Thông tin tài liệu
VIETNAM NATIONAL UNIVERSITY ĐINH VĂN ƯU ĐẠI HỌC QUỐC GIA HÀ NỘI ĐINH VĂN ƯU THEORY OF OCEAN CURRENT LÝ THUYẾT DÒNG CHẢY BIỂN VÀ ĐẠI DƯƠNG VNU PUBLISHING HOUSE, HÀ NỘI - 2006 NHÀ XUẤT BẢN ĐẠI HỌC QUỐC GIA HÀ NỘI - 2006 Mục lục MỞ ĐẦU 2.5 Các kết quan trắc dòng chảy mặt biển 84 2.6 Dòng khối lượng Ekman tồn phần 90 2.7 Các ứng dụng lý thuyết Ekman 95 2.8 Lý thuyết hồn lưu gió đại dương giới hệ phương trình dạng tích phân 104 2.9 Lý thuyết hồn lưu đại dương Sverdrup 131 Chương Những khái niệm chung dòng chảy hồn lưu đại dương Hệ phương trình hồn lưu 11 1.1 Các lực tác động lên nước biển đại dương liên quan đến hình thành hải lưu 13 1.2 Phân loại chuyển động hoàn lưu biển 19 2.10 Lý thuyết dòng chảy biên phía tây Stommel 141 1.3 Hệ phương trình hồn lưu tổng qt 24 146 1.4 Hệ phương trình hồn lưu tọa độ cầu 41 2.11 Lời giải tốn dòng tồn phần hồn lưu Munk 1.5 Hệ phương trình hồn lưu quy mô biển ven 47 2.12 Bài tập 152 1.6 Điều kiện biên điều kiện ban đầu 53 Chương Lý thuyết hoàn lưu địa chuyển 159 Chương Lý thuyết hồn lưu gió 62 3.1.Cân địa chuyển phương trình địa chuyển 159 2.1 Phản ứng lớp đại dương tác động gió: chuyển động qn tính 62 3.2 Dòng chảy áp tà áp 168 3.3 Tính tốn dòng chảy địa chuyển đại dương 171 2.2 Khái niệm lớp Ekman mặt biển 68 3.4 Phương pháp động lực 178 2.3 Lớp Ekman đáy 78 3.5.Dòng chảy gradient 180 2.4 Đánh giá giả thiết Ekman 81 3.6 Các ứng dụng lý thuyết hoàn lưu địa chuyển 182 3.7 Một số đặc trưng dòng chảy vùng xích đạo 186 3.8 Bài tập 188 Tài liệu tham khảo 193 MỞ ĐẦU Dòng chảy biển đại dương đặc trưng chủ yếu vật lý thủy văn biển Đây đặc trưng tiến hành quan trắc, khảo sát nghiên cứu sớm lĩnh vực hàng hải hải dương học Chính lý mà sở liệu cơng trình nghiên cứu dòng chảy biển thuộc loại phong phú đầy đủ so với đặc trưng môi trường biển khác Về phương diện ứng dụng, dòng chảy biển hình thành nên hệ thống hồn lưu biển đại dương có vai trò quan trọng tất hoạt động kinh tế, quốc phòng dân sinh Xuất phát từ yêu cầu nên công tác nghiên cứu triển khai cách liên tục ngày có định hướng cụ thể Một định hướng monitoring (kiểm sốt) dự báo dòng chảy biển Để đưa dự báo xác bao quát đặc trưng dòng chảy biển bao gồm hướng vận tốc, trước hết, cần làm rõ yêu cầu cụ thể quy mô loại dòng chảy Cơ sở lý thuyết dòng chảy hồn lưu biển cho phép phân tích, phân loại đánh giá mức độ biến động nhân tố gây nên biến động Các kết nghiên cứu cho phép đưa luận lựa chọn phương pháp mơ hình dự báo phù hợp với yêu cầu người sử dụng Giáo trình lý thuyết hồn lưu biển đại dương hay lý thuyết hải lưu trình bày cách tiếp cận hệ thống hoàn lưu biển bao gồm đặc trưng chuyển động nước biển tác nhân gây tạo nên hoàn lưu biển Trên sở tồn hệ thống hợp phần hồn lưu, sinh viên có đủ kiến thức để tiếp tục nghiên cứu mơ hình tính tốn dự báo đề xuất ứng dụng chúng monitoring dự báo môi trường biển Cách tiếp cận sở lý luận để sinh viên hiểu sâu chất chế hình thành biến động hải lưu theo hướng phân tích q trình tác động lên loại dòng chảy: dòng chảy trơi, dòng chảy địa chuyển, v.v Cũng theo hướng sinh viên cung cấp kiến thức phương pháp chủ yếu ứng dụng nghiên cứu hoàn lưu biển phương pháp dòng tồn phần, phương pháp động lực, … Trong giáo trình khơng trình bày sâu chi tiết lý thuyết mơ hình hồn lưu cụ thể trình bày nhiều giáo trình chuyên khảo trước sở động lực học biển hải lưu bao gồm Vật lý biển Đinh Văn Ưu Nguyễn Minh Huấn, Mơ hình hồn lưu biển đại dương Đinh Văn Ưu, Dòng chảy biển Phạm Văn Vị, v.v Chúng tơi tập trung trình bày phần sở phân loại phương pháp nghiên cứu loại dòng chảy biển thơng qua việc dẫn hệ phương trình cho hải lưu kèm theo điều kiện cho phép triển khai lời giải tốn liên quan Tuy nhiên, để sinh viên nắm đặc trưng lý thuyết hoàn lưu, số kết nghiên cứu chủ yếu hoàn lưu đại dương giới thiệu với mơ tả cụ thể Giáo trình viết theo chương: Chương 1: Những khái niệm chung dòng chảy hồn lưu đại dương-hệ phương trình Bên cạnh nội dung đại cương tác động gây hải lưu phân loại hải lưu, hệ phương trình trình bày theo từ hoàn lưu đại dương đến hồn lưu biển ven Những hệ phương trình thể với phép xấp xỉ tham số hóa tương ứng cho phép sinh viên có định hướng chung tìm hiểu ứng dụng lý thuyết mơ hình hồn lưu Hệ phương trình xuất phát thủy nhiệt động lực viết tường minh hệ tọa độ cầu hệ tọa độ Đề tạo điều kiện thuận lợi cho sinh viên thuộc chuyên ngành khác tìm hiểu lý thuyết hồn lưu biển Chương 2: Lý thuyết hồn lưu gió Trong chương tập trung giới thiệu lý thuyết dạng hoàn lưu tác động trực tiếp gián tiếp gió mặt biển gây nên Những sở lý thuyết dòng chảy (dao động) qn tính dòng chảy Ekman giới thiệu ngắn