Giáo trình Tương tác Biển - Khí quyển

àm vận tốc gió tại đây không đáng kể: d dt u v z H 2 2 1 0+ == .. Theo điều kiện này thì H1= 2,3h1, h1 là độ cao lớp Ecman trong khí quyển. Đối với biển có thể lấy bằng H2= πD2, trong đó D2 là độ sâu lớp Ecman trong biển. Hình 2.1. Sơ đồ biến thiên vận tốc gió và dòng chảy trôi trong các lớp biên khí quyển và đại d−ơng (không tuân thủ theo tỷ lệ kích th−ớc) [2]: 1- gió địa chuyển; 2- gió trong lớp biên sát mặt n−ớc; 3- dòng chảy trôi tầng mặt; z1i - độ cao trong lớp biên khí quyển; z2i - độ sâu trong lớp biên đại d−ơng. 34 Sơ đồ phân bố vận tốc dòng chảy và gió trong lớp biên thể hiện trên hình 2.1 trong đó các các đại l−ợng z11,z21...t−ơng ứng độ cao trong khí quyển (1) và độ sâu trong biển (2). H−ớng của dòng chảy trôi trùng với h−ớng của dòng địa chuyển vì gió sát mặt đất lệch về bên trái gió địa chuyển một góc π/4, còn dòng chảy mặt lại lệch về bên phải so với h−ớng gió cũng một góc π/4. Thông th−ờng hệ số gió đ−ợc xác định theo công thức sau: 0 2 0 2 2 2 22 610u v U Vg g + + −~ , . Khi tính đến hiệu ứng của tà áp (barocline), có thể biến đổi các công thức trên nh− sau: Do p = ρ1RTv, nên Ug T R f p yv = − ∂∂ ln , V T R f p x g v = ∂∂ ln , mặt khác từ ph−ơng trình tĩnh học, ta có: p = - ρ1gz nên ∂ ∂ ln p z g RTv = , cuối cùng: ∂ ∂ ∂ ∂z Ug T g f y Tv v ⎛ ⎝⎜ ⎞ ⎠⎟ = ⎛ ⎝⎜ ⎞ ⎠⎟ 1 , và ∂ ∂ ∂ ∂z Vg T g f x Tv v ⎛ ⎝⎜ ⎞ ⎠⎟ = − ⎛ ⎝⎜ ⎞ ⎠⎟ 1 . Sau khi tích phân các ph−ơng trình trên ta thu đ−ợc kết quả sau: ( )Ug Ug T T z gT f T T y dzv v v vz z v= − ∫ 1 2 1 1 ∂ ∂ ( )Vg Vg T T z gT f T T y dzv v v vz z v= + ∫ 1 2 1 1 ∂ ∂ , (2.9) trong đó Ug và Vg là hình chiếu của gió địa chuyển lên mặt phẳng x0y tại độ cao z1. 35 Trên hình vẽ 2.2 thể hiện các đ−ờng cong phân bố : Ug Ug nz= + và Vg Vg mz= + cho các tr−ờng hợp khác nhau của phân bố nhiệt độ ∂∂ T x . Hình 2.2. ảnh h−ởng của gradient nhiệt ngang lên đ−ờng đầu tốc gió trong lớp biên khí quyển [1]. 1: ∂ ∂ ∂ ∂ T x T y = = 0 , 2: ∂∂ ∂ ∂ T x T y = > 0 , 3: ∂∂ ∂ ∂ T x T y = < 0 , 4: ∂∂ ∂ ∂ T x T y > <0 0, và 5: ∂ ∂ ∂ ∂ T x T y 0 0, . 2.2.2. T−ơng tác động lực các lớp biên khi hệ số rối biến đổi. Trong điều kiện hệ số rối biến đổi theo độ cao và độ sâu ta tiến hành xem xét tr−ờng hợp tổng quát sau đây, cho rằng hệ số rối tỷ lệ với kích th−ớc rối và năng l−ợng rối: Kv = l ε t , trong đó ε t năng l−ợng rối và l - kích th−ớc rối. Nh− vậy, h−ớng gió và vận tốc gió thu đ−ợc sẽ phụ thuộc vào số Rossby R0 : R0 = g gU V fz 2 2 0 + và tham số phân tầng S : 36 S = βδθ f g gU V2 2+ . (2.10) Hình 2.3. Phụ thuộc góc giữa các h−ớng gió mặt đất và địa chuyển vào số Ro theo Orlenco [1]: 1,2,3,4 - số liệu các tác giả khác nhau; 5 - số liệu thực nghiệm trên đất liền; 6 - trên mặt biển; các số - vận tốc gió địa chuyển, m/s Quy luật biến đổi của gió đ−ợc thể hiện trên hình 2.3 , phụ thuộc vào số Rossby (Ro). Có thể đ−a ra những đặc điểm khái quát của sự biến đổi đó nh− sau: - Khi vận tốc gió tăng và độ nhám z0 giảm, góc α giữa h−ớng gió địa chuyển và gió mặt đất