1



Đại học quốc gia Hà nội
Trờng Đại học Khoa học tự nhiên








Đinh Văn Ưu





Tơng tác Biển - khí quyển

Hà Nội 1997


2

Mục lục

Mở đầu 4
Chơng 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 nớc. 8
1.2. .ảnh hởn
g
của
p
hân tần
g
khí
q
u

y
ển lên trao đổi độn
g
lợn
g

biển-khí quyển.
12
1.3. Tơn
g

q
uan
g
iữa hệ số tru
y
ền nhiệt, khu
y
ếch tán và masát rối trên
biển.
19
1.4. Tính toán các thông lợng nhiệt, ẩm theo số liệu khí tợn
g
thôn
g

dụng và trong điều kiện gió lớn (bão).
24
Chơng 2. Hệ quả tơng tác biển và khí quyển
28

2.1. Tơn
g
tác nhiệt các lớ
p
biên biển khí và
p
hơn
g

p
há
p
mô hình
hoá lớp hoạt động trên của biển.
28
2.2. Tơng 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 hởng của khí quyển lên nhiệt độ nớc mặt biển
45
2.6. Các xoáy Langmur - kết
q
uả tơn
g
tác nhiệt độn
g
lực học
q
u

y
mô
trung bình giữa biển và khí quyển
48
2.7.Biến đổi nhiệt độ của lớp biên tiếp giáp khí quyển và biển 51
2.8. Phơng trình cân bằng nhiệt hệ thống đại dơng - khí quyển 54
2.9. ảnh hởn
g
của khí
q
u
y
ển lên cấu trúc lớ
p
biên đại dơn
g
và tham
số hoá chúng.
56
Chơng 3. Tơng tác biển-khí quyển tại vùng bi
ể
n
nhiệt đới
62

3
nhiệt đới
3.1. Bất ổn định đối lu trong khí quyên nhiệt đới 62
3.2. Hoạt độn
g

của
g
ió mùa tron
g
hệ thốn
g
biển và khí
q
u
y
ển nhiệt đới
67
3.3. Tơng tác nhiệt biển - khí quyển - lục địa n
g
u
y
ên nhân hình thành
và biến đổi của hoàn lu khí quyển và đại dơng.
69
3.4. Các chu kỳ dao động trong hệ thống khí quyển - 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

























4
Mở đầu
Trong những thập niên cuối thế kỷ XX, những yêu cầu của nhân loại nhằm
khai thác sử dụng tài nguyên thiên nhiên. biến đổi khí hậu và tăng mức độ chính xác
của các dự báo khí tợng thuỷ văn đã dẫn đến việc tăng cờng nghiên cứu khí quyển
và đại dơng trong mối tơng tác giữa chúng. Hiện nay mọi ngời đều nhận thấy rõ
các yếu điểm của phơng pháp mô tả các điều kiện khí tợng thuỷ văn, một thời đã
có ý nghĩa tích cực trong khí tợng học và hải dơng học. Điều cấp bách đặt ra đối
với ngành khí tợng thuỷ văn hiện đại là cung cấp các chỉ tiêu định lợng về trạng
thái và mức độ biến động của đại dơng và khí quyển. Nh chúng ta đều biết, trạng
thái của môi trờng luôn phụ thuộc vào tính chất của môi trờng đó trong quá trình
thu nhận cũng nh phân bố lại năng lợng, vì vậy vấn đề quan trọng đầu tiên cần
giải quyết cho phép xác định sự phát triển các quá trình khí tợng thuỷ văn là

nghiên cứu nguồn cung cấp và biến đổi của năng lợng trong khí quyển, thuỷ quyển
và thạch quyển của quả đất.
Nguồn gốc của sự sống trên trái đất chính là nguồn bức xạ mặt trời đi vào quả
đất đợc khí quyển, thuỷ quyển, thạch quyển và sinh quyển hấp thụ và chuyển đổi.
Trong quá trình đó toàn bộ khí quyển chỉ hấp thụ 1/3 tổng năng lợng, phần còn lại
đợc một lớp tơng đối mỏng của mặt đất và biển hấp thụ dẫn tới hiện tợng đốt
nóng các lớp này, đồng thời tạo ra bức xạ sóng dài và các thông lợng rối đợc
truyền cho khí quyển. Chính vấn đề này đã cho thấy sự cần thiết phải nghiên cứu các
quy luật biến đổi năng lợng trong các lớp biên khí quyển và đại dơng cũng nh
lớp hoạt động của mặt đất.
Các đặc trng nhiệt động lực học của mặt trải có một vai trò hết sức quan trọng
đối với các khối không khí trên đó. Đó là các khối khí ẩm và ấm trong mùa đông và
mát trong mùa hè trên mặt biển có tính đối lập với các khối khí trên đất liền.
Nghiên cứu đặc trng của các khối khí đại dơng và lục địa, sự biến động của chúng
trong quá trình dịch chuyển trên mặt đất là vất đề vô cùng quan trọng của ngành khí
tợng học. Điều này hoàn toàn tự nhiên khi xây dựng các lý thuyết khí hậu và dự
báo thời tiết ngời ta đều phải kể đên quá trình tơng tác khí quyển với đại dơng
và lục địa. Có thể thấy rằng sự khác biệt của tính chất mặt trải là nguyên nhân đầu
đầu tạo nên sự khác biệt của hoàn lu khí quyển so với tính chất đới và gây nên sự
đa dạng của điều kiện khí hậu và thời tiết trên các vùng khí hậu khác nhau của quả
đất. Tuy nhiên do tính đặc thù của các quá trình tơng tác khí quyển và đại dơng,
ngời ta chú trọng trớc hết đến quá trình tơng tác không khí với mặt trải.