gọn bao quát từ mô tả tượng, hệ phương trình, kết giải trường hợp đơn giản đến ứng dụng lời giải thu Một phần đáng kể nội dung dành cho trình bày lý thuyết hồn lưu gió đại dương giới hệ phương trình dạng tích phân Từ hệ phương trình tổng qt hồn lưu tích phân dẫn hệ phương trình lời giải tương ứng lý thuyết kinh điển: Sverdrup, Munk, Stommel Stokman Phần tập kèm theo cho phép sinh viên tự nghiên cứu lời giải khác tốn kinh điển dòng chảy trơi Ekman tốn hồn lưu tích phân biển Những tập giúp cho sinh viên hình dung yêu cầu đặt tiếp cận số tốn khác hồn lưu biển Chương 3: Lý thuyết hồn lưu địa chuyển Nội dung trình bày mang tính tổng hợp cho phép lý giải nguồn gốc vai trò loại hải lưu phổ biến biển đại dương, gây tác động gradient mật độ mực nước mặt biển Những sở lý thuyết cho phép sinh viên hiểu rõ vai trò hợp phần hải lưu hệ thống hoàn lưu, đặc biệt vùng nước sâu đại dương biển Phần cuối chương có tập xây dựng sở mơ hình hồn lưu địa chuyển Bài tập phục vụ yêu cầu nâng cao khả tổng hợp kỹ giải tốn đơn giản lại có nhiều hướng cần lựa chọn 10 Chương NHỮNG KHÁI NIỆM CHUNG VỀ DỊNG CHẢY VÀ HỒN LƯU ĐẠI DƯƠNG - HỆ PHƯƠNG TRÌNH HỒN LƯU CƠ BẢN Dòng chảy biển hay hải lưu hoàn lưu biển đại dương giới đặc trưng động lực học nghiên cứu ứng dụng nhiều khoa học biển-hải dương học, hàng hải, quốc phòng nhiều lĩnh vực khoa học công nghệ liên quan đến biển Khái niệm dòng chảy đưa từ lâu ngành khoa học: học chất lỏng, thủy lực, thủy văn, thủy lợi, v.v Tuy nhiên hải dương học hay học biển, đặc thù diện nhiều quy mô chuyển động khác phân bố dải phổ rộng từ dao động phân tử đến biến đổi khí hậu, khái niệm dòng chảy thường giới hạn dải quy mô vừa hay quy mô thời tiết biển có nghĩa từ vài ba ngày đến vài tháng Trong thực tế, khái niệm dòng chảy phụ thuộc vào yêu cầu phạm vi vấn đề đặt Khi xét đến biến trình ngày đêm giới hạn vùng biển, cửa sông, ven 11 bờ người ta quan tâm nhiều đến dòng chảy triều, dòng chảy sóng Khi nghiên cứu q trình quy mô đại dương giới, diện dòng chảy cố định dòng tín phong, dòng Gulf Stream, dòng Curoshio xem nhân tố quan trọng Trên sở quy mô không gian thời gian dòng chảy hệ thống dòng chảy, khái niệm hồn lưu biển đại dương xem xét cách cụ thể gắn liền với liên kết khả tuần hồn dòng nước phạm vy vùng biển, biển, đại dương đại dương Đối với thủy vực quy mô lớn, hoàn lưu chung quan tâm nghiên cứu lý giải cách liên quan đến toán thủy văn biển Cùng với việc xác định quy luật phân bố hệ thống dòng chảy hoàn lưu, yêu cầu nghiên cứu biến động phân bố cường độ chúng ngày trở nên cần thiết phương diện khoa học biển lẫn khoa học trái đất môi trường Để giải vấn đề đặt ra, cần tập trưng nghiên cứu chế hình thành biến đổi dòng chảy phương pháp mơ chúng Có thể khẳng định rằng, tất lực tác động gây nên hoàn lưu đại dương biển lực tác động gây 12 nên loại chuyển động khác nước biển Trong thủy-nhiệt động lực, tác động nhiệt-chất khác dẫn đến hình thành lực định, sử dụng chung khái niệm lực tác động Việc phân loại lực tiến hành theo nguồn gốc hình thành, theo phạm vi tác động theo mức độ biến đổi chúng Trong phần xem xét lực xếp theo vai trò chúng hình thành biến động dòng chảy hồn lưu biển đại dương 1.1 Các lực tác động lên nước biển đại dương liên quan đến hình thành hải lưu Cơ học biển phận địa thủy học nghiên cứu trình học nước biển phân bố bề mặt Quả Đất Trong học biển hải dương học vật lý, kể đến số lực tác động chủ yếu sau có vai trò định q trình động lực học biển, là: trọng lực hay lực trọng trường, lực khác biệt mật độ nước biển tầng khác lực ứng suất gió tác động lên mặt biển (bảng 1.1) Như biết, vật lý nói chung học nói riêng, lực tác động đại lượng có hướng thể qua dạng véc tơ Như lực phải xác định thông qua cường lực (độ lớn) hướng tác động lực 13 Sau điểm qua khái niệm lực tác động lên nước biển đại dương, xác định vai trò tương đối lực việc hình thành biến động hồn lưu biển a Trọng lực lực quan trọng hình thành biến động trường động lực học biển có hải lưu Một mặt, theo định nghĩa, lực trọng trường thể thông qua trọng lượng vật thể tồn dạng khác đất Trọng lượng nước đại dương thể qua áp suất nước độ sâu khác Như biêt áp suất điểm lòng đại dương có tác động theo hướng Trọng lượng cột nước biến đổi phụ thuộc vào mật độ nước độ dài hay độ sâu cột nước Sự biến đổi phân bố trọng lượng nước hay áp suất không gian đại dương tạo chênh lệch áp suất theo hướng khác thể qua gradient áp suất Chênh lệch áp suất hay gradient áp suất theo phương ngang có vai trò quan trọng hình thành dòng chảy biển Mặt khác, biến đổi trọng lực mối liên quan đến chuyển động tương đối Mặt trăng Mặt trời so với Quả đất có tác động gây