giảm nh−ng vẫn lớn hơn 45°. - Trên biển, sự phụ thuộc h−ớng gió vào vận tốc gió mạnh hơn, nếu trên đất liền gió tăng thì góc α giảm, trên biển gió tăng thì α lại tăng, có lẽ vì khi vận tốc gió tăng thì độ nhám bề mặt z0 cũng tăng theo. Tại lớp d−ới của khí quyển, hệ số rối Kν tăng lên khi độ cao tăng do kích th−ớc rối l tăng, nh−ng bắt đầu từ một độ cao nào đấy Kν giảm do gradient vận tốc gió hay sự phân lớp của vận tốc giảm. ( Ta đã biết năng l−ợng rối phụ thuộc vào sự phân lớp của vận tốc gió). 37 Độ cao nơi có giá trị cực đại của hệ số rối Kν phụ thuộc vào vận tốc gió , vào độ ổn định của khí quyển và vào độ nhám của mặt trải theo quy luật: - gió tăng thì độ cao này tăng, - độ ổn định tăng thì độ cao này giảm, - z0 tăng thì độ cao tăng. 2.3. Sóng gió là kết quả t−ơng tác biển - khí quyển 2.3.1. Sự phát sinh và phát triển của sóng gió trên mặt biển. Trên mặt biển, do các nhiễu động của áp suất khí quyển và gió hình thành các dao động của mặt n−ớc đ−ợc gọi là sóng trên mặt biển. Sóng trên mặt biển (sóng mặt) có chu kỳ nhỏ hơn 10 -15 giây và b−ớc sóng từ vài chục đến vài trăm mét là sóng gió đ−ợc hình thành do tác động trực tiếp và tại chỗ của gió. Sóng gió hình thành ở khu vực khác và lan truyền đến vùng biển quan trắc đ−ợc gọi là sóng lừng. Sóng có chu kỳ lớn hơn có thể là sóng địa chấn, sóng triều, v.v.. đ−ợc gọi chung là sóng dài do có b−ớc sóng lớn. Sóng gió thông th−ờng lan truyền theo h−ớng gió thổi. Nguyên nhân chủ yếu hình thành loại sóng này là do tác động của ứng suất trên mặt biển. Những ứng suất này bao gồm ứng suất pháp tuyến hay áp suất theo h−ớng vuông góc mặt n−ớc và ứng suất tiếp tuyến liên quan tới lực kéo trên mặt n−ớc. Trong tr−ờng hợp gió thổi nhanh hơn sóng, Jeffreys đã đ−a ra các chỉ tiêu phát triển của sóng gió nh− sau: sρ'(U-c)2c > 4àg (2.11 ) U - vận tốc gió, c - vận tốc sóng, thông th−ờng vận tốc gió lớn hơn vận tốc sóng, à - hệ số nhớt động học, ρ'= (ρa/ρw), s - hệ số trở kháng dạng sóng, vế trái của (2.11) đạt giá trị cực đại khi U = 3c. Vận tốc gió nhỏ nhất có khả năng làm phát sinh sóng có thể xác định theo công thức sau: Umin = 3 à ρ g s ' /⎛ ⎝⎜ ⎞ ⎠⎟ 1 3 . Với à = 1,8 10-6 m2s-1, g= 9,81 m .s-2, ρ'= 1,29 10-3 kg.m3, ta có Umin = 0,73 s1/3 m/s, nếu s =0,27 thì Umin = 1,1 m/s. 38 Chỉ tiêu phát triển chung của sóng đ−ợc tính trên cơ sở cho rằng tổng các dòng năng l−ợng do ứng suất pháp tuyến và tiếp tuyến lớn hơn tản mát năng l−ợng do nhớt phân tử: 2Cu ρ' U2c+sρ'(U-c)2c > 4àg (2.12) Nh− vậy, sóng vẫn có thể phát triển ngay khi vận tốc sóng lớn hơn vận tốc gió. Bên cạnh lý thuyết ứng suất phát triển sóng ng−ời ta còn đ−a ra các lý thuyết khác nh− cộng h−ởng trong lớp biên sát mặt. 2.3.2. Dự báo sóng gió trên mặt biển. Do độ cao và tần số sóng trên mặt biển mang tính ngẫu nhiên, nên để tính toán và dự báo chúng cần thiết sử dụng công cụ phân tích thống kê, các giá trị cần tính bao gồm các đặc tr−ng sóng cơ bản và phổ sóng. Các đặc tr−ng thống kê cơ bản của sóng gồm có độ cao sóng cơ bản, độ cao trung bình và tần số sóng t−ơng ứng. Độ cao sóng cơ bản (hay sóng đặc tr−ng Hs là độ cao trung bình của 1/3 số độ cao sóng lớn nhất. Độ cao sóng trung bình H th−ờng lớn hơn độ cao sóng đặc tr−ng, và mối liên hệ giữa chúng nh− sau: Hs = 1,7 H Độ cao sóng phụ thuộc cơ bản vào vận tốc gió V và đà sóng X, tần số của sóng cũng phụ thuộc vào hai đặc tr−ng đó. Các hình 2.4a,b cho ta các toán đồ tính độ cao và chu kỳ sóng phụ thuộc vào vận tốc gió và đà sóng. Hình 2.4. Phụ thuộc độ cao sóng (Hmax(10m), a) và tần số sóng (TS, b) vào vận tốc gió, thời gian gió tác động và đà sóng, 1 - chu kỳ sóng chính, 2- thời gian tác động của sóng, vận tốc : hải lý/ giờ; đà sóng : hải lý. Trên cơ sở tính toán năng l−ợng của sóng , có thể xây dựng mối t−ơng quan giữa độ cao, chu kỳ sóng và năng l−ợng của nó: 39 Hs = k Ε , k = 2,83. E = ( )[ ]A dω ω 0 2∞ ∫ , trong đó ω =(2π/T) tần số sóng. Biên độ sóng A đ−ợc xem bằng hai lần độ cao sóng. Bằng cách giải ph−ơng trình cân bằng năng l−ợng sóng ng−ời ta thiết lập các mô hình dự báo sóng cho vùng n−ớc sâu và kết hợp tính toán khúc xạ, phản xạ sóng tính toán sóng vùng ven bờ và n−ớc nông. 2.3.3. Sóng đổ. Theo Stokes thì sóng bắt đầu đổ khi góc đỉnh sóng α (hình 2.5) nhỏ hơn 120°, hay t−ơng ứng độ nhọn (hay độ uốn) của sóng lớn hơn hoặc bằng 1/7 ( H/λ ≥ 1/7). Phân tích công thức tính toán vận tốc truyền sóng theo độ sâu và các đặc tr−ng khác của sóng có thể giải thích đ−ợc hiện t−ợng sóng đổ. Hình 2.5. Dạng sóng troxoide, α - góc đỉnh sóng. Từ công thức tính vận tốc truyền sóng c: c2 = λ π π λ sDthg 2 2 , với Ds là độ sâu, khi Ds << λ thì c2 → gD s Nh− vậy, vận tốc sóng khi n−ớc nông chỉ phụ thuộc vào độ sâu và khi sóng đi vào vùng n−ớc nông vận tốc c sẽ giảm. Mỗi khi vận tốc c giảm thì b−ớc sóng λ cũng 40 giảm theo vì theo công thức tính b−ớc sóng λ = cT và nh− vậy H/λ cũng tăng lên dẫn tới việc sóng bị đổ. Tại các khu vực ngoài khơi, sóng bị đổ do nguyên nhân đỉnh sóng dịch chuyển nhanh hơn và v−ợt đáy sóng. 2.3.4. ảnh h−ởng của phân tầng khí quyển lên phát triển sóng. Tác động của phân tầng khí quyển lên phát triển sóng chủ yếu thông qua biến đổi vận tốc gió trên biển trong lớp khí quyển sát mặt. Trên bảng 2.1. đ−a ra tỷ lệ giữa vận tốc gió tại độ cao 10 mét và tại các tầng khác nhau phụ thuộc vào độ chênh lệch nhiệt độ n−ớc - không khí. Xét tr−ờng hợp vận tốc gió tại độ cao 2 m: khi độ phân tầng ổn định sẽ có giá trị lớn hơn khi độ phân tầng không ổn định tới hơn 30% so với cùng một giá trị vận tốc trên 10 mét. Trong các tính toán sóng, ng−ời ta th−ờng chỉ sử dụng vận tốc gió trên 10 m, điều đó làm xuất hiện một sai số đáng kể so với tính toán theo vận tốc gió tác động thực lên mặt biển. Để tính đến ảnh h−ởng này, ng−ời ta đã đ−a ra các mức hiệu chỉnh sóng theo chênh lệch nhiệt độ n−ớc - không khí. Bảng 2.1. Phụ thuộc giữa vận tốc gió tại các độ cao và độ ổn định của khí quyển Trạng thái ∆T Tầng đo (m) khí quyển °C 1 2 4 6 8 10 20 30 ổn định Ô.đ. yếu Phiếm định và không ô.