Giáo trình Khí tượng biển Chương V Tương tác biển – khí quyển

Hệ thống được xem như là sự tổng thể của các đối tượng tương tác lẫn nhau trong một tập hợp. - Bản thân khí quyển cũng như đại dương tồn tại các hệthống riêng của mình với các quy luật chung và riêng biệt do đặc thù của hai môi trường nước và khí. Hệthống hoàn lưu khí quyển làm nhiệm vụphân phối nhiệt bức xạcho các vùng vĩ độ, độcao khác nhau. Hệthống hoàn lưu đại dương truyền tải và lưu giữnhiệt cho các đại dương, cung cấp trao đổi năng lượng với khí quyển qua bềmặt tiếp xúc nhau.

pdf19 trang | Chia sẻ: lylyngoc | Lượt xem: 2154 | Lượt tải: 3download
Bạn đang xem nội dung tài liệu Giáo trình Khí tượng biển Chương V Tương tác biển – khí quyển, để tải tài liệu về máy bạn click vào nút DOWNLOAD ở trên
CHƯƠNG V TƯƠNG TÁC BIỂN – KHÍ QUYỂN 5.1 Hệ thống biển – khí quyển với các quy mô tương tác 5.1.1 Hệ thống biển – khí quyển là gì 1) Khái niệm: Hệ thống được xem như là sự tổng thể của các đối tượng tương tác lẫn nhau trong một tập hợp. - Bản thân khí quyển cũng như đại dương tồn tại các hệ thống riêng của mình với các quy luật chung và riêng biệt do đặc thù của hai môi trường nước và khí. Hệ thống hoàn lưu khí quyển làm nhiệm vụ phân phối nhiệt bức xạ cho các vùng vĩ độ, độ cao khác nhau. Hệ thống hoàn lưu đại dương truyền tải và lưu giữ nhiệt cho các đại dương, cung cấp trao đổi năng lượng với khí quyển qua bề mặt tiếp xúc nhau. - Hệ thống biển và khí quyển là tập hợp của nhiều yếu tố và nhiều mắt xích của các yếu tố đó với nhau.Ta xem xét biển và khí quyển là một hệ thống mà liên tục xảy ra các mối quan hệ tương hỗ, tương tác lẫn nhau của nhiều đối tượng. Mối quan hệ tương tác có tính chất hoàn ngược (có hoàn ngược dương, có hoàn ngược âm). 2) Bản chất của hệ thống đại dương – khí quyển: là quan hệ tương tác liên tục theo không gian và thời gian. Quan hệ tương tác này được thể hiện qua các quá trình trao đổi năng lượng xoáy, rối giữa hai môi trường nước và khí. Quy mô của mối quan hệ này khác nhau ở từng vĩ độ, độ cao và có mức độ ổn định cũng rất khác nhau. Bảng 1: Qui mô chuyển động của khí quyển và đại dương (theo Poller) Qui mô Đặc tính chuyển động Thời gian Độ trải rộng của qui mô (km) Qui mô nhỏ Chuyển động rối (trao đổi phân tử trên bề mặt biển) Tồn tại trong vài phút ≤ 0,1 Qui mô đối lưu Chuyển động mạnh theo phương thẳng đứng Từ vài phút đến giờ 0,1 – 10 Qui mô vừa Thể hiện chuyển động có hướng Tồn tại vài giờ 10 – 100 Qui mô synốp Tạo thành xoáy thuận, xoáy nghịch theo độ cao Tồn tại vài ngày 100 – 1000 Qui mô hành tinh Tạo thành hoàn lưu tựa dừng, sóng hành tinh Tồn tại vài tuần đến hàng tháng ≥ 1000 Như vậy tại lớp phân cách khí quyển và nước tồn tại các dòng khí tác động tương tác thông qua sự trao đổi năng lượng của các dòng động lượng, nhiệt và ẩm. Các quá trình này là cơ sở để tạo hoàn lưu khí quyển và hoàn lưu nước. 3) Các thành phần của hệ thống biển – khí quyển Sơ đồ mô tả quan hệ giữa các thành phần của hệ thống biển – khí quyển (theo Adem) Bức xạ sóng ngắn & sóng dài Giáng thủy Nhiệt từ các quá trình ngưng kết Gió ngang Quá trình bình lưu Hệ số rối Xáo trộn ngang Nhiệt độ lưu Thay đổi tiềm nhiệt Nhiệt độ Mây Hơi nước & các loại khí, bụi Nhiệt hấp thụ của bề mặt Bốc hơi bề Dòng chảy mặt Quá trình bình lưu và thay đổi Nhiệt độ bề Nhiệt độ nước Tích tụ nhiệt của Hệ số xáo trộn Điều kiện Dòng nước Dòng theo Xáo trộn ngang Bức xạ sóng Albedo mặt biển Albedo Độ phủ mặt tháng Từ sơ đồ trên ta nhận thấy: biển – khí quyển có chung nguồn gốc cung cấp năng lượng là bức xạ mặt trời và cả hai hệ biển và khí quyển đều cú chung những quy trình vật lý và các quy trình vật lý này có quan hệ tương hỗ lẫn nhau. Điều khác nhau cơ bản là bản chất của hai môi tường nước và không khí: do sức ỳ của môi trường nước lớn hơn rất nhiều so với môi trường khí vì vậy các quy trình vật lý xảy ra trong môi trường nước bao giờ cũng chậm hơn, tính bất ổn định trong môi trường khí luôn luôn cao hơn so với môi trường nước. 4) Tương tác biển – khí quyển trên quy mô lớn Biển và khí quyển đều có chung nguồn năng lượng mặt trời thông qua các tia bức xạ điện từ. Để có thể hiểu được nguồn năng lượng này phải tìm hiểu thông quá trình cân bằng bức xạ trên toàn bộ hành tinh mà chúng ta đang sinmh sống. nguồn năng lượng bức xạ này là nguyên nhân của các quá trình hoàn lưu trong khí quyển và đại dương. Hoàn lưu khí quyển và hoàn lưu nước đại dương, hai hệ thống hoàn lưu này hoạt động theo các chu trình độc lập song mối quan hệ tương tác giữa hai hệ thống này tạo ra quan hệ hệ thống khép kín quy mô lớn làm tiền đề phát triển các đối tượng trong đó. Các nội dung về bức xạ mặt trời đã được nghiên cứu ở phần trước, ở đây ta sẽ xem xét hai quá trình: hoàn lưu khí quyển và hoàn lưu đại dương để bổ sung cho các nhận thức về quan hệ tương tác biển – khí quyển trên qui mô lớn. a) Hoàn lưu chung khí quyển trong mối quan hệ tương tác với đại dương: Quá trình phân bố nhiệt trong khí quyển và đại dương diễn ra khá phức tạp. Trong giới hạn tầng đối lưu sát với bề mặt đại dương hầu như chỉ có quá trình đối lưu. Trong tầng đối lưu chuyển động của các khối không khí chủ yếu thông qua các quá trình đối lưu theo phương thẳng đứng với bốn loại đối lưu cơ bản: - Đối lưu tầng nông: quá trình đối lưu này chủ yếu là từ dạng năng lượng nhiệt trực tiếp, một phần nhỏ từ các quá trình bốc hơi, đám mây tích và truyền tải năng lượng cho lớp dưới của tầng đối lưu - Đối lưu mây vũ: quá trình đối lưu này sản sinh ra toàn bộ năng lượng nhiệt cho cả tầng đối lưu truyền tải năng lượng cho các vùng vĩ độ cao và vĩ độ thấp. - Đối lưu quy mô lớn: truyền tải năng lượng nhiệt từ vùng vĩ độ thấp đến vùng vĩ độ cao. Trong quá trình truyền nhiệt tạo ra các vùng áp thấp, các vùng xoáy nghịch trong khu vực vĩ độ trung bình. Quá trình đối lưu này cũng xáo trộn các lớp khí quyển theo phương ngang. - Đối lưu quy mô mezo: quá trình đối lưu này là kết quả liên kết các khu vực đối lưu nông do sự phân bố mật độ không khí không đều và do sự khác nhau về độ nhám bề mặt giữa hai môi trường nước và khí quyển quyết định. Như chúng ta đã biết, nhiều tác giả đã đưa ra bức tranh về hoàn lưu chung khí quyển có gắn kết với bề mặt đệm là đại dương và biển cả. b) Hoàn lưu đại dương và quan hệ tương tác với hoàn lưu khí quyển: - Hoàn lưu nước đại dương là thể hiện kết quả của quá trình vận chuyển năng lượng. Quá trình vận chuyển năng lượng theo phương ngang ( bình lưu ) tại vùng nhiệt đới, xích đạo lên các vùng cực có tác động quan trọng đối với khí hậu. Tuy nhiên xác định lượng ( quá trình vận chuyển năng lượng đó là rất khó vì không đo đạc trực tiếp được, các phần năng lượng này . Công việc này đòi hỏi phải có mạng lưới đo dòng chảy đủ lớn và rất tốn kém. Vì vậy cần phải có biện pháp thay thế thong qua tính toán gián tiếp từ dòng chảy và nhiệt độ để suy ra vận chuyển nhiệt trên cơ sở của phương pháp cân bằng năng lượng trong hệ thống: mặt trời – trái đất hoặc đại dương. Quá trình trao đổi năng lượng nhiệt trong hệ thống khí quyển – đại dương được mô tả bằng phương trình cân bằng năng lượng viết cho một vùng như sau: FR t E r.∇−=∂ ∂ Trong đó : t E ∂ ∂ : đặc trưng cho quá trình biến đổi năng lượng theo thời gian, R : nguồn bức xạ mặt trời của các tia tới biên giới trên khí quyền, F r .∇ : dòng năng lượng xuất ra từ vùng đó của quá trình vận chuyển trong hệ đại dương – khí quyển. - Cơ chế vận chuyển trong đại dương: Cơ chế chuyển động năng lượng theo kinh hướng có vai trò quan trọng trong điều phối khí hậu của hành tinh. Cơ chế chuyển động đó được hình thành dưới dạng các hệ dòng chảy biển. Tuy nhiên để đánh giá được hệ dòng chảy nào đóng góp được nhiều nhất vào chu trình vận chuyển đó là một việc làm khó. Ở đây ta chỉ xét đến vai trò của các dạng hoàn lưu cơ bản nhất, đó là hệ dòng chảy theo cơ chế biến động nhiệt, muối, các xoáy nhiễu động và hệ dòng chảy gió. Hệ dòng chảy gió sẽ được nghiên cứu kỹ hơn ở phần sau và xem đó như là hệ quả của quan hệ tương tác biển - khí quyển. Hai hệ dòng chảy Gulf stream và dòng chảy Kuroshio có vai trò quan trọng trong việc chuyển năng lượng kinh hướng trong đại dương. Có thể ước lượng dòng nhiệt hướng lên cực của dòng Gulf stream bằng cách xét tích của dòng khối lượng của nước (tích vận tốc của dòng chảy với diện tích tiết diện ngang của nước và mật độ nước) và hiệu nhiệt độ giữa Gulf stream và nhiệt độ gần bề mặt trung bình ở cùng vĩ độ. Ví dụ: Dòng Gulf stream rộng 60 km, ở độ sâu 500 m và vận tốc trung bình 1 m/s, mật độ nước 103 kg/m3 thì khối lượng dòng nhiệt sẽ là: 103 (kg/m3) × 600 (m) × 500 (m) × 1 (m/s) = 3,0 × 1010 (kg/s). 5.2 Lớp biên sát mặt biển – Các đặc trưng động lực của lớp biên Trong phần này ta xem xét quan hệ tương tác giữa hai môi trường nước và không khí trong quy mô hẹp và lớp sát mặt biển. Lớp sát mặt biển theo quy mô tương tác này có độ cao khoảng 50 m trên mặt biển, còn gọi là lớp ma sát. Lớp ma sát này có thể là phần phía dưới của lớp biên hành tinh. 5.2.1 Các đặc trưng của lớp ma sát 1) Độ cao lớp ma sát hs là: hs ≈ z∂ ∂ Δ⋅ τ ρ τ ρ 1 1 (5.2) Trong đó: ρ = 1,3.10-3g/cm3 (mật độ không khí) Δτ ≈ 10-1τ ; τ = 0.5 ÷ 5 dyn/cm2 21 /101 scm z −≈∂ ∂⋅ τρ Từ các bậc đại lượng trên, độ cao lớp ma sát hs ≈ 50 m (10 m ÷ 50 m). 2) Các đặc trưng đặc biệt của lớp ma sát: Vì quy mô tương tác được giới hạn trong vùng nhỏ, tác động của lực Cơriolis xem như là không đáng kể so với bậc đại lượng của các yếu tố khác. Dao động trong lớp ma sát này chủ yếu là các dao động rối theo phương thẳng đứng. Các nhiễu động khí quyển đặc biệt không được xem xét đến trong hoạt động tương tác tại lớp ma sát. Như vậy, trong bản thân lớp ma sát, vai trò phân tầng mật độ hầu như rất nhỏ và có thể bỏ qua khi xây dựng mô hình tương tác. Với độ chính xác nào đó, các nghiên cứu cho thấy rằng các dòng rối nhiệt, ẩm trong lớp ma sát có đại lượng không đổi theo phân bố thẳng đứng. Trong lớp ma sát quá trình tương tác được xét đến một cách tổng thể; không đi sâu xem xét các đặc trưng của lớp màng mỏng phần tử ngăn cách giữa hai môi trường. Độ dày lớp màng này chỉ vào khoảng 1,5 mm, trong đó phần màng mỏng phía nước chỉ vào khoảng 0,5 mm, còn phần màng mỏng phía khí quyển là 1,0 mm. Đôi khi người ta còn gọi lớp màng này là lớp màng phân tử vì quá trình trao đổi năng lượng ở đây là quá trình trao đổi năng lượng phân tử. Để mô tả được các đặc trưng chuyển động rối trong lớp ma sát người ta sử dụng phương pháp tương tự của Monhin – Obukhop. 3) Lý thuyết tương tự: Trong phạm vi tầng ma sát, tầng mặt đệm tồn tại hai lực tác động trực tiếp tới chuyển động rối đó là lực cơ học và nhiệt học; vì vậy các tham số động học thay đổi khá nhanh xung quanh các giá trị trung bình của chúng. Từ đó nảy sinh ra phương pháp đặc trưng dựa vào tỷ lệ của hai loại lực tác động này. Năm 1954, Monhin – Obukhop đã đưa ra lý thuyết tương tự với hai tham số độc lập với độ cao trong lớp mặt đó là tham số về tốc độ và độ dài. Tốc độ được chọn là tốc độ động lực u* và độ dài L. Trong đó L là đại lượng phụ thuộc vào dòng nhiệt H và tốc độ động lực u*. Về mặt số, L thường nhỏ; vào thời kỳ quá trình đối lưu mạnh L có giá trị âm (– 10 m); vào thời kỳ có gió nhẹ, kèm theo một lượng nhiệt bức xạ nào đó, L có giá trị âm (– 100 m), tương ứng với quá trình xáo trộn rối của vùng đang xem xét; vào ban đêm dòng nhiệt có hướng đi xuống, khi có gió nhẹ, giá trị L nhỏ và có dấu dương. Người ta sử dụng tỷ lệ L Z− để đại diện cho tỷ lệ quan hệ giữa hai đại lượng nhiệt sinh ra do quá trình đối lưu rối và đại lượng đặc trưng cho quá trình cơ học xáo trộn rối vào ban ngày; vào ban đêm, tỷ lệ L Z− đặc trưng cho quá trình rối có phân tầng. Tỷ lệ L Z− có ý nghĩa cũng như giá trị tương tự như số Richardson (Ri). Theo Monhin – Obukhop, ta có thể mô tả tỷ lệ L Z− như sau: L Z− Tính chất chuyển động Tỷ lệ âm lớn Đối lưu nhiệt chiếm ưu thế Tỷ lệ âm nhỏ Chuyển động rối cơ học chiếm ưu thế 0 (zero) Chỉ có chuyển động rối cơ học Tỷ lệ dương nhỏ Chuyển động rối cơ học nhỏ kết hợp với tác động của phân tầng nhiệt Tỷ lệ dương lớn Tính cơ học rối giảm mạnh do tác động của quá trình phân tầng nhiệt Tỷ lệ L Z− gọi chung là tỷ lệ Monhin – Obukhop, đặc trưng của lý thuyết tương tự. 4) Các tham số cơ bản trao đổi năng lượng trong hệ tương tác biển – khí quyển: - Thông thường để mô tả các quá trình trao đổi rối trong lớp ma sát mặt biển người ta sử dụng mô hình lý tưởng với lớp ma sát gần như đúng với điều kiện thực của lớp khí quyển sát mặt biển. Sử dụng các biểu thức tựa tĩnh để mô tả chuyển động trung bình theo phương nằm ngang có dạng như sau: zP P P v dt dv ∂ ∂+∇−Κ×Ω= τ11 (5.3) Trong đó: t là thời gian ; z w y v x u dt d ∂ ∂+∂ ∂+∂ ∂+∂ ∂= τ (5.3’) y j x i ∂ ∂+∂ ∂=∇ với: i, j, k véc tơ đơn vị tương ứng với các trục x, y, z. vjuiv .. +=r là véc tơ tốc độ gió theo phương ngang. Ω : Tham số Cơriolis, Ω = 2ω sinϕ ; P: khí áp, ϕ : là vĩ độ, ω : tốc độ góc quay trái đất. yx ji τττ += : thành phần ứng suất rối: xτ = – wuP ′′ + z uP ∂ ∂ γ (5.3’’) yτ = – wvP ′′ + z vP ∂ ∂ γ Pγ: hệ số nhớt rối là hàm số của tốc độ động lực u* và độ dài rối L: Pγ = f(u*, L và hệ số nào đó) Đối với quy mô tương tác nhỏ, đại lượng liên quan tới thành phần Cơriolis có thể bỏ qua. Các thành phần ứng suất rối xτ , yτ trong lớp ma sátđược tính bằng 20% thành phần ứng suất gió trên lớp bề mặt khi bỏ qua các thành phần dao động xung quanh so với giá trị trung bình ( wuP ′′ , wvP ′′ ). Theo đánh giá bậc tham số của lý thuyết tương tự, kết quả đã đưa ra biểu thức xác định đại lượng U tốc độ chuyển dộng trong lớp ma sát có độ cao hs trong môi trường khí không phân tầng như sau: U(z) = oz zv ln*χ (5.4) zo << z << │L│ ; v* là tốc độ động lực, v* = ρ τ ; χ = 0,4 (hệ số Karman) - Quá trình chuyển giao nhiệt trong lớp ma sát được mô tả bằng phương trình cân bằng nhiệt: dt dθ = z q CpP R ∂ +∂ )(q 1 θ (5.5) Trong đó: θ: nhiệt độ thế vị; P : khí áp; Cp: nhiệt dung đẳng áp; qR: dòng nhiệt bức xạ, bậc đại lượng vào khoảng 1º/giờ và bỏ qua z qR ∂ ∂ Từ các điều kiện trên, trong lớp ma sát có độ dày hs có thể rút ra biểu thức xác định dòng nhiệt H như sau: )( aHpp z TCTwCH γρχρ +∂ ∂⋅−′= z CTwCH Hpp ∂ ∂−′≈ θρχρ (5.5’) Trong đó: χH : hệ số truyền nhiệt phân tử, γa: gradien nhiệt độ đoạn nhiệt khô, ρ : mật độ không khí. Từ các biểu thức gần đúng trên, ta có thể đưa đến biểu thức xác định biến đổi của nhiệt độ thế vị θ(hs): θ(z) – θ(zo) = oz zln1χ (5.5”) - Quá trình trao đổi ẩm trong