nên tượng dao động mực nước triều (thủy triều) dòng chảy triều biển Sự 14 diện thủy triều dòng triều ln gây nên q trình xáo trộn triều lòng đại dương Bên cạnh việc tạo lực trọng trường Quả đất, Mặt trăng, Mặt trời hành tinh gây nên tác động khác dạng lực hút đẩy Đối với đại dương lực tạo triều bản, giá trị lực biến đổi phụ thuộc vào thời gian địa phương vị trí địa lý điểm Những đại lượng hoàn toàn xác định theo quy luật vật lý thiên văn học Hiện tượng Quả Đất Hệ Mặt Trời trạng thái quay quỹ đạo dẫn đến hình thành lực quay Những lực đóng vai trò đáng kể hình thành dao động triều chu kỳ ngày đêm, tháng năm Trong số tượng quay chu kỳ năm hệ thống Quả Đất-Mặt Trăng xung quanh tâm hệ mặt trời tạo dao động triều đáng kể Cũng liên quan đến chuyển động quay, gia tốc ly tâm hay lực ly tâm đóng vai trò định chuyển động nước biển Các kết nghiên cứu cho thấy gia tốc ly tâm làm cho trọng lực mặt đất biến đổi với mức độ vào khoảng 0,52% so sánh giá trị lực trọng trường vùng cực xích đạo b Lực biển lực tác động lên phần tử nước theo phương thẳng đứng có hướng từ từ 15 xuống Lực xác định thông qua chênh lệch mật độ nước biển chỗ so sánh với mật độ cân môi trường xung quanh Theo lý thuyết thủy nhiệt động lực học, mật độ cân mơi trường xung quanh mật độ nước có tương ứng giá trị mật độ vị Đối với biển đại dương, thông thường phân bố đặc trưng vật lý nước phải đảm bảo điều kiện cân ổn định mật độ Chỉ tác động thủy -nhiệt động lực dẫn đến tượng cân mật độ làm phát sinh lực dẫn đến xuất chuyển động theo phương thẳng đứng Các chuyển động loại thường gọi chuyển động đối lưu Với lý nêu trên, lực thể thông qua lượng bất ổn định nước biển Đối với lớp nước biển, trường hợp có khơng khí lạnh mặt biển, trình trao đổi nhiệt qua mặt phân cách nước-khơng khí, lớp nước sát mặt bị nhiệt lạnh Kết trình dẫn đến tượng nước tầng mặt có mật độ lớn mật độ nước vùng xung quanh so với lớp nước nằm Sự chênh lệch mật độ dẫn đến việc làm xuất lực hướng xuống gây tượng nước chìm Quá trình đối lưu kết thúc mật độ lớp nước cân với mật độ lớp Qúa trình đối lưu tương tự 16 khí thường có hướng ngược lại: lớp khí nằm bị đốt nóng có mật độ nhỏ dẫn đến lực hướng phía gây chuyển động thăng khối khí bị đốt nóng Bên cạnh ngun nhân trao đổi nhiệt tạo nên lực đối lưu, quan trắc tượng tác động khác liên quan tới trình xạ nhiệt động học Như biết, biến động phân bố thông lượng xạ mặt biển phụ thuộc vào vĩ độ địa lý vùng biển Giá trị trung bình thông lượng mặt đại dương vào khoảng 250 W/m2 Tuy nhiên biến động chúng khu vực mùa, tháng khác Trong mùa hè thơng lượng xạ cực đại đạt tới giá trị 450 W/m2 vùng cực, vào mùa đông vùng thông lượng xạ giảm đến W/m2 chí nhỏ W/m2 khơng có mặt trời Với biến động phân bố ln dẫn đến xu dòng lượng nhiệt chuyển từ miền nhiệt đới-xích đạo hướng vĩ độ cao Lượng nhiệt vận chuyển theo hướng bắc-nam có giá trị trung bình vào khoảng 2.1015 W đạt cực đại vùng biển nằm từ vĩ tuyến 20 đến vĩ tuyến 30 c Gió thổi mặt biển truyền động lượng cho biển thơng qua ứng suất gió với thành phần tiếp tuyến Các 17 ứng suât tiếp tuyến gọi ứng suất (ma sát) gió, ứng suất pháp tuyến áp suất khí mặt biển Bảng 1.1 Các lực chủ yếu thuỷ động lực học biển Các lực chủ yếu Nguyên nhân tác động Trọng lực Làm tăng cường lực áp suất lực tạo triều Lực Là kết biến đổi mật độ không gian dẫn đến đối lưu Ứng suất gió Gây chuyển động mặt biển lớp nước mặt Các lực khác Nguyên nhân tác động Áp suất khí Tạo nên biến đổi mực mặt biển quy luật cân thuỷ tĩnh có khả dẫn đến tương nước dâng bão Địa chấn Tạo dao động sóng cột nước dẫn đến sóng thần Như biết ứng suất lực tác động lên đơn vị diện tích bề mặt, ứng suất gió gây nên lực kéo áp lực lên phần tử nước mặt biển Thông qua lực kéo, ứng suất tiếp tuyến gió mặt biển nguyên nhân gây chủ yếu gây nên chuyển động phần tử nước mặt Do tồn nhớt rối, lớp nước tiếp giáp với bề mặt xuất hiện tượng xáo trộn rối dòng chảy mặt truyền xuống tầng nước sâu 18 Ứng suất pháp tuyến hay áp suất với biến động nguyên nhân hình thành phát triển sóng mặt biển Đối với sóng mặt biển, bên cạnh chuyển động phần tử nước theo quỹ đạo, người ta quan trắc loại dòng chảy sóng, đặc biệt sóng lan truyền biến dạng vùng nước nông ven bờ d Các lực thứ cấp biển lực xuất có chuyển động tương đối phần tử nước Trong địa thủy học, chuyển động tương đối phần tử chất lỏng chủ yếu gắn liền với hệ toạ độ cố định với Quả Đất Trong trường hợp lực thứ cấp phụ thuộc vào tượng quay tương đối hệ tọa độ quay Quả Đất Trong hải dương học khí tượng học, lực thứ cấp quan trọng ý lực Coriolis liên quan đến tượng đất quay xung quanh trục bắc-nam 1.2 Phân loại chuyển động hồn lưu