đ. <-0,5 -0,5< <-0,1 >=0 1,62 1,30 1,21 1,43 1,21 1,13 1,22 1,11 1,08 1,10 1,05 1,04 1,04 1,02 1,01 1,0 1,0 1,0 0,89 0,94 0,95 0,81 0,89 0,93 2.4. Dòng chảy trên biển 2.4.1. Nguồn gốc của dòng chảy trôi (gió) 41 Dòng chảy trôi hình thành do tác động của gió trên mặt biển thông qua quá trình truyền năng l−ợng gió cho n−ớc biển d−ới các hình thức sau: - Năng l−ợng và ứng suất của sóng trên mặt biển tạo nên dòng chảy. Từ sóng ngắn chuyển sang sóng dài, chuyển động ngang đ−ợc lấy từ thành phần của vận tốc quỹ đạo (hình 2.6). - Nguyên nhân chính của dòng chảy là do ứng suất tiếp tuyến: τ = ρCuv2 Hình 2.6. Quỹ đạo liên tục của các hạt n−ớc trong sóng trọng tr−ờng trên mặt biển. 2.4.2. Lý thuyết Ecman của dòng chảy gió Ecman cho rằng ma sát của gió trên mặt biển là lực duy nhất tạo nên dòng chảy và ma sát giữa các lớp n−ớc là nguyên nhân chính dẫn đến việc các lớp n−ớc d−ới chuyển động theo. Từ ph−ơng trình chuyển động rối giả thiết giải cho tr−ờng hợp biển đồng nhất sâu vô hạn và không giới hạn theo ph−ơng nằm ngang, gió và ứng suất gió ổn định hoàn toàn. Chọn trục y theo h−ớng ứng suất gió. Từ hệ ph−ơng trình : x PVf z UKv z y PUf z VKv z ∂ ∂ ρ∂ ∂ ∂ ∂ ∂ ∂ ρ∂ ∂ ∂ ∂ 1. 1. =+ =− (2.13) 42 Ta có lời giải : )45sin()exp(. )45cos()exp(. 0 0 ff ff D z D zUoV D z D zUoU ππ ππ −−= −−= (2.14) trong đó Uo tốc độ dòng chảy trên mặt. Có thể xác định Uo theo ứng suất gió : ϕρ τ sin...2 Ω= KvU vo Df : độ sâu mà từ đó ảnh h−ởng của dòng chảy mặt đ−ợc xem nh− không đáng kể, đại l−ợng này có thể xác định theo công thức: D K f v2 2 = π ϕΩ.sin Hình 2.7. Biến thiên dòng chảy trôi theo độ sâu. Tại độ sâu z = Df : 23. o o UeUU ≈= −π 43 Df đ−ợc gọi là độ sâu ma sát. Dòng chảy thu đ−ợc trên mặt biển huớng một góc 45o so với h−ớng gió và quay về bên phải theo sự gia tăng của độ sâu tạo nên đ−ờng xoắn ốc Ecman của các vị trí đầu tốc (hình 2.7). H−ớng của véc tơ dòng n−ớc vận chuyển tổng cộng tạo một góc 900 so với h−ớng gió. Đối với vùng biển nông thì góc giữa h−ớng gió và dòng chảy mặt nhỏ hơn 45o ., với độ sâu biển z = d thì góc đó đ−ợc xác định theo công thức sau: tang d D Sin d D Sh d D Sin d D f f f f Ψ= Sh 2π π π π − + 2 2 2 (2.15) Nếu d/Df Df thì ψ ít lệch khỏi 45o vì sh(2πd/Df) tăng nhanh trong khi sin(d/Df) < 1 (hình 2.8). Hình 2.8.Cấu trúc thẳng đứng của dòng chảy trôi trong biển sâu hữu hạn - hình chiếu các véc tơ dòng chảy trên mặt ngang (theo Ecman). Các đ−ờng d=2,5Df và d=1,25Df trùng nhau, ngoại trừ phần ngắt quãng ở các lớp trên. 44 Đối với dòng chảy trong lớp đáy thì vận tốc giảm theo hàm số mũ e của độ sâu và dòng chảy toàn phần quay dần về bên trái. Lý thuyết Ecman cũng giải thích đ−ợc hiện t−ợng chuyển h−ớng gió trong lớp biên khí quyển. 2.4.3. N−ớc trồi - ứng dụng lý thuyết Ecman Do dòng chảy lệch khỏi h−ớng gió ( bắc bán cầu về bên phải và nam bán cầu về bên trái) nên dòng chảy h−ớng dọc bờ dẫn tới hiện t−ợng n−ớc rút từ bờ và n−ớc tầng sâu dâng lên trên mặt biển làm cho nhiệt độ n−ớc tại khu vực này giảm, tốc độ thẳng đứng ở đây ~ 10-4 cm/s Sự phát triển mạnh mẽ của sinh vật do hiện t−ợng giàu các chất dinh d−ỡng đ−ợc mang từ các tầng n−ớc sâu lên mặt biển có ý nghĩa lớn cho công nghiệp đánh cá tại các vùng có hoạt động n−ớc trồi. Trên thế giới các vùng ven bờ Pê ru , Ghi nê là những thí dụ đặc tr−ng, ở Việt nam, vùng n−ớc trồi Ninh thuận-Bình Thuận cũng tạo ra vùng có năng suất cá và các hải sản cao. Khi hiện t−ợng n−ớc trồi giảm c−ờng độ thì nhiệt độ tăng có thể làm cho cá chết, điều này th−ờng xẩy ra ở vùng biển Pê ru trong các tháng cuối năm và hiện t−ợng này ngày nay đ−ợc gọi theo cái tên El - Nino. 2.4.4. N−ớc dâng bão Khi trên mặt biển có xoáy thuận thì áp suất khí quyển giảm dẫn tới việc nâng cao mực n−ớc. Khi xoáy thuận đi qua, áp suất khí quyển trên mặt biển tăng lên và mực n−ớc tụt xuống. Nh− vậy, khi xoáy thuận đi qua trên biển th−ờng dẫn theo quá trình nâng và hạ mực n−ớc biển. Theo quy luật tĩnh học, sự biến đổi áp suất khí quyển khoảng 1mb làm thay đổi 1 cm mực n−ớc. Quy luật biến đổi này có thể viết trong dạng : ∆H = K( Pa - Pa), trong đó Pa : áp suất trung bình của khí quyển , k = 1/ρwg. Trong nhiều tr−ờng hợp nếu sự biến đổi áp suất không lớn thì mực n−ớc dâng lên chủ yếu do gió. Gió làm cho n−ớc mặt chuyển động theo h−ớng gió và khi gặp bờ thì có thể bị nâng lên hoặc hạ xuống phụ thuộc vào góc giữa gió và đ−ờng bờ. Nh− vậy sự dâng rút mực n−ớc liên quan tới hai thành phần: do ứng suất tiếp tuyến của gió và do áp suất. Tại các vùng n−ớc nông ven bờ, gió đóng vai trò quan trọng hơn cả trong sự biến đổi của mực n−ớc. 45 2.5. ảnh h−ởng của khí quyển lên chế độ nhiệt n−ớc mặt biển. Nh− đã trình bày ở trên, cấu trúc nhiệt thẳng đứng bao gồm 3 lớp cơ bản (hình 2.9), trong đó lớp hoạt động chịu tác động mạnh mẽ của các tác động khí quyển. Nhiệt độ n−ớc đ−ợc tính theo ph−ơng trình dẫn nhiệt với điều kiện biên trên mặt thể hiện bằng ph−ơng trình cân bằng nhiệt. Tuy nhiên do ảnh h−ởng của sự không đồng nhất theo không gian cùng với độ chính xác thấp của các phép tính toán động lực trong lớp hoạt động trên của biển nên việc tính toán nhiệt độ n−ớc th−ờng không thoả mãn yêu cầu. Có thể sử dụng ph−ơng trình truyền nhiệt trong dạng tổng quát để đánh giá mức độ ảnh h−ởng của các yếu tố khí quyển lên nhiệt độ n−ớc biển. Hình 2.9.Phân bố đặc tr−ng của nhiệt độ n−ớc biển theo độ sâu độ sâu: mét; nhiệt độ : °C. Từ ph−ơng trình : ∂ ρθ ∂ ∂ ρθ ∂ κ ρ ∂ θ ∂ ( ) ( ) t Vi x x I Ci t i t p + − = 2 2 (2.16) 46 Trong đó I dQp dt dB dz Dt = − + - tổng nhiệt l−ợng biển đổi do chuyển đổi pha, cân bằng bức xạ và tản mát năng l−ợng. Lấy tích phân từ 0 đến độ sâu h ta có : ρ ∂θ∂ ρ θ θ κ ∂θ ∂ ρ θ θ C t dz B H LE C w w z C V V dz p h p i h p n h 0 0 2 0 ∫ ∫ = + + − + −⎡⎣⎢ ⎤ ⎦⎥ − − ∇ + , , , ,( ) (2.17) Trong đó ∇n2 thành phần theo ph−ơng ngang của toán tử Laplace. Ba thành phần đầu vế phải cho ta phần nhiệt bức xạ tia, trao đổi nhiệt rối và nhiệt hoá hơi. Thành phần tiếp theo cho ta thấy phần nhiệt trao đổi giữa tầng h và tầng n−ớc d−ới cho kết quả dòng thẳng đứng, dòng nhiệt rối và nhiệt phân tử, thành phần cuối : trao đổi nhiệt ngang (bình l−u) do dòng chảy và trao đổi rối. Trong bảng 2.1. d−ới đây đ−a ra một số giá trị trung bình các thành phần cân bằng nhiệt ở một số đới vĩ tuyến cho thấy vai trò khác nhau của các thành phần (kj/cm2năm) Bảng 2.1. Các thành phần cán cân nhiệt trên các đới vĩ tuyến ϕ0N 40-30 30-20 20-10 10-0 Tổng B0 347 474 448 481 343 LE -360 -440 -414 -334 -310 H -54 -38 -25 -17 -33 Fb 67 4 -59 -130 0 Dễ dàng thấy vai trò bức xạ tia đảm nhận nguồn nhiệt chủ yếu tại vùng xích đạo và nhiệt đới, ở vùng vĩ độ cao hơn nguồn nhiệt bổ sung sẽ là dòng nhiệt bình l−u. Trong toàn năm, dòng nhiệt rối h−ớng từ đại d−ơng vào khí quyển nh−ng mùa hè có thể có h−ớng ng−ợc lại khi các khối khí nóng từ lục địa đi ra biển. Dòng nhiệt bức xạ chỉ hấp thụ trong một lớp n−ớc mỏng chủ yếu trong độ dày khoảng 1 mét, sự gia tăng của gradien nhiệt độ sẽ làm tăng dòng nhiệt rối dẫn tới giảm chênh lệch nhiệt trong toàn lớp n−ớc. 47 Khác với lớp không khí, trong lớp n−ớc bề mặt không có tính bất biến của dòng nhiệt theo độ sâu. Dòng nhiệt tổng cộng có cực đại ở 1,2 mét từ mặt. Quá trình đối l−u tạo nên sự phân bố lại dòng nhiệt trong toàn lớp n−ớc đến độ sâu 16 - 18 mét trong một ngày đêm. ảnh h−ởng của dòng nhiệt hiện th−ờng không lớn vì không khí có nhiệt dung bé nên nên lớp không khí sát mặt biển có nhiệt độ gần với nhiệt độ n−ớc biển. Dòng nhiệt ẩn do bốc hơi có một vai trò đáng kể đối với nhiệt độ n−ớc, so với ảnh h−ởng của dòng bức xạ thì bốc hơi không gây ra biến trình ngày đêm lớn và có khả năng làm giảm biên độ ngày đêm vì ban ngày n−ớc bốc hơi làm nhiệt độ giảm mạnh. Gió gây tác động đến nhiệt độ thông qua xáo trộn động lực, xáo trộn đối l−u do gia tăng bốc hơi và dòng nhiệt hiện. Theo đánh giá của Levastu và Hale ở vùng nhiệt đới khi gió mùa cấp 0-2, vào mùa hè, biên độ ngày có thể đạt tới 1.50C. Vào mùa đông, biên độ có thể nhỏ hơn một ít nh−ng cũng còn đáng kể. Bão nhiệt đới tạo ra các dị th−ờng nhiệt trên mặt biển. Gần tâm bão, ứng suất gió tạo ra phân kỳ dòng chảy mặt và gây nên hiện t−ợng n−ớc tầng sâu xâm nhập lên tầng trên t−ơng tự n−ớc trồi (upwelling) ven bờ. Bão đi qua sẽ gây nên một vệt n−ớc lạnh trên mặt. Theo kết quả khảo sát của nhiều tác giả thì bão lớn có thể tạo dòng n−ớc trồi từ độ sâu 60 mét trong vùng bán kính 60 km từ tâm bão và nhiệt độ n−ớc bề mặt có thể giảm xuống tới 50C (hình 2.10). Ngoài phạm vi 100 km sẽ có hội tụ n−ớc và gây ra hiện t−ợng n−ớc chìm (downwelling) có thể đạt tới độ sâu 80 - 100 mét. Giữa vùng upwelling và downwelling là vùng có xáo trộn mạnh nên nhiệt độ n−ớc biển cũng bị giảm một cách đáng kể. Dị th−ờng nhiệt độ n−ớc mặt biển hình thành do tác động của bão có thể đ−ợc duy trì trong một vài tuần lễ. Theo cơ chế vật lý của quá trình cung cấp nhiệt l−ợng từ mặt biển, có thể hình dung tới việc giảm c−ờng độ của các cơn bão tiếp theo đi qua khu vực này do sự giảm trữ l−ợng nhiệt biển, tuy nhiên điều này còn phụ thuộc vào điều kiện khí quyển ở phía trên tâm bão (khí quyển tầng giữa), tác nhân chủ yếu làm giảm ảnh h−ởng của sự giảm nhiệt biển lên bão. Theo Ramage thì trên khu vực các rãnh áp thấp cận xích đạo (nơi có khả năng hình thành bão) ít khi quan sát thấy bão xuất hiện ở các vùng n−ớc bị làm lạnh do bão đi qua. 48 Hình 2.10.Phản ứng của đại d−ơng khi bão đi qua theo Ramage [2] , a-e- biến đổi cấu trúc lớp mặt khi xáo trộn gió-đối l−u; 1-nêm nhiệt thứ cấp; 2- nêm nhiệt mùa. 2.6. Các xoáy Langmur-Kết quả t−ơng tác nhiệt động học giữa biển và khí quyển Các quan trắc trên biển cho thấy trên lớp mặt tồn tại một dạng hoàn l−u theo hình xoắn ốc, ng−ời ta gọi nó là xoáy Langmur theo tên ng−ời đã khám phá ra nó. Đặc điểm cơ bản của khí quyển nhiệt đới là sự phát triển và tồn tại th−ờng xuyên của mây tích và tín phong với sự sắp xếp mây thành các dãy mây theo h−ớng gió tới hàng trăm km. Một trong những nguyên nhân của các hiện t−ợng trên đ−ợc lý giải bởi hiệu ứng đối l−u do Bokard đ−a ra. Theo ông thì khi một lớp chất lỏng bị đốt nóng đều từ phía d−ới và đạt một giá trị gradient nhiệt độ tới hạn sẽ tạo ra hiện t−ợng đối l−u theo các nhóm phần tử với chuyển động đi lên giữa trọng tâm và đi xuống ở phía bên ngoài. Chuyển động ngang đ−ợc đi từ tâm ra ngoài. Khi tồn tại chuyển động bên ngoài theo h−ớng ngang các xoáy đối l−u sẽ tập hợp lại hình thành nên các vệt dọc theo chiều chuyển động. Theo các số liệu quan trắc mây từ vệ tinh có thể có thể nhận thấy trong khí quyển tồn tại các ổ xoáy đối l−u với hai cấu trúc khác nhau. Ng−ời ta cũng đ−a ra hai dạng ổ xoáy đối l−u : dạng mở và dạng kín. 49 Trong dạng mở, ta quan trắc thấy một khu vực hình đa giác bị bao quanh bởi mây, còn trong dạng kín lại thấy tồn tại một vùng đầy mây hình đa giác lớn với khu vực xung quanh là miền quang mây. Có thể biểu diễn mặt cắt qua các ổ xoáy đối xứng thông qua hình 2.11, trong đó có điều kiện đốt nóng bề mặt khác nhau. Có thể thấy một số đặc điểm sau của các ổ xoáy cỡ trung bình: (i)-Các xoáy hình thành trong vùng mây tích và khi bề mặt bị đốt nóng, đ−ờng kính xoáy trung tâm vào khoảng 50 km và tỷ lệ đ−ờng kính với độ cao khoảng 10:1 đến 100:1 (ii)-Khi đốt nóng mạnh sẽ hình thành dạng xoáy mở còn khi đốt nóng nhẹ sẽ hình thành xoáy kín. Các xoáy cỡ trung bình đóng một vai trò quan trọng trong t−ơng tác biển - khí quyển và chúng gây ảnh h−ởng tới hệ số trao đổi rối. Một trong các điều kiện làm xuất hiện ổ xoáy đối l−u là việc đốt nóng đều bề mặt và không có gradient vận tốc theo ph−ơng thẳng đứng. Hình 2.11.Sơ đồ các ổ xoáy đối l−u quy mô vừa. Đ−ờng mảnh - chuyển động rối, đ−ờng đậm - chuyển động trung bình 50 Tại vùng nhiệt đới xích đạo, mây thấp hơn hình thành nên các nhóm lớn với các ổ cơ sở kích th−ớc khoảng 100 km, phía ngoài dải hội tụ nhiệt đới thì mây tập trung hình thành nên các hành lang và có dạng xoắn ốc tại các vùng xoáy thuận nhiệt đới (hình 2.12). Hiện t−ợng các ổ xoáy đối l−u t−ơng tự cũng tồn tại trên mặt biển và khi gió thay đổi hình thành nên các xoáy hình ống với kích th−ớc ngang từ 10 - 50 m và kéo dài hàng chục km (hình 2.13), tốc độ ngang có thể đạt tới 10 - 40 cm/s. Dòng chảy trên mặt Tập trung các chất trên mặt biển Hình 2.12. Sơ đồ hoàn l−u Langmur trong lớp mặt đại d−ơng. Hình 2.13. Sơ đồ các ống xoáy khí quyển 51 Theo số liệu quan trắc thì vận tốc gió tăng có thể làm tăng khoảng cách giữa các xoáy : L = 4.8V , V- vận tốc gió (m/s). Đây là cách lý giải giả thiết cho rằng các xoáy này có nguồn gốc động lực t−ơng tự xoáy lớp biên Ecman. Khi vận tốc tăng, số Re đạt đến giá trị tới hạn thì rối có dạng xoáy ngang với kích th−ớc lớn, với 200 )sin..( Re 2 1 >= ϕ ∂ wKz V cr . Theo đó thì khoảng cách giữa các xoáy sẽ là: 2 2D Kz= ω ϕsin , D : độ dày lớp Ecman. Tuy nhiên điều này không cho phép lý giải đ−ợc sự tồn tại của xoáy Langmur khi gió ít ổn định. Theo lý thuyết đối l−u thì điều kiện cần có đối l−u đó là số Relay: Ra g T z h Kz Kt = − α ∂∂ 4 . , h: độ dày tầng đối l−u Xoáy Langmur có vai trò làm tăng c−ờng xáo trộn theo ph−ơng thẳng đứng trong các lớp biên. 2.7. Biến đổi nhiệt của lớp biên khí quyển tiếp giáp biển Trong khi nghiên cứu quá trình thích ứng lớp d−ới khí quyển với mặt trải ng−ời ta không chú ý tới các dòng thẳng đứng do vai trò không đáng kể của chúng so với trao đôỉ rối. Trong tr−ờng hợp này các ph−ơng trình biến đổi nhiệt độ có dạng: ∞+= pp zQ t hz TKT '12 ' 1 2 1 ' 1 ,∂∂ ∂ ∂ ( ) hcTK zz aTT '1111 ' 0, ≤−=+ Φ pρκ ∂ ∂ 52 hTTch Thz 02 2 2 2 2 220 0, 0 ≤≤+= Φ= ξ∂∂ ∂ ξξ ∂λρ ∞≤≤= ξ ∂∂ ∂ ξ ∂ hTKTz 02 2 2 2 2 , trong đó : 1K , 2K - hệ số dẫn nhiệt độ rối của không khí và n−ớc, 2λ - hệ số truyền nhiệt rối của n−ớc, Q nguồn nhiệt trong không khí do bức xạ và bình l−u, aΦ dòng nhiệt trao đổi giữa đại d−ơng và khí quyển. Các điều kiện biên để giải hệ các ph−ơng trình trên có thể viết nh− sau: trên mặt biển z = ξ= 0 : 1 1λ ∂∂Tz BT+ =Φ trên độ cao z = 1h ' : 1T ' = 1T , ∂ ∂ ∂ ∂ 1 1T T z z ' = Kết quả phân tích lời giải cho thấy với sự tăng của h0 thì nhiệt độ n−ớc T0 ít biến đổi theo thời gian, ngay khi h0 = 5 m thì T0 ít phụ thuộc hơn với nhiệt độ không khí vì vậy nhìn chung có thể xem nó không đổi. Có thể đ−a ra một số đặc điểm cơ bản của quá trình biển đổi thích ứng các lớp biên biển - khí quyển nh− sau: - do độ ẩm trên biển gần bão hoà nên mọi biến đổi biến đổi chủ yếu thông qua nhiệt độ T, - khi gió từ bờ ra biển, khí quyển gây tác động biến đổi lớp tựa đồng nhất trên của biển, -do độ nhám làm c−ờng độ rối gió biến đổi kéo theo biến đổi tới khoảng 10% vận tốc và 5% h−ớng gió. Biến đổi nhiệt độ không khí do qua trình trao đổi nhiệt với biển tại lớp khí quyển sát mặt trong tr−ờng hợp gió thổi từ đất ra biển có thể tính theo công thức sau, rút ra từ lời giải rút gọn: ( )δ δ α10 1 3 1 1 T x z T n n Y x U , = − ⎛⎝⎜ ⎞ ⎠⎟ trong đó δ 0T chênh lệch nhiệt độ giữa đất và biển 53 Hình 2.14.Mặt cắt thẳng đứng nhiệt độ không khí và n−ớc trên vùng bờ theo Bager [1]: 1 - nhiệt độ mặt trải; 2- các vị trí quan trắc nhiệt độ không khí ( )Y t t t erfc t t