5
Sự khác nhau về tính chất vật lý và động lực của đất và nớc dẫn đến việc độ
dày lớp hoạt động, trong đó xẩy ra dao động của nhiệt độ và độ ẩm theo thời gian,
trên lục địa luôn nhỏ hơn so với trên biển. Mặt khác, do nhiệt dung của đất nhỏ hơn
nhiều so với nớc dẫn đến yêu cầu nhiệt lợng ít hơn khi cho đốt nóng cùng một
khối lợng trên mặt đất so với trên mặt nớc. Do các quá trình trao đổi nhiệt rối đại
bộ phận nhiệt năng chuyển hoá trong các lớp hoạt động trên đợc truyền lại cho khí

quyển thông qua lớp khí quyển sát mặt. Cũng từ sự khác nhau về tính chất vật lý và
động lực của đất và nớc các lục địa có tính ỳ nhiệt nhỏ hơn nhiều so với đại dơng
vì vậy nhiều khi chúng đợc xem nh bề mặt phản xạ nhiệt ( có thể trong dạng
chuyển hoá) vào khí quyển. Điều này có thể làm cho bài toán tính nguồn nhiệt trên
đất liền đợc dễ dàng hơn. Vì vậy trong nhiều mô hình thuỷ động lực hoàn lu
chung khí quyển có thể cho nhiệt dung của đất liền bằng không.
Các đại dơng với độ ỳ nhiệt lớn đã trở thành các nơi tích nhiệt quan trọng
nhất của quả đất, mức độ biến đổi của nhiệt độ nớc theo thời gian thờng rất chậm.
Các thông lợng nhiệt giữa đại dơng và khí quyển trở nên khác biệt so với các
thông lợng trên lục địa. Đồng thời các dòng chảy trên biển và đại dơng đã chuyển
tải nhiệt theo hớng ngang dẫn đến sự biến đổi hớng của thông lợng nhiệt. Thực
chế cho thấy rằng các đại lục gần nh không phản ứng lại đối với các tác động của
khí quyển lên mặt trải, trong khi đại dơng lại phản ứng rất nhanh lên khí quyển khi
bị tác động. Giữa hai môi trờng này hình thành hàng loạt các mối tác động đối lập
nhau (ngợc).
Trong chừng mực nào đó có thể hiểu và giải thích cơ chế nhiều quá trình và
hiện tợng tự nhiên thông qua nghiên cứu đại dơng và khí quyển một cách độc lập.
Tuy nhiên trong tính toán và dự báo các quá trình khí tợng thuỷ văn đặc biệt đối
với bớc thời gian t
ơng đối dài thì không thể bỏ qua các quá trình trao đổi ngợc
đợc. Trong các quy mô lớn, mối tơng quan ngợc này đợc thể hiện qua biến
động mùa của hoàn lu chung đại dơng thể hiện quá trình trao đổi giữa các đới vỹ
tuyến. Việc gia tăng chênh lệch nhiệt độ giữa cực và xích đạo trong mùa đông và
tăng cờng hoàn lu khí quyển kinh hớng dẫn đến tăng cờng vận tốc dòng chảy
và lợng nhiệt đại dơng theo hớng này. Hệ quả của các quá trình sau sẽ làm giảm
sự tơng phản nhiệt độ giữa các đới vỹ tuyến trong đại dơng cũng nh trong khí
quyển. Ví dụ điển hình của quá trình trên thể hiện rõ qua tính chất mùa rõ rệt của
bình lu nhiệt nớc bắc Đại Tây dơng và Bắc Băng dơng.
Các chuyển động của khí quyển dẫn đến quá trình vận chuyển một lợng nớc
đáng kể kèm theo một trữ lợng nhiệt lớn đến một khu vực với các đặc điểm khí hậu

hoàn toàn xa lạ, tại đây trữ lợng nhiệt của nớc sẽ làm biến đổi tính chất của khối

6
không khí trên biển và từ đó tạo nên các khối khí biến tính có thể khác biệt hoàn
toàn so với các các đặc trng trung bình trên cùng một đới vỹ tuyến.
Các mối quan hệ ngợc cũng đợc hình thành trong các tơng tác vi mô, ví dụ
do kết quả trao đổi các thông lợng nhiệt, chất luôn hình thành nên các lớp biên đại
dơng và khí quyển với các đặc trng nhiệt động lực phụ thuộc lẫn nhau.
Đại dơng không chỉ là nơi dự trữ và phân phối lại nhiệt theo không gian và
thời gian, mà còn là nguồn cung cấp ẩm chủ yếu cho khí quyển. Chúng ta đề biết
quá trình chuyển hoá độ ẩm trong khí quyển luôn gây nên tác động mạnh mẽ lên
chế độ nhiệt động học khí quyển với vai trò không nhỏ hơn so với bức xạ mặt trời.
Chỉ cần nêu ra thực tế về lợng nhiệt khí quyển nhận đợc do ngng tụ hơi nớc lớn
hơn tổng lợng nhiệt do trao đổi rối và hấp thụ bức xạ mặt trời. Vai trò lớn lao của
độ ẩm không chỉ giới hạn trong phân bố lại lợng nhiệt trong khí quyển mà còn gây
tác động trực tiếp tới mặt trải. Trao đổi ẩm đại dơng - khí quyển gây nên ảnh
hởng đáng kể đến sự biến đổi độ muối và trạng thái biển.
Nếu nh đại dơng tác động lên các quá trình khí quyển chủ yếu thông qua
trao đổi nhiệt - ẩm, thì khí quyển tác động ngợc lại lên đại dơng không chỉ qua
các thông lợng nhiệt ẩm mà còn thông qua động lợng. Nhiệt độ và độ muối của
đại dơng và biển cũng nh chế độ dòng chảy chủ yếu đợc hình thành do các tác
động của khí quyển một cách gián tiếp hoặc trực tiếp. Chỉ cần nhắc lại rằng các
dòng đối lu và dòng chảy gradient trong biển đợc gây nên do tác động trực tiếp
của trao đổi nhiệt - ẩm với khí quyển.
Tập hợp tất cả các đặc trng tơng tác nhiệt, động lực, phân bố ẩm và các quá
trình liên quan tới tác động ngợc cho phép xem đại dơng và khí quyển nh một hệ
thống nhất hoạt động do một nguồn năng l
ợng duy nhất là bức xạ mặt trời.
Do nhiều tính chất vật lý đối với môi trờng lỏng và khí giống nhau nên các
nguyên lý nhiệt động lực học hoàn toàn có thể ứng dụng cho cả hai phần của hệ.