biển đại dương Như trình bày giáo trình sở hải dương học vật lý, khái niệm dòng chảy biển hoàn lưu gắn liền với chuyển động quy mơ vừa Theo đặc trưng chuyển động nước biển lấy trung bình theo thời gian cỡ hàng 103-104 giây tương ứng hàng chục 19 phút đến hàng theo không gian khoảng cỡ độ sâu biển Như triển khai phân loại chuyển động quy mô hải lưu xuất phát từ sở xác định nguồn gốc tác động gây nên dòng chảy Theo hướng phân loại hải lưu thành hải lưu gió, hải lưu nhiệt muối, hải lưu gradient, v.v Tuy nhiên, thực tế, loại trừ quy mô chuyển động nhỏ gặp phải nhiều dao động quy mô khác quy mơ ngày đêm, quy mơ mùa, quy mơ khí hậu, v.v Như phải tiến hành phân loại hải lưu theo quy mô thời gian không gian tồn chúng Thông thường quy mô không gian không lớn - giới hạn giá trị trung bình độ dày lớp nước quy mơ thời gian (chu kỳ T) quy mơ khơng gian (bước sóng λ) dao động tồn mối liên hệ trực tiếp với loại hải lưu gắn với dao động cụ thể dòng chảy sóng, dòng triều, v.v Đối với quy mơ thời gian lớn hơn, thường phân loại hải lưu theo quy mô đặc trưng thuỷ vực Theo hướng phân loại này, có hồn lưu nước nơng ven bờ, hồn lưu biển ven, hoàn lưu chung đại dương hoàn lưu đại dương giới, v.v 20 tương đối kết tính tốn phụ thuộc vào giá trị giới hạn độ sâu lấy tích phân z Như việc tính tốn giá trị dòng chảy địa chuyển theo phân bố mật độ, người ta yêu cầu có vận tốc mặt biển (u , v ) trên độ sâu khác Liên quan đến hạng thức thứ hai công thức tính vận tốc (3.7), thấy chúng phụ thuộc vào gradient ngang áp suất mặt biển gắn liền với độ cao tương đối mặt mực ζ Trên hình 3.1 cho ta thấy giá trị tương đối mặt mực so với mặt mực trung bình mặt biển z=0 so với mặt mực ví dụ nằm cách mặt khoảng r tính từ mặt biển trung bình Trong trường hợp áp suất mặt mực lựa chọn là: p g r (3.8) Với thực tế, mật độ ρ g không thay đổi lớp mỏng khoảng vài ba mét mặt biển Chúng ta khẳng định hai thành phần (u s , v s ) vận tốc dòng địa chuyển mặt công thức (3.7a, c): us g f y (3.9a) vs g f x (3.9b) g gia tốc trọng trường, f tham số Coriolit độ cao mặt biển so với mặt mực biển trung bình 3.2 Dòng áp tà áp Hình 3.1 Sơ đồ xác định r, sử dụng để để tính tốn áp suất phía mặt biển 167 Trong trường hợp đại dương đồng với mật độ nước biển không đổi, mặt đẳng áp ln song song với mặt biển vận tốc dòng chảy địa chuyển không biến đổi theo độ sâu Trong trường hợp giá trị vận tốc tương đối 168 (giữa độ sâu) số liệu đo đạc hải văn không cần thiết tính tốn dòng địa chuyển Nếu mật độ nước biển biến đổi theo độ sâu lại khơng biến đổi theo phương ngang, mặt đẳng áp thường xuyên song song với mặt biển đồng thời song song với mặt đẳng mật độ Trong trường hợp này, vận tốc tương đối có giá trị Cả hai trường hợp nêu ví dụ dòng chảy áp Dòng chảy áp xuất mặt đẳng áp đại dương song song với mặt đẳng mật độ Tuy nhiên, nên biết rằng, số nhà khoa học gọi dòng chảy trung bình theo độ sâu thành phần tà áp dòng chảy Đây quan điểm thiếu xác người cho dòng chảy tà áp thơng thường khơng thể đồng với dòng chảy trung bình theo độ sâu Dòng chảy tà áp xuất mặt đẳng áp nằm chéo góc so với mặt đẳng mật độ nghĩa hai loại mặt cắt Trong trường hợp này, mật độ nước biển vừa biến đổi theo độ sâu lại biến đổi theo phương ngang Hình Hình dáng mặt đẳng áp mặt phân cách hai khối nước trường hợp khối nước chuyển động xoáy tương đối hai khối nước Phía trái: chuyển động theo xốy nghịch, tương ứng xốy có lõi ấm; Phía phải: xốy thuận tương ứng xốy có lõi lạnh (theo Defant, 1929) Trên hình 3.2 cho ta ví dụ minh hoạ rõ nét mặt đẳng mật độ mặt đẳng áp biến đổi lớp nước mặt có độ sâu lớn km trải dài khoảng cách 100 km khu vực Gulf Stream hai trường hợp xốy ấm xốy lạnh Hình dáng mặt đẳng áp p i mặt phân cách hai khối nước , trường hợp khối nước chuyển động xoáy nhanh khối nước Có thể nhận thấy 169 170 mặt biển p mặt phẳng đẳng mật độ có hướng nghiêng ngược so với tâm tâm ấm lẫn tâm lạnh Thông thường mặt biển xem mặt đẳng áp Dòng tà áp biến đổi theo độ sâu giá trị vận tốc tương đối tính tốn dựa số liệu khảo sát hải văn Cũng cần lưu ý mặt đẳng mật độ không cắt chéo mặt đẳng áp trường hợp chất lỏng tĩnh Như dựa vào độ nghiêng mặt mực thu giá trị vận tốc dòng chảy địa chuyển áp, trường hợp hiệu vận tốc dòng chảy địa chuyển tổng cộng với vận tốc dòng chảy địa chuyển tà áp Tóm lại, biến đổi dòng chảy theo độ sâu phân tách thành dòng áp khơng phụ thuộc vào độ sâu dòng tà áp biến đổi theo độ sâu Tuy nhiên trường hợp khơng có số liệu trường nhiệt độ độ muối để tính mật độ áp suất, dòng địa chuyển thu phản ánh cách đại diện cho trường hoàn lưu tổng hợp cho vùng biển quan tâm 3.3 Tính tốn dòng chảy địa chuyển lòng đại dương Về ngun lý, để tính tốn dòng chảy địa chuyển, cần phải biết giá trị gradient áp suất theo phương ngang tầng sâu khác đại dương Điều tiến hành hai cách: Tính tốn theo góc nghiêng mặt đẳng áp tính tốn theo biến đổi áp suất mặt đẳng vị 3.3.2 Tính tốn biến đổi áp suất mặt đẳng địa vị Trong thực tế nghiên cứu ứng dụng, nhà hải dương học thường sử dụng phương pháp tính tốn dộ nghiêng mặt đẳng áp dựa vào số liệu đo đạc hải văn tầng sâu trạm mặt cắt hải văn Có thể dẫn bước tính tốn chủ yếu sau: 3.3.1 Tính tốn theo góc nghiêng mặt đẳng áp a) Tính tốn độ chênh lệch địa vị ( A , B ) hai Chúng ta minh họa cách tiếp cận thông qua việc xem xét trường hợp sử dụng số liệu độ nghiêng mặt biển thu từ thiết bị viễn thám cao độ mặt biển 171 mặt đẳng áp (P , P2) khu vực nằm trạm hải văn A B (hình 3.3) Điều hồn tồn tương tự quy trình tính tốn lớp mặt 172 b) Tính tốn độ nghiêng mặt đẳng áp so với mặt đẳng áp nằm lên mặt biển, độ sâu xuất phát thường độ sâu khơng có dòng chảy c) Tính tốn dòng chảy địa chuyển lớp so sánh với dòng chảy lớp Đây độ trượt vận tốc dòng chảy Trong thực tế tính tốn dòng chảy địa chuyển, nhà hải dương học thường triển khai số biến đổi định đối phương trình thuỷ tĩnh Người ta viết gradient áp suất theo phương thẳng đứng (3.5) qua dạng sai phân phụ thuộc vào thể tích riêng nước biển: p p gz (3.10a) p (3.10b) hay Hình 3.3 Sơ đồ sử dụng tính tốn dòng chảy địa chuyển theo số liệu khảo sát hải văn d) Tính tích phân độ trượt dòng chảy từ độ sâu mà có số liệu dòng chảy đến độ sâu cần xác định vận tốc dòng chảy địa chuyển, kết thu vận tốc dòng chảy tương đối hàm độ sâu = (S, t, p) thể tích riêng (3.10b) viết dựa theo định nghĩa độ cao địa vị Φ Lấy đạo hàm (3.10b) theo toạ độ ngang x cho phép viết hệ thức cân địa chuyển dạng hạng thức độ nghiêng mặt đẳng áp: Chúng ta lấy ví dụ việc tính tích phân từ mặt biển với giá trị dòng chảy địa chuyển thu từ số liệu viễn thám vệ tinh tính tốn tích phân từ độ sâu định hay 173 174 p p 2v sin x x (3.11a) 2v sin x ( - ) std khoảng cách địa vị chuẩn hai (3.11b) mặt đẳng áp P P , giá trị hiệu chỉnh giá trị địa vị hai mặt đẳng áp đó: giá trị địa vị mặt đẳng áp P2 A Bây chuyển sang xem xét phương pháp sử dụng số liệu quan trắc hải văn để đánh giá ∂Φ/∂x A Giả thiết mặt đẳng áp (P , P ) đại dương thể hình 3.3 Chênh lệch giá trị địa vị hai mặt đẳng áp trạm A là: Dựa vào định nghĩa độ cao địa vị, khoảng cách P1 A P2 A (3.12) P1 A Dựa vào phương trình trạng thái, giá trị dị thường thể tích riêng xem tổng hai thành phần: S , T , p 35,0, p (3.13) Trong (35, 0, p) thể tích riêng nước biển có độ mặn 35% , nhiệt độ 0C áp suất p, δ số gia hiệu chỉnh thể tích riêng nhiệt độ độ muối Sử dụng (3.9) ta có: P1 A P2 A P2 A P2 A P1 A P1 A (3.14) thức tế ( ) ( ) đánh giá cách gần trị số ( - )/g, g = 9.8m/s2 giá trị gần gia tốc trọng trường Giá trị hiệu chỉnh địa vị thường nhỏ nhiều vào khoảng 0,1% khoảng cách địa vị chuẩn P2 A S , T , p dp dp P1 A 35,0, p dp dp Như tính toán độ hiệu chỉnh chênh lệch độ cao địa vị hai mặt P P hai trạm hải văn nằm cách khoảng cách L (hình 3.3) Để đơn giản hố việc tính tốn vận tốc dòng chảy, cho mặt đẳng áp mặt mực Với điều kiện này, độ sâu mặt đẳng áp địa vị trùng khơng có dòng chảy địa chuyển lớp nước sâu Như độ nghiêng mặt so với mặt mực là: B A L P1 A P2 A A 175 176 Vận tốc dòng chảy địa chuyển tính theo công thức (3.11b) là: V B A 2L sin cao người có thói quen sử dụng giá trị dị hiệu chỉnh thể tích riêng mật độ tính tốn (3.15) 3.4 Phương pháp động lực V vận tốc mặt địa vị Vận tốc V có hướng vng góc với mặt phẳng hai trạm hải văn phía tờ giấy theo hình 3.3 dòng chảy bắc Bán cầu Có quy tắc chung để xác định hướng dòng chảy địa chuyển là: quay mặt theo hướng dòng chảy vùng nước ấm nhẹ ln nằm phía tay phải người quan trắc đứng bắc Bán cầu Cần lưu ý hồn tồn tính tốn độ nghiêng mặt đẳng áp dựa theo mật độ thay cho thể tích riêng nước biển Sở dĩ chọn thể tích riêng để trình bày đại lượng sử dụng phổ biến hải dương học bảng tính dị thường thể tích riêng xây dựng Hiện có chương trình đáp ứng u cầu tính thể tích riêng mật độ nước Từ cách tính tốn dòng chảy địa chuyển thơng dụng sử dụng bảng toán đồ, người ta phát triển chương trình, phần mềm tính tốn triển khai loại máy tính khác Tuy độ xác tính tốn đòi hỏi 177 Ngay từ đầu, thực tế tính tốn hải dương học, người ta sử dụng phương pháp động lực để tính dòng chảy địa chuyển cho độ sâu khác biển Để thiết lập phương trình phương pháp triển khai theo phương pháp đơn giản mô tả sau Lấy đạo hàm phương trình cân thuỷ tĩnh (3.5c) theo hướng (y) vng góc với dòng chảy địa chuyển (x), ta thu được: p g y zy (3.16) Tiếp