ) = g ( ) z z L (1 .9) q q q = q ( ) = g q ( ) , z z L 19 đó: P =z/L; () = g() ; = T P * R Cp A*=2,39 10-8 cal/erg - đơng lợng công Sau tích phân (1 .9)... theo số liệu khí tợng thông 24 dụng điều kiện gió lớn (bão) Chơng Hệ tơng tác biển khí 28 2.1 Tơng tác nhiệt lớp biên biển khí phơng pháp mô hình 28 hoá lớp hoạt động biển 2.2 Tơng tác động lực