Điều này đã đợc các nhà khoa học xác nhận từ lâu, và trong thời gian gần đây
ngời ta quan tâm chủ yếu tới việc giải các hệ phơng trình mô tả toàn hệ thống
hoặc ít nhất cũng đối với hệ thống các lớp biên tiếp giáp của hai môi trờng. Tuy
nhiên cho đến nay ngời ta cũng cha thu đợc nhiều kết quả đáng kể do nhiều khó
khăn không những trên phơng diện toán học, mà trên cả phơng diện vật lý. Trớc
hết cần kể đến yêu cầu xác định sự biến đổi các nguồn năng lợng một cách chính
xác hơn. Thực vậy, động năng của toàn khí quyển chỉ vào khoảng 1% dự trữ thế
năng và nội năng, tỷ lệ này lại còn nhỏ hơn đối với đại dơng. Vì vậy những sai số
tơng đối bé khi xác định các thông lợng nhiệt và ẩm có thể gây ra nhiễu động

7
đáng kể trong kết quả tính toán các đặc trng động lực khí quyển và đại dơng.
Nhiều điều khác cũng cha đợc làm sáng tỏ liên quan tới cơ chế hình thành và
tơng quan phát triển của các quá trình khí tợng. Ví dụ cơ chế liên kết giữa thông
lợng nhiệt, bốc hơi, ngng tụ ẩm và tạo mây chỉ mới đợc làm sáng tỏ đối với quy
mô khí hậu. Trong nhiều trờng hợp, không hiểu rõ ngay cả định tính mức độ ảnh
hởng của tơng tác động lực và tơng tác nhiệt lên hình thành dòng chảy biển.
Nh vậy, có thể đa ra hai dạng các vấn đề cần đợc tập trung nghiên cứu
ngay. Đó là các quy luật trao đổi năng lợng giữa đại dơng và khí quyển và vai trò
của tơng tác nhiệt động trong các quá trình khí tợng thuỷ văn. Đối với quy mô các
hiện tợng, cần đặc biệt chú ý tới tơng tác vi mô và tơng tác vĩ mô.
Hiện nay cha có sự thống nhất trong định nghiã các quy mô tơng tác đại
dơng - khí quyển. Thông thờng theo mức độ cần thiết sự phân loại có thể dựa vào
kích thớc đặc trng của chuyển động khí quyển và đại dơng hoặc kích thớc của
khu vực trong đó xẩy ra trao đổi năng lợng giữa khí quyển và đại dơng. Theo đó,
các quá trình vi mô tơng ứng dao động của các yếu tố khí tợng thuỷ văn trong
khoảng từ vài phần giây đến vài phút. Điều này có thể phân biệt dễ dàng trên các
phân bố phổ trong khí quyển, nh vận tốc gió hoặc trong đại dơng - sóng gió.
Đối với các quá trình quy mô vừa thì chu kỳ đặc trng vào khoảng vài ba giờ.
Những hiện tợng dạng này đ

ợc tách ra từ biến trình phổ biến trong một ngày đêm
của các yếu tố khí tợng thuỷ văn.
Ngời ta cũng phân ra các quá trình synốp với chu kỳ đặc trng một vài ngày
và các quá trình mùa, năm, v.v thông thờng những quy mô này đợc ghép với các
quá trình vĩ mô. Trên phân bố phổ các yếu tố khí tợng thuỷ văn khác nhau những
chu kỳ này luôn đợc thể hiện khá rõ nét.









8
Chơng 1.
Các quy luật trao đổi cơ năng, Nhiệt và vật chất
giữa biển và khí quyển.
1.1. Động lực lớp biên khí quyển sát mặt nớc.
Quá trình tơng tác nhiệt động lực gữa đại dơng và khí quyển đợc thể hiện
qua các dòng (thông lợng) năng lợng và vật chất trao đổi giữa hai môi trờng.
Thông thờng tốc độ gió trong khí quyển luôn lớn hơn tốc độ dòng chảy trong biển.
Các dòng năng lợng từ khí quyển đợc truyền cho đại dơng chủ yếu tạo nên sóng
và dòng chảy trong lớp nớc trên mặt biển.
Khác với lớp biên khí quyển sát mặt đất, độ gồ ghề của mặt trải trên biển luôn
biến đổi, phụ thuộc vào trạng thái mặt biển. Trong sự hình thành độ gồ ghề của mặt
biển, bên cạnh độ cao và độ dốc của sóng, tốc độ truyền sóng và hớng sóng có một
vai trò đáng kể. Sự kết hợp giữa sóng và dòng chảy trong lớp nớc sát mặt có thể
dẫn tới hiện tợng tốc độ gió trên mặt phân cách nớc-không khí không bị triệt tiêu