tục lấy đạo hàm theo độ sâu đối hai vế phương trình địa chuyển (3.5) ta thu biểu thức sau cho thành phần vận tốc địa chuyển u g : u g 2 p z f zy So sánh hai biểu thức ta có: 178 (3.17) u g z g f y (3.18) Hạng thức cho ta giá trị độ trượt thành phần vận tốc địa chuyển u g theo độ sâu Như phương pháp động lực dựa sở công thức (3.20) cho phép tính tốn thành phần phi tuyến vận tốc dòng chảy địa chuyển xuất tồn gradient áp suất theo phương ngang theo số liệu khảo sát trạm hải văn Một cách tương tự thu biểu thức giá trị độ trượt thành phần vận tốc v g : v g z g f x (3.19) Lấy tích phân phương trình thu từ mặt z’ đến độ sâu khơng có dòng chảy –H ta tính phân bố vận tốc dòng địa chuyển theo độ sâu dựa vào phân bố mật độ theo độ sâu: z' H0 z' H0 u g z v g dz u g ( z ' ) u g ( H ) g f g dz v g ( z ' ) v g ( H ) f z z' H0 z' H0 dz y (3.20a) dz x (3.20b) Đây công thức sở phương pháp động lực cho phép tính tốn dòng chảy địa chuyển dựa vào số liệu nhiệt, muối quan trắc trạm hải văn Vấn đề quan trọng tìm cách xác định độ sâu khơng có dòng chảy H0 179 3.5 Dòng chảy gradient Trong trường hợp hệ thống dòng chảy mặt ngang có hướng thay đổi so với đường thẳng, yêu cầu tính đến gia tốc ly tâm cần thiết, người ta tổng qt hố phương pháp tính tốn dòng chảy địa chuyển đưa thành phương pháp tính dòng chảy gradient Khi chuyển động phần tử nước theo đường cong lực ly tâm phải tham gia vào trình cân lực tác động lên phần tử nước Tuy nhiên lực thường nhỏ so với lực Coriolis lực gradient áp suất, thông thường người ta chuyển hệ toạ độ cục tương đối: theo hướng tiếp tuyến (s) pháp tuyến (n) đường đẳng áp Trong trường hợp này, phương trình cân lực dòng chảy bao quanh tâm áp thấp cao viết: u p 0 t s 180 (3.21) u2 p fu R n Tỷ số vận tốc dòng chảy địa chuyển vận tốc dòng (3.22) chảy lực ly tâm R bán kính cong cục bộ, có dấu dương chuyển động theo xốy thuận âm theo xoáy nghịch Đối với chuyển động song song thật theo đường đẳng áp p ( s) const s Giải phương trình (3.22) theo u ta thu phương trình dòng chảy gradient: fR fR R p u n ug p f n (3.23) Thay biểu thức vào nghiệm phương trình (3.23), thu cơng thức tính dòng gradient theo vận tốc dòng địa chuyển: fR 4u g 1 1 u fR 1/ (3.25) đặc trưng số Rossby, Ro, Thông thường số Rossby xác định theo tỷ số lực ly tâm lực Coriolis thể qua kích thước đặc trưng cho quy mô chuyển động L quy mô vận tốc U sau: Ro (3.24) fR cho phép đánh giá mức độ đảm bảo giá trị vận tốc dòng địa chuyển so với thực tế 1/ Vận tốc dòng chảy địa chuyển hệ toạ độ là: ug U2 /L U f 0U f0 L (3.26) Với lời giải nêu hồn tồn biện luận khả biến đổi hướng dòng chảy dựa mối tương quan hướng gradient áp suất (theo hướng pháp tuyến) dấu R 3.6 Các ứng dụng lý thuyết dòng địa chuyển Trước xem xét ứng dụng lý thuyết dòng địa chuyển, xem xét số giới hạn giả thuyết tồn cân địa chuyển biển đại dương Trước hết, thấy cân địa chuyển áp dụng tương đối xác cho dòng chảy có kích thước 181 182 ngang lớn hàng chục kilomét với khoảng thời gian tồn từ vài ngày trở lên Tất nhiên hệ thức cân xem hồn hảo điều có thực dẫn đến tượng dòng chảy thay đổi theo thời gian cân địa chuyển loại trừ gia tốc dòng chảy Có thể dẫn sau hạn chế chủ yếu giả thiết tồn cân địa chuyển dòng chảy địa chuyển a Dòng chảy địa chuyển khơng thể biến đổi theo thời gian với quy mô nhỏ vài ngày, b Do bỏ qua gia tốc dòng chảy nên giả thuyết địa chuyển áp dụng cho trường hợp dòng chảy có kích thước ngang đặc trưng nhỏ khoảng 50 km khoảng thời gian tồn nhỏ từ đến vài ngày, c Cân địa chuyển ứng dụng cho vùng biển sát xích đạo lực Coriolis bị triệt tiêu sin=0 d Giả thiết cân địa chuyển loại trừ ảnh hưởng ma sát nên áp dụng cho vùng biển ven bờ Tuy vấn đề thực tế không tế khơng thể phủ nhận, dòng chảy đại dương có xu 183 gần với cân địa chuyển vùng biển khoảng vài ba độ gần xích đạo Hiện nay, nhà nghiên cứu dòng chảy tính tốn từ số liệu viễn thám độ cao mực biển đưa đến kết với độ xác cao đến cỡ từ đến cm/s Các kết so sánh số liệu đo đạc phao trôi Kuroshio với dòng chảy tính theo số liệu quan trắc mực biển từ vệ tinh khẳng định xu cân địa chuyển dòng chảy Những kết so sánh tương tự xu cân địa chuyển dòng chảy Gulf Stream Kết tính tốn theo cân địa chuyển cho thấy giá trị vận tốc cực đại Gulf Stream 150 cm/s với sai số khoảng 10% Trong trường hợp có tính đến độ cong dòng chảy sai số vào khoảng 5% giá trị vận tốc thực Lực Coriolis lực gradient áp suất tác động lên tất phần tử nước biển đại dương Như dòng chảy địa chuyển phần dòng chảy đại dương điểm độ sâu Ở lớp nước đại dương nằm độ sâu 100 mét cách bờ khoảng 100 kilơmét trở lên tất dòng chảy dòng địa chuyển Chỉ lớp nước mỏng mặt vùng biên dòng chảy bị chi phối lực khác tác động vào 184 Trước hết, xem xét khía cạnh biến đổi mực nước vùng biển nhiệt đới-xích đạo nguyên nhân nhiệtmuối Ta thấy dải có mực biển cao khoảng vĩ độ 5-10ºN liên quan đến vị trí trung bình xích đạo nhiệt Các vùng có mực nước thấp tương đối thường khu vực có lượng bốc cao gắn liền với hoạt động tín phong Bắc Nam Bán cầu Hình 3.4 Sơ đồ địa hình mặt biển ngang hệ thống dòng xích đạo NEC: Dòng bắc xích đạo, ECC: Dòng nghịch (bắc) xích đạo , SEC: Dòng nam xích đạo Trên hình 3.4 cho ta ví dụ dòng chảy địa chuyển hệ thống dòng chảy xích đạo Cần ý chênh lệch mực biển không gian vào cỡ từ 0,2 m đến 0,4 m Với biến thiên nhỏ khó kiểm tra trực tiếp vùng biển khơi Tuy nhiên điều lại kiểm tra eo biển nơng, so sánh độ chênh lệch mực nước theo kết đo mực nước dòng chảy hai bên bờ hai đầu eo biển Trong giai đoạn nay, kỹ thuật viễn thám phát triển biến động mực nước vùng biển khơi quan trắc 185 Việc biến đổi độ cao mặt mực nước biển dẫn đến biến đổi áp suất làm xuất dòng chảy Các độ dốc mặt biển tăng phía bắc dòng chảy bắc xích đạo (NEC), tạo áp suất cao phía phải theo hướng phía tây Như phần dòng chảy địa chuyển góp phần tăng cường dòng chảy tín phong Trong phía nam dòng chảy lại có mực biển cao gây dòng chảy hướng phía đơng Như dòng chảy địa chuyển ngun nhân hình thành nên dòng chảy nghịch xích đạo (ECC) Ở phần phía nam dòng chảy kể hai phần Bắc Nam Bán cầu dòng chảy hướng tây Biến đổi mực biển kiểm tra thông qua số liệu quan trắc mực biển từ vệ tinh 3.7 Một số đặc trưng dòng chảy vùng xích đạo Hồn lưu nước biển vùng xích đạo có khác biệt đặc thù đa dạng Hoàn lưu phát triển 186 dạng dòng xiết hẹp với đặc điểm dòng vận chuyển theo đới, đồng thời quan trắc thấy đổi hướng dòng chảy tầng có độ sâu khác Đặc trưng quan trọng hệ thống hồn lưu nước xích đạo tồn dòng chảy mạnh nghịch hướng tầng mặt Bên cạnh dòng chảy lớp nước mặt chủ yếu tác động tín phong hệ thống dòng chảy bắc xích đạo (NEC), nam xích đạo (SEC) dòng nghịch bắc xích đạo (ECC- hình 3.5), người ta đặc biệt ý tới dòng chảy nghịch ngầm xích đạo Trên Thái Bình Dương, dòng chảy (EUC) có tên gọi dòng Cromwell xem hệ dòng chảy gradient hiệu ứng dồn nước bờ tây đại dương Do hiệu ứng tạo nên chênh lệch độ sâu nêm nhiệt mực nước hai bờ đông-tây, với chênh lệch mực nước cỡ 0,5 mét gây cân gradient áp suất tây-đông với lực Coriolis Dòng chảy hướng đơng kéo dài 14 000 km dọc xích đạo có bề rộng khoảng 400 km độ dày vào khaỏng 200 m Tâm dòng chảy nằm độ sâu 200 m phía bờ tây khoảng 40 m gần bờ đơng Vận tốc dòng chảy đạt tới giá trị vượt 1,5 m/s 187 Hình 3.5 Các phận dòng chảy nghịch ngầm xích đạo (EUC) (theo Tomczak M J.S Godfrey, 1994) Trong hệ thống dòng chảy nghịch ngầm xích đao có phận xuất phát từ dòng chảy Nam xích đạo SEC: Dòng chảy ngầm rạn san hơ GBRUC, dòng chảy ngầm ven bờ Tân Ginê NGCUC Phần phía đơng Thái Bình Dương gồm có dòng chảy ngầm Peru-Chilê PCUC, dòng chảy Peru lên mặt biển PC Nhánh dòng (1) tồn tháng 7-11, nhánh (2) (3) tham gia vào dòng chảy mặt xích đạo nam bắc 3.8 Bài tập Đề Xây dựng mơ hình tính tốn hồn lưu địa chuyển Mục đích, u cầu 188 Triển khai xây dựng mơ hình tốn học tiến tới tính tốn trường dòng chảy địa chuyển ứng dụng cho điều kiện thực tế Biển Đông Mơ hình xây dựng đảm bảo u cầu đưa lựa chọn phương án tính tốn đặc trưng hoàn lưu địa chuyển dựa dạng số liệu đầu vào trường mật độ độ cao mặt mực biển Hướng dẫn vận dụng sở lý thuyết Sinh viên cần tìm hiểu mơ tả cách thức xây dựng mơ hình dòng chảy bao gồm việc thiết lập hệ phương trình mơ hình, điều kiện biên, số liệu đầu vào sơ đồ khối tính tốn Phần mơ hình số giới hạn phần tìm hiểu mơ hình có chuẩn bị số liệu để thử nghiệm đưa kết phân tích chúng Mơ hình số triển khai dựa vào lý thuyết hoàn lưu địa chuyển với lời giải tổng quát sau thành phần vận tốc mặt ngang tổng quát (3.7) Các biểu thức viết lại dạng sau: g g u ( z )dz f y h f y g g ( z )dz f x h f x v giá trị đầu vào bao gồm mật độ nước biển độ cao mặt mực Như phân tích phần lý thuyết, giá trị vận tốc tách thành hai phần tà áp áp liên quan đến hai hạng thức tương ứng Để triển khai mơ hình số, đưa hai phương án lựa chọn: tính tốn vận tốc dòng chảy theo trường mật độ theo trường độ cao mặt mực Tuy nhiên để giải toán cách hợp lý cấn tiến hành tính tốn mật độ (hoặc độ nổi) nước biển cho hai phương án lựa chọn Công việc tiến hành dựa vào phương trình trạng thái nước biển lấy trường mật độ cho trước (theo trường phân tích chế độ thủy văn biển trung tâm Dữ liệu hải dương học) Sau thu trường mật độ nước biển, bước tính tốn vào lựa chọn phương án giá trị mực nước: cần tính tốn giá trị độ cao mặt mực sử dụng số liệu quan trắc có Theo phương án tính tốn độ cao mặt mực, vấn đề đặt xác định độ sâu mực “0” (độ sâu triệt tiêu dòng 189 190 chảy) Để làm việc lựa chọn mặt mực “0” bất kỳ, thông thường vào khoảng từ 700-800 m đến 1000 m hay lấy độ sâu đáy biển Với phương án nêu lời giải tốn là: Do chưa có số liệu chuẩn trường mật độ, nên giá trị chúng tính tốn theo chương trình số dựa vào phương trình trạng thái nước biển Các trường nhiệt độ độ muối tầng chuẩn phân tích đưa điểm nút lưới mơ hình xuất phát từ sở liệu CD WOA01 NODC, NOAA cơng bố - trường vận tốc dòng chảy địa chuyển độ sâu khác độ cao mặt mực mặt biển (đối với trường hợp không cho trước giá trị độ cao mặt mực mặt biển), Hoàn thiện mơ hình tốn học sơ đồ khối triển khai tốn - trường vận tốc dòng chảy điạ chuyển độ sâu khác Mơ hình tốn học tốn hồn lưu địa chuyển bao gồm: Quy trình thực Các số liệu xuất phát - Hệ phương trình địa chuyển a Số liệu 2D địa hình (độ sâu) biển - Phương trình liên tục Trong trường hợp này, cho biết trường độ sâu Biển Đơng theo số liệu địa hình CD Global Relief NGDC, NOAA công bố Từ nguồn số liệu độ sâu tồn cầu lưới 5’ x 5’ kinh-vỹ, đọc chuyển cho vùng Biển Đơng từ triển khai nội suy lưới mơ hình, trước mắt nên chọ lưới cỡ 15’ x 15’ b Số liệu 3D nhiệt độ độ muối 191 - Phương trình trạng thái nước biển - Các điều kiện biên mơ hình Sơ đồ khối phản ánh quy trình tính tốn theo phương án nêu tạo điều kiện để triển khai mơ hình số chạy phân tích kết theo mơ hình có (ví dụ chương trình geoflow.f) 192 Farris A and M Wimbush, 1996: Wind-induced Kuroshio into the South China Sea, J of Oceanography, vol 52 Pp 771-784 Gill A.E 1982 Atmosphere-Ocean Dynamics New York: Academic Press 10 Hasselmann K 1970 Wind–driven inertial oscillations Geophysical Fluid Dynamics 1: 463–502 11 Levitus S 1982 Climatological Atlas of the World Ocean NOAA, Professional Paper 13 12 Lukas R., T Yamagata, and J McCreary, 1996: Pacific low-latitude western boundary currents and the Indonesian throughflow J Geophys Res., 101, 1220912216 13 Pedlosky J., 1996 Ocean Circulation Theory Berlin: Springer–Verlag 14 Ping-Tung Shaw and Shenn-Yu Chao, 1994 Surface circulation in the South China Sea, J Deep-Sea Research, 1, 41 15 Pohlmann T., 1987 A three-dimensional circulation model of the South China Sea, In Three-dimensional model of Marine and Estuarine Dynamics (Ed by J.C.J Nihoul and B.M.Jamart) Amsterdam, 245-268 16 Shenn-Yu Chao, Ping-Tung Shaw and Chau-Ron Wu, 1998 Seasonal and interannual variations in velocity field of the South China Sea, Journal of Oceanography, vol 54 1998, p 125-142 17 Stewart R., 2002 Introduction to Physical Oceanography, Texas A&M University Tài liệu tham khảo Đinh Văn Ưu (chủ biên), 2001, Nghiên cứu cấu trúc ba chiều (3D) nhiệt muối hồn lưu Biển Đơng ứng dụng, Báo cáo đề tài KHCN cấp Nhà Nước KHCN 06-02, Hà Nội Đinh Văn Ưu Nguyễn Minh Huấn, 2003, Vật lý biển, NXB Đại học Quốc gia Hà Nội, Hà Nội Đinh Văn Ưu, 2005, Mơ hình hồn lưu biển đại dương, NXB Nơng nghiệp, Hà Nội Phạm Văn Vị, 2005, Động lực học biển, Phần I: Dòng chảy biển, NXB Đại học Quốc gia Hà Nội, Hà Nội Dietrich G., K Kalle, W Krauss, and G Siedler 1980 General Oceanography 2nd ed Translated by Susanne and Hans Ulrich Roll New York: John Wiley and Sons (Wiley- Interscience) Doronin Iu P., 1981, Atmosphere Ocean Interaction, Hydromet Publ House, Leningrad, 288 pp (in Russian) Ekman V.W 1905 On the influence of the Earth’s rotation on ocean currents Arkiv for Matematik, Astronomi, och Fysik: (11) 193 194 18 The Open University, 1989 Ocean Circulation Milton Keynes, England: The Open University 19 Tomczak M and J.S Godfrey 1994 Regional Oceanography: An Introduction London: Pergamon 20 Uu D V and J-M Brankart, 1997 Seasonal variation of temperature and salinity fields and water masses in the Bien Dong (South China Sea), J Mathematical and Computer Modelling , No 12 21 Uu D.V., 1998: The seasonal variability of the circulation and thermohaline structure of the Bien Dong (South China) Sea in the condition of reversing monsoon winds: preliminary result of a threedimensional model for its analysis and simulation Proceedings of The Fourth International Scientific Symposium UNESCO/IOC/WESTPAC, February, 1998, Okinawa, Japan, 100-109 22 Webster F 1968 Observations of inertial-period motions in the deep sea Reviews of Geophysics (4): 473–490 23 Wyrtki K., 1962 Physical Oceanography of Southeast Asian Waters Scientific, Result of marine Investigation of South China Sea and Gulf of Thai Land 1959-1961 NAGA Report 2, California 195 196
Ngày đăng: 21/06/2020, 00:27
Xem thêm:
