danmecho_kholaman
New Member
Download miễn phí Giáo trình Tương tác Biển - Khí quyển
Mục lục
Mở đầu 4
Chương 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 nước. 8
1.2. .ảnh hưởngcủa phân tầngkhí quyển lên trao đổi độnglượngbiểnưkhí quyển. 12
1.3. Tương quan giữa hệ số truyền nhiệt, khuyếch tán và masát rối trên biển. 19
1.4. Tính toán các thông lượng nhiệt, ẩm theo số liệu khí tượngthông
dụng và trong điều kiện gió lớn (bão). 24
Chương 2. Hệ quả tương tác biển và khí quyển 28
2.1. Tươngtác nhiệt các lớpbiên biển khí và phương phápmô hình
hoá lớp hoạt động trên của biển. 28
2.2. Tương 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 hưởng của khí quyển lên nhiệt độ nước mặt biển 45
2.6. Các xoáy Langmur ư kết quả tươngtác nhiệt độnglực học quymô
trung bình giữa biển và khí quyển 48
2.7.Biến đổi nhiệt độ của lớp biêntiếp giáp khí quyển và biển 51
2.8. Phương trình cân bằng nhiệt hệ thống đại dương ư khí quyển 54
2.9. ảnh hưởngcủa khí quyển lên cấu trúc lớpbiên đại dươngvà tham số hoá chúng. 56
Chương3. Tương tác biểnưkhí quyển tại vùng biển nhiệt đới62
3nhiệt đới
3.1. Bất ổn định đối lưu trong khí quyên nhiệt đới 62
3.2. Hoạt độngcủa gió mùa tronghệ thốngbiển và khí quyển nhiệt đới 67
3.3. Tương tác nhiệt biển ư khí quyển ư lục địa nguyên nhân hình thành
và biến đổi của hoàn lưu khí quyển và đại dương. 69
3.4. Các chu kỳ dao động trong hệ thống khí quyển ư đại dương. 74
3.5. Các đặc điểm khí tượng Biển Đông 80
3.6. Các đặc điểm hải dương 92
Tài liệu tham khảo 107
Để tải bản Đầy Đủ của tài liệu, xin Trả lời bài viết này, Mods sẽ gửi Link download cho bạn sớm nhất qua hòm tin nhắn.
Ai cần download tài liệu gì mà không tìm thấy ở đây, thì đăng yêu cầu down tại đây nhé:
Nhận download tài liệu miễn phí
Tóm tắt nội dung tài liệu:
àm vậntốc 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...