mà bằng vận tốc của dòng chảy mặt. Những đặc điểm nêu trên dẫn tới quá trình
biến dạng của profil (phân bố) thẳng đứng vận tốc gió trên mặt biển và giá trị dòng
động lợng trao đổi giữa hai môi trờng cũng thay đổi theo. Nh vậy từ cả hai phía
mặt phân cách nớc- không khí tồn tại các lớp biên trong đó các quá trình động lực
cũng nh nhiệt- chất tơng ứng luôn phụ thuộc vào trạng thái của hai môi trờng.
Chúng ta đều biết, các thông lợng rối trao đổi qua lớp biên thờng đợc
tính toán thông qua nhiễu động thăng giáng rối hoặc giá trị trung bình của các đặc
trng tơng ứng. Đối với dòng động lợng hay ma sát giữa dòng khí và nớc chúng
có thể đợc xác định dựa vào quy luật biến đổi của vận tốc và hớng gió theo độ cao
trong một lớp tơng đối mỏng- đợc gọi là lớp ma sát.
Trên đất liền, lớp ma sát đ
ợc xem là lớp mà trong đó dòng động lợng gần
nh không biến đổi, điều này cũng đợc xem xét tơng tự đối với dòng nhiệt và
dòng ẩm.
Thông thờng, khi giới hạn biến đổi của các thông lợng từ 5% đến 10%
trong độ dày lớp ma sát, các giá trị gradient







zzz
,,


có thể xem bằng không.
Độ dày của lớp này có thể đợc xác định trên cơ sở đánh giá các số hạng của các
phơng trình chuyển động, truyền nhiệt và khuyếch tán.


9
Cho rằng trong lớp biên khí quyển sát mặt biển, số hạng thành phần
z




1

trong phơng trình chuyển động



+=++
11
.
3
pvfevv
t
v
rrr
r
(1.1)
có bậc đại lợng cỡ 10
-1
cm
2
/s
2

, tơng ứng bậc đại lợng các số hạng thành
phần lực Coriolis (f

V
) hoặc lực do gradient áp suất
z




1
. Nh vậy độ dày lớp
lớp khí quyển có sự biến đổi



z
khoảng 10% sẽ là:
h
u
~
1
1






z

(1.2)
với các giá trị: = 1.3 10
-3
g/cm
3
, = 10
-1
, = 0.5 - 5 dyn/cm
2
và (1/)
( /z) = (1/) ( p/z) = 10
-1
cm/s
2
,
ta có h
u
~ (0,5 5) 10
3
cm, hay h
u
= 5 - 50 mét.
Xét các điều kiện tơng tự đối với dòng nhiệt hiện H:
H =
CwTC
T
z
ppHa





''+






CwTC
z
ppH



''

h
hệ số truyền nhiệt độ phân tử,
a
gradient nhiệt độ đoạn nhiệt khô, -
nhiệt độ thế vị. Nói chung dòng nhiệt H có thể lấy bằng trị số dòng nhiệt rối.
Phơng trình cân bằng nhiệt trong trờng hợp không có hiện tợng chuyển đổi
pha có dạng sau.
()
z
F






+
=
p
C
1
-
dt
dT
(1.3)
trong đó F là dòng nhiệt bức xạ.
Bậc đại lợng của vế trái (1.3) thờng vào khoảng 3/h, trong trờng hợp đó
độ dày của lớp không khí trong đó trị số H+F ít biến đổi ( ~10%- 20%) sẽ là:
h'
u
~ 10
6
H + F (1.4)
[H,F] = cal/cm
2
.s, [h
u
]= cm.

10
Trong điều kiện phân tầng không ổn định (vào các ngày hè) bậc đại lợng H
vào khoảng 0,005 cal/cm
2
.s, độ dày h

u
tơng ứng 50 mét. Khi H<0 (phân tầng ổn
định vào đêm) dòng nhiệt rối chỉ vào khoảng 0,0005 cal/cm2.s, độ cao h
u
vào
khoảng 5 mét.
Đố với dòng ẩm E =






wq
wq
q
''
''

, ta xét phơng trình trao đổi độ ẩm q
(không có chuyển pha)

dq
dt z
=
1



ă


(1.5)
Với trị số đặc trng của vế trái khoảng 0,5 g/kg.h độ dày của lớp ổn định E sẽ
là:
h''
u
~ 10
9
E (1.6)
Bậc đại lợng của E thông thờng từ 10
-6
đến 10
-5
g/cm
2
.s tơng ứng độ dày
h''
u
vào khoảng từ 10 đến 100 mét.
Với chuyển động rối trong lớp ma sát đợc hình thành do các quá trình động
lực, hệ số rối Kv tăng tỷ lệ với độ cao z: Kv = v
*
z, trong đó = 0,4 là hằng số
Carman và v
*
- vận tốc động lực. Vận tốc gió trung bình trong lớp ma sát sẽ tuân
theo quy luật logarit
v
2
- v

1
= (v
*

/) ln(z
2
/z
1
) (1.7)
Luôn tồn tại một độ cao z
0
mà trên đó vận tốc gió trung bình bị triệt tiêu
Vz
0
=0, độ cao z
0
đợc gọi là độ gồ ghề của mặt trải.
Việc quan trắc vận tốc gió trên những độ cao nhỏ trên mặt biển thờng rất khó
khăn do bị sóng tác động. Các số liệu quan trắc trong phòng thí nghiệm cho thấy sự
tồn tại hai chế độ chuyển động của dòng khí trên mặt sóng. Trong trờng hợp khi
ma sát giữa khí và nớc do lực kết dính, động lợng đợc chuyển qua nhớt rối và
chế độ dòng đợc xem là chảy trơn động lực. Khi ma sát bề mặt đợc hình thành do
áp lực giữa các mấp mô sóng, chế độ dòng đợc xem là chảy nhám động lực.
Quá trình chuyển đổi giữa hai chế độ dòng nêu trên phụ thuộc vào số
Reinolds:
Re = h
x
v
*
/k