điều kiện không có biến đổi pha xác định tương tự như trong điều kiện xác định dòng nhiệt ở trên và được mô tả bằng phương trình: dt dq = z E ∂ ∂− ρ 1 (5.6) Độ ẩm là nguồn năng lượng duy trì quá trình trao đổi năng lượng trong lớp ma sát tiếp giáp giữa hai môi trường. Bậc đại lượng của độ ẩm E vào khoảng 10-6 – 10-5 g/cm2.s tương ứng với độ cao lớp ma sát 10 – 100 m. Độ ẩm E được xác định theo quy luật loga: E(z) – E(zo) = oz zln1χ (5.6’) - Trên thực tế tính toán các tham số thông lượng nhiệt, ẩm thường sử dụng các biểu thức sau: Đối với các thành phần ứng suất ma sát: τ = ρ Km u2 Đối với thành phần nhiệt: H = ρ Kh u (θ – θo) Đối với thành phần ẩm: E = ρ Ke u (q – qo) Trong đó: Km, Kh, Ke là hệ số ma sát, hệ số nhiệt và hệ số bốc hơi. Các công thức trên chỉ đúng cho các độ cao 2 – 10 m trên mặt biển trong điều kiện thời tiết bình thường. Quá trình phát triển tương tác động lực trong lớp ma sát được xác định thông qua 3 tham số ứng suất ma sát, thông lượng nhiệt, ẩm. Các tham số động lực này mới chỉ đề cập trong giới hạn chung nhất của lớp tiếp giáp giữa hai môi trường nước và khí quyển. Các biểu thức xác định các tham số này chỉ mang tính chất gần đúng theo quy luật loga. Quá trình trao đổi năng lượng trong lớp ma sát gồm lớp phía trên của mặt đại dương và lớp phía dưới của tầng đối lưu thông qua các chuyển động rối. Thực ra quá trình động lực tại lớp ma sát rất phức tạp, phụ thuộc nhiều vào độ nhám bề mặt đệm, tính chất phân tầng của khí quyển và độ cao của lớp ma sát. 5.3 Gió và dòng chảy gió trong lớp biển – khí quyển Trong phần này ta xét đến hiệu ứng của gió và một trong các hệ quả của sự tương tác biển - khí quyển là dòng chảy gió. Quan hệ tương tác giữa đại dương và khí quyển hình thành các hoàn lưu khí quyển, hoàn lưu nước theo các quy mo khác nhau và có tác động trực tiếp tới quá trình phân phối trao đổi nhiệt, duy trì, phát triển chế độ khí hậu trên hành tinh mà chúng ta đang sống. Hệ quả của quá trình tương tác giữa biển - khí quyển là sóng và dòng chảy trong lớp ma sát hay là lớp hoạt động trong moi trường nước. Sự hình thành gió trong lớp biên nói riêng hay ở lớp dưới của tầng đối lưu nói chung đã được nghiên cứu ở các phần trước. Ở đây chỉ tập trung nghiên cứu một số đặc điểm của gió ở lớp ma sát, lớp phân cách giữa hai môi trường không khí và nước. Mặt khác khi xem xét đến dòng chảy gió, ta xem dòng chảy gió là một trong những hệ quả quan trọng của quan hệ tương tác trong hệ biển - khí quyển, ta sẽ tập trung kỹ hơn về phương pháp đánh giá, tính toán dòng chảy trong các điều kiện đơn giản. 5.3.1 Tác động gió trên bề mặt biển Gió trên mặt biển ở đây được xem xét trên mặt đẳng áp 1000 mb và lớp ma sát mà ta đang nghiên cứu nằm trong sự tác động của hệ thống gió này. Quá trình trao đổi năng lượng thông qua phần động năng từ phía khí quyển chuyển cho đại dương và ngược lại năng lượng gián tiếp qua bốc hơi, các dòng nhiệt từ biển và đại dương chuyển lại cho khí quyển. Các hoàn lưu nước do gió hình thành nên là những ví dụ cho sự tác động của gió đối với lớp ma sát bề mặt biển. Trường gió có thể tính trực tiếp từ trường áp qua công thức địa chuyển. Tốc độ gió phụ thuộc vào gradient khí áp, lực quay của trái đất, lực ly tâm và lực ma sát. Đối với các vùng vĩ độ thấp, tính toán gió theo công thức địa chuyển thường cho ra các kết quả không ổn định; tính toán gió theo các mô hình số trị cho các kết quả tốt hơn, đặc biệt đối với các loại hình khí áp ổn định trong gió mùa. Đối với các vùng ven bờ, các tính toán gió cần có sự bổ sung của các trạm đo gió ven bờ. Trong điều kiện có bão, ATNĐ để xác định gió người ta thường sử dụng phương pháp thực nghiệm. Như vậy, khi tính toán gió trên bề mặt biển ta cần chú ý đến 2 loại số liệu: số liệu tính toán theo trường mặt rộng và số liệu quan trắc đo đạc tại các điểm cố định, đồng thời cần quan tâm đến các phương pháp xử lý số liệu, quy số liệu về cùng một hệ thống đơn vị, đọ cao..., 5.3.2 Các đặc trưng chế độ gió - Tốc độ gió trung bình chỉ cho ta về cường độ gió, được tính theo công thức tính trung bình số học của tốc độ gió trong tập số liệu: n v n 1 i∑ =v - Tần suất gió theo 8 hoặc 16 hướng và tần suất lặng gió được tính theo công thức: P% = 100T Tj (T là thời gian thống kê gió) - Phân bố gió các cấp : Xác định bằng hàm phân bố tốc đọ gió. Hàm phân bố phù hợp nhất đối với số liệu gió là hàm Weibull : + Hàm mật độ : f(v) = ⎥⎥⎦ ⎤ ⎢⎢⎣ ⎡ ⎟⎟⎠ ⎞⎜⎜⎝ ⎛⎟⎟⎠ ⎞⎜⎜⎝ ⎛ − γγ βββ γ v- exp 1 v + Hàm tích lũy xác suất: f(v) = 1 − ⎥⎥⎦ ⎤ ⎢⎢⎣ ⎡ ⎟⎟⎠ ⎞⎜⎜⎝ ⎛ γ β v- exp với : v ≥ 0 ; β > 0 ; γ > 0 Tham số β, γ được ước lượng bằng phương pháp xác suất cực đại - Phân loại trường gió: Để phân loại trường gió phải căn cứ vào các tham số thống kê của trường áp trên mặt biển. Các loại trường áp điển hình được phân loại theo các tiêu chuẩn định trước. Phân loại trường áp có thể thực hiện bằng các phương pháp khác nhau như: phương pháp lý thuyết nhận dạng theo mẫu và phương pháp phân loại tự nhiên theo các dấu hiệu di chuyển của các khối không khí chi phối ở vùng biển đó. Khi xem xét đánh giá trường gió ta cần chú ý tới trường gió trung bình đặc trưng và phân bố tốc độ gió cực đại. - Tác động trường gió trên biển: Gió đóng vai trò quyết định đối với các quá trình lan truyền ô nhiễm trên biển, gió là nguồn năng lượng chính cho các quá trình động lực khác ở lớp ma sát bờ mặt biển như dòng chảy và sóng. Trong phạm vi nghiên cứu ta chỉ xem xét đến quá trình hình thành và phát triển của dòng chảy gió 5.3.3 Lý thuyết Ecman về dòng chảy gió - Trong trường hợp đơn giản xác định dòng chảy gió với các điều kiện: gió ổn định cả về hướng, tốc độ và tác động trong khoảng thời gian xác định tại vùng biển đó. Lực ma sát mặt thông qua các ứng suất gió là lực duy n
Tài liệu liên quan