0
(1.8)

11
trong đó các biến số là độ gồ ghề mặt trải h
x
, vận tốc động lực v
*
và hệ số nhớt
phân tử của không khí k
0
=0,15 cm
2
/s. Chế độ dòng đợc xem là trơn động lực khi
Re < 5 và nhám động lực khi Re > 90.
Trong chế độ dòng chảy trơn, tồn tại một lớp mỏng nhớt sát mặt nớc với độ
dày h
n
~ 5k
0
/v
*
, trong đó động lợng truyền bằng nhớt phân tử và vận tốc dòng tăng
tuyến tính theo khoảng cách từ mặt phân cách. Nằm trên lớp này là lớp chuyển tiếp
có độ dày h
c
~ 30h
n
, trong đó các nhiễu động rối đóng vai trò quan trọng hơn so với
nhớt phân tử trong quá trình trao đổi động lợng. Vận tốc gió trung bình tăng chậm

hơn so với quy luật tuyến tính, trị số và quy luật phân bố gió trung bình trên đỉnh
sóng và bụng sóng cũng khác nhau. Lực ma sát gió trên mặt biển bao gồm hai thành
phần; tiếp tuyến
t
và pháp tuyến
p
:
=
t
+
p
=(1/s)



10
v
h
npnds
s
z
s
+










h - pháp tuyến của mặt sóng s.
Trong trờng hợp gió thổi trên mặt sóng, sóng có vận tốc chuyển động c
0
,

(x,t) = a cos(kx- c
0
t), dòng không khí sẽ vợt sóng ở các độ cao lớn hơn độ cao tới
hạn z
cr
và chậm hơn sóng ở các độ cao z < z
cr
. Xung quanh khu vực z
cr
các đờng
dòng có dạng khép kín (hình 1.1.).

Hình 1.1. Đờn dòng vận tốc trên mặt sóng chuyển động theo Miles [7]
Một đặc trng quan trọng của dòng khí trên mặt sóng là ảnh hởng của nhiễu
động sóng lên dòng khí. Các nhiễu động của sóng dẫn tới việc việc các nhiễu động
vận tốc đợc tạo nên bởi hai thành phần: nguồn gốc rối thuần tuý và nguồn gốc
sóng (u',v',w' và u'
s
, v'
s
và w'
s
). Kết quả nghiên cứu cho thấy rằng các loại nhiễu


12
động trên thờng độc lập với nhau: , 0,0,0
''''''


wuvvuu
sss
,
nhng giữa chúng lại có mối tơng quan nhất định:


uw vw
ss ss
'' ''
,00.
Nh vậy trong lớp biên khí quyển trên mặt sóng xuất hiện các ứng suất sóng

sx
=


uw
ss
''
và
sy
=



vw
ss
''
. Chúng giảm rất nhanh khi khoảng cách tính từ
mặt sóng tăng lên, vì vậy ảnh hởng của các thành phần này lên phân bố thẳng đứng
của vận tốc trung bình chỉ giới hạn trong một lớp mỏng h
s
vào khoảng 0,1

(

-
bớc sóng), sự biến đổi của vận tốc trung bình trong lớp khí quyển nằm trên đó có
dạng tơng tự nh đối với lớp khí quyển sát mặt trên nền cứng. Đối với trờng hợp
phân tầng phiếm định phân bố của vận tốc trung bình ở phần này sẽ tuân theo quy
luật logarit.
Để tính toán ứng suất gió trên mặt biển có sóng

=

t
+

s


cũng nh phân bố
thẳng đứng của vận tốc gió có thể viết biểu thức ứng suất gió về dạng sau

=


t
(1 +

) trong đó

= f(v
*
/c
0
) là một hàm của tỷ số giữa vận tốc (động lực) gió và vận tốc
truyền sóng.
1.2. ảnh hởng của phân 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 = R

T
v
= R


T [1+q((Rh/R) -1)] ~ R

T [1 + 0,61 q]
(R=287 J/kg.

K, Rh= 461J/kg.

K - hằng số vạn năng của không khí khô và hơi
nớc ) q =

h
/

- độ ẩm riêng, T - nhiệt độ, T
v
- nhiệt độ ảo. Tuy rằng sự khác biệt
giữa T và T
v
chỉ vào khoảng vài ba phần trăm (%) nhng nhiễu động thăng giáng
của chúng T' và T'
v
thờng khác nhau rất nhiều, phụ thuộc vào q. Vì vậy chúng gây
ảnh hởng đáng kể đến ' và lực đẩy áschimede trong phơng trình cân bằng năng
lợng rối:
v
v
z
gCp
Cp

Q
z

+
+
=







061 1
0
,


13

=g/T - tham số lực nổi,
Q =



uuu
ij
'''
/
3

2 - dòng năng lợng trung bình do nhiễu động vận tốc
rối theo phơng thẳng đứng, - tản mát năng lợng.
Số Richardson động lực, đặc trng cho sự phân tầng, biểu diễn thông qua tỷ số
giữa hai thành phần năng lợng đối lu và năng lợng cơ học trong phơng trình
trên sẽ có dạng:
R
f*
= R
f
(1 + I)
trong đó R
f
= -





Cp
v
z
v

2
(=-
z
v
wv
w





''
''
1
),
Rối sẽ không phát triển ổn định khi R
f
>1.
I = 0,61 Cp T E/ H = 0,61 T q
*
/T
*

q
*
và T
*
là các đại lợng đặc tơng tự v
*
đặc trng cho cờng độ trao đổi ẩm và
nhiệt rối
q
*
= -E /

v
*
, T

*
= - H /

Cp

v
*
Thông thờng ngời ta biểu diễn I thông qua tỷ số Bauen (Bowen):
Bo = H /

E =
() ()
Cp
qq ee
a
a
a
a
()
,
()




0
0
0
0
066



=



I = m/Bo
trong đó m = 0,61 Cp T/

là hệ số không thứ nguyên, phụ thuộc vào nhiệt độ,
trong bảng 1.1. sau đây đa ra một số giá trị đặc trng của m.

Bảng 1.1. Giá trị hệ số m tính toán ảnh hởng độ ẩm lên trao đổi động lợng rối

T (C)
0 10 20 30
m 0,067 0,070 0,073 0,078


14
Tỷ số Bauen còn đựơc sử dụng để tính tổng thông lợng nhiệt trao đổi qua mặt
biển trên cơ sở số liệu nhiệt độ.
Kết quả nghiên cứu thực nghiệm trên biển cho thấy rằng ảnh hởng của phân
tầng sẽ lớn khi I > 1 . Với các trị số trung bình mùa hè m ~ 0.07 và Bo ~ - 0,1
thì I chỉ vào khoảng - 0,1 . Trong trờng hợp I có trị số âm và giá trị tuyệt đối lớn
hơn 1 (I <-1), ngay trong khi nhiệt độ thế vị tăng theo độ cao, phân tầng vẫn giữ
không ổn định, điều này nói lên ảnh hởng lớn của phân tầng ẩm.
Để tính toán dòng động lợng trong khí quyển có sự phân tầng, ngời ta
thờng sử dụng các công thức rút ra từ giả thiết của Monin- Obukhov cho phép thể
hiện mức độ phân tầng thông qua kích thớc độ dài Monin- Obukhov :

L = v
*
2
/

2


T
*

trong trờng hợp có kể đến độ ẩm thì kích thớc độ dài sẽ bị thay đổi:
L
*
= L/(1 + I)
Quy luật phân bố vận tốc có thể đợc thiết lập trên cơ sở phép phân tích thứ
nguyên, với giả thiết cho rằng gradient vận tốc theo độ cao phụ thuộc vào cờng độ
của dòng động lợng rối (v
*
), độ cao z và kích thớc độ dài Monin- Obukhov :

)(
L
z
z
u
z
V






=
Nh vậy ứng suất gió

=

v
*
2
có thể tính đợc khi ta biết dạng hàm phi thứ
nguyên

(z/L) hoặc hàm f(z/L) rút ra từ tích phân biểu thức trên:
v =(v
*

/

) f(z/L)
Dạng cụ thể của hàm f(z/L) có thể xác định trong một số điều kiện tới hạn. Ví
dụ, trong điều kiện phân tầng yếu tỷ số z/L nhỏ có thể phân tích

(z/L) vào chuỗi
Taylor, giới hạn trong 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:
v
2
-v
1
= (v
*

/

) [ln(z/L) +

(z
2
- z
1
)/L]
Dựa trên khái niệm về tham số nhám z
0
, độ cao mà ở đó vận tốc dòng trung
bình bị triệt tiêu ta có:

15
v
2
= (v
*

/


) [ln(z/z
0
) +

(z
2
- z
0
)/L]
Đối với lớp biên khí quyển trên mặt biển, tham số nhám z
0
không cố định mà
phụ thuộc vào trạng thờng ngời ta thể hiện mối tơng quan đó qua dạng sau:
z
0
= z
m
exp (-

c
0
/v
*

)
trong đó z
m
là độ cao mà trên đó vận tốc gió trung bình có trị số bằng vận tốc
pha của sóng c

0
.
Trên hình 1.2 cho ta phân bố kết quả thực nghiệm quan trắc so sánh với kết
quả tính theo công thức trên.
Hình 1.2. Phụ thuộc giữa tham số nhám z
0
và độ cao sóng không thứ nguyên, theo
Kitaigorotski [ 4]

Việc xác địng giá trị của z
0
và z
m
trên mặt biển thờng rất phức tạp và khó
khăn, phụ thuộc không chỉ vào vận tốc truyền sóng c
0
mà còn cả tuổi sóng. Trong
giai đoạn phát triển đầu của sóng c
0
/v* << 1, z
0
=z
m
và độ gồ ghề đợc xem nh độ
cao trung bình của sóng. Khi c
0
/v
*
>> 1 thì z
0

= const, không còn phụ thuộc vào
trạng thái mặt biển nữa.

16
Theo lý thuyết phân tích thứ nguyên thì tỷ số giữa tham số nhám z
0
và kích
thớc đặc trng của sóng h
g
: z
0
/h
g
có thể đợc xem nh một hàm của số Reinolds
sóng Reg:
z
0
= h
g
P
0
(Reg)
trong đó Reg = (h
g
.v
*
)/

và h
g

= v
*
2
/g.
Có thể xác định các biểu thức tiệm cận cho hàm P
0
(R
eg
) theo các giá trị R
eg
tới
hạn khác nhau.
Trong trờng hợp gió yếu, giá trị Reg sẽ rất nhỏ, mặt khác sóng trọng lực cha
phát triển nên vai trò của gia tốc trọng trờng g cũng bị triệt tiêu, vì vậy hàm P
0
phải
có dạng Reg
-1
, hay:
z
0
= m
0
h
g
(Reg
-1
) = m
0
(v

*
/g)(g/v
*
3
) = m
0
/v
*
= m
0
h
v

h
v
là độ dày đặc trng cho lớp ma sát phân tử- nó có trị số vào khoảng một vài
milimét, hệ số không thứ nguyên m
0
đối với các mặt trải cứng vào khoảng 0,1.
Trong trờng hợp gió mạnh, Reg có giá trị lớn, phân bố vận tốc gió trung bình
theo độ cao sẽ không còn phụ thuộc vào hệ số nhớt phân tử

nữa và hàm P
0
sẽ tiến
tới một trị số không đổi. Biểu thức tham số nhám z
0
sẽ có dạng sau:
z
0

= m
1
(v
*
2
/g) =m
1
h
g

Giá trị của hệ số m
1
đối với mặt trải cứng vào khoảng 0.03.
Những công thức tiệm cận trên đây trùng với các biểu thức thực nghiệm của
Charnock, trong đó trị số m
1
lấy bằng 0,035.
Theo kết quả xử lý các số liệu thực nghiệm trên biển, Kitaigorotxki đã đa ra
các đờng cong biễu diễn hàm P
0
nh sau:
0,1/ Reg với 0 < Reg <= 50
P
0
=
0,048 -2,3/Reg khi 50 < Reg
Sử dụng các đờng phân bố thẳng đứng vận tốc gió trung bình trong các điều
kiện phân tầng khác nhau ta có thể tính đợc các trị số của v
z
, z

0
, L ( hoặc L*) cũng
nh dòng động lợng

=

v
*
2
.
Tuy nhiên trong thực tế tính toán dòng động lợng, ngời ta thờng sử dụng
các biểu thức tính thông qua hệ số ma sát trong đó v là vận tốc gió trung bình tại

17
một độ cao nhất định tơng ứng hệ số Cu. Trong các tính toán chuẩn hoá độ cao
này đợc chọn bằng 10 mét.

=

Cu v
2
Hình 1.3. Hệ số ma sát mặt biển theo các số liệu quan trắc khác nhau theo Bortkovxki
P. C và ctv. [ 1]
Trong trừơng hợp khí quyển phân tầng phiếm định, hệ số ma sát Cu
0
có thể dẽ
dàng rút ra từ biểu thức phân bố vận tốc:
Cu
0
= (


2
)/[ln(z/z
0
)]
2
=(v
*
/v)
2
Nếu kể đến sự phân tầng, hệ số Cu sẽ có dạng tổng quát hơn:
Cu

= (v
*
/v
10
)
2
={

2
/[ln(z
10
/z
0
) +

(z
10

- z
m
)/L]}
2
=
= Cu
0
{1 +

(z
10
- z
m
)/[Lln(z
10
/z
0
)] }
-2
=
= Cu
0
{1 - 2

[(z
10
)/L]ln(z
10
/z
0

)}
Đối với phân tầng không ổn định ( L < 0), trị số Cu sẽ lớn hơn Cu
0
, và ngợc
lại với phân tầng ổn định ( L > 0) thì Cu < Cu
0
.


18
Hình 1.4. Tơng quan giữa vận tốc động lực tính theo quan trắc gradient và giá trị
quan trắc trực tiếp theo Kitaigorotxki [4].
Khác với trờng hợp trên mặt trải cứng, trên mặt biển hệ số ma sát Cu phụ
thuộc vào trạng thái gió và sóng.
Đối với trờng hợp phân tầng không đáng kể, hệ số Cu
0
đợc xem nh một
hàm của vận tốc gió v, nếu sử dụng vận tốc gió trên 10 mét (
v
10
) công thức tính có
dạng:
Cu
0
= 10
-3
(a + cv
10
)
trong đó các hệ số a: 0,70 < a < 1,10, c: 0,04 < c < 0,12 với thứ nguyên vận

tốc gió [v] = (m/s). Tuy công thức trên chỉ đúng cho trờng hợp phân tầng yếu, song
điều kiện này thờng rất phổ biến đối với lớp biên khí quyển trên biển nên hay đợc
sử dụng.
Trên hình 1.3. cho ta số liệu quan trắc và tính toán theo các giả thiết khác nhau
về sự phụ thuộc hệ số ma sát vào vận tốc gió. Hình 1.4 đa ra so sánh kết quả tính
toán vận tốc động lực và số liệu thực đo. Dễ dàng thấy tính phức tạp của sự phụ
thuộc vận tốc động lực vào vận tốc gió.
Trong trờng hợp này, phân bố vận tốc tuân theo quy luật logarit:

19
- trên mặt trải cứng:
v
2
= (v
*

/

) ln(z/z
0
) ,
- trên mặt sóng:
v
2
- c
0
= (v
*

/


) ln(z/z
m
) .
Đối với trờng hợp đối lu tự do hay điều kiện phân tầng không ổn định mạnh:
(z/L) < -0,05 ữ -0,10, hệ số trao đổi rối sẽ biến đổi theo quy luật số mũ 4/3 và phân
bố thẳng đứng vận tốc gió theo quy luật -1/3. Hệ số masát Cu sẽ có dạng:
Cu

=

2
[ln(z
k
/z
0
) +

(z
k
/L) + C
1
(z
10
-1/3
- z
k
-1/3
)/L
-1/3

]
-2

z
k
là độ cao bắt đầu có đối lu tự do: z
k
~ -0,07 L.
Nh vậy cùng một trị số vận tốc gió, đối lu làm tăng dòng động lợng trao
đổi qua mặt phân cách khí quyển - biển do tác động của lực đẩy ashimede làm tăng
cờng quá trình trao đổi thẳng đứng.
Trong điều kiện phân tầng rất ổn định z/L > 0,04, hệ số rối không còn phụ
thuộc vào khoảng cách, hệ số masát Cu có thể tính theo công thức sau:
Cu

=

2
[ln(z
i
/z
0
) +

(z
i
/L) + C
1
(z
10

- z
i
)/LR
fcr
]
-2

trong đó R
fcr
là giá trị tới hạn của số Richardson động lực, z
i
là giới hạn dới
của tầng nghịch nhiệt, thông thờng

z
i
~ 0,4L,

= 10.
Nh vậy phân tầng 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:
() ()






vv
g
L
v
z
v
z
v

==
() ()






g
L
T
z
T
z

== (1.9)
() ()






qq
g
L
q
z
q
z
q

== ,

20
trong đó:


=z/L;

(

) =

g(

) ;

= T
P
P

R
Cp
0







*

A
*
=2,39 10
-8
cal/erg - đơng lợng công.
Sau khi tích phân (1.9) chúng ta thu đợc các công thức sau:
uz uz
u
f
z
L
f
z
L
uu
() () ( ) ()
*
21

21
=














=
)()()()(
12*
12
L
z
f
L
z
fzz





(1.10)






=
)()()()(
12*
12
L
z
f
L
z
f
q
zqzq
qq


Các thông lợng ứng suất (động lợng)

= uw'', nhiệt =

CTw
p
'' và ẩm
=


qw'' có thể tính toán đợc khi biết các giá trị gradient vận tốc, nhiệt độ và độ
ẩm và sử dụng giả thiết về hệ số trao đổi rối động lợng K
v
, nhiệt lợng K
h
và ẩm
K
q
:
z
u
Kv



=
z
CpKh



= (1.11)
z
q
K
D




=
Trên cơ sở các công thức (1.9) và (1.11) ta có:
()
Kv
uL
gu
=


*

()
K
uL
g

=



*
(1.12)
()


q
D
g
Lu
K

*
=
Thông thờng ngời ta sử dụng các giá trị nghịch đảo số Prandtl và số Shmidt

H
và
D
trong dạng sau:

21

H
=
()
()
Kh
Kv
g
g
u
=



,
D
=
(
)
()

K
Kv
g
g
u
q
=


.
Trong điều kiện phân tầng phiếm định, khi giá trị hàm
()

01= có thể xem
Kv
KK
uz
H
H
===


00
D
D
*
, với




HH
0
0
1
0
==()
()
và


0
0
1
0
==()
()
q
. Phân bố
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:









+=

L
zz
b
z
zv
zvzv
u
12
1
2*
12
ln)()(





() () ln
*
zz
z
z
b
zz
L
H
21
0
2
1

21
1
= +







(1.13)
qz qz q
z
z
b
zz
L
q
() () ln
*21
0
2
1
21
1
= +











.
Trong khi nghiên cứu các quá trình tơng tác giữa mặt trải và không khí cần
phải đồng thời chú ý đến các đặc trng ảnh hởng tới trao đổi động lợng và nhiệt,
chất ngay tại mặt phân cách nh độ cao trung bình của các ghồ ghề h
0
, độ cao lớp
nhớt rối h

= /v
*
, nhiệt độ nớc tầng mặt và độ ẩm trên mặt biển
s
và q
s
. Tơng
quan giữa độ ghồ ghề h
0
, độ cao lớp nhớt rối h

thờng đợc gọi là số Reinolds R
e0
=
h
0

/h

.
Có thể khái quát các công thức (1.13) qua dạng các hàm vạn năng nh sau:
v =








0
0
*
,
eu
R
h
z
v





/,,,
0
0

*
=








=
rmrmes
PPR
h
z
T

qcmcmeqs
SSR
h
z
qqq

/,,,
0
0
*
=









=
.
Giá trị các số Prandtl và Shmidt phân tử: Pr
m
và Sc
m
đối với không khí vào
khoảng 0,72 , đối với hỗn hợp khí Pr
m
= 0,34 - 1,96. Trong chuyển động rối các số
Pr và Sc ít biến động hơn: Pr = 0,7 - 0,75 và Sc = 0,83 - 0,77. Nhìn chung đối với khí
quyển trên biển có thể xem giá trị các số Pr và Sc nh nhau và phụ thuộc vào độ
phân tầng khí quyển. Đối với phân tầng phiếm định chúng có trị số gần bằng 1, khi

22
phân tầng bất ổn định cao giá trị của chúng vào khoảng 0,3 và khi phân tầng ổn định
mạnh thì Pr và Sc lớn hơn 1.
Để nghiên cứu mối tơng quan giữa hệ số masát Cu, hệ số truyền nhiệt C


và
bốc hơi Cq, ta tiến hành các biến đổi sau đây.
Từ định nghĩa các hệ số trên:
() ()

00
2
,,
qqv
Cq
vC
C
v
C
p
u


=


==




,
ta có thể lấy tích phân
z
q
zz
v






,,

từ các phơng trình (1.11) và cho rằng:
dz
K
dz
K
z
z
u
z
z
Pr( )


+

+

1
2
1
2
, ta có:
()
Pr
)()(
)()(

12*
*
12


=

zzvC
v
zvzv
p



(1.14)
Dễ dàng thu đợc biểu thức cho hệ số truyền nhiệt:


~
Pr
=
u
C
C

Trong đó

~

là hiệu nhiệt độ không thứ nguyên

~

=
~~
() ()


z 0 với
P
r
)(
)(
*
~
H
zCpv
z


= .
Khi giữa các quá trình trao đổi động lợng và nhiệt có sự tơng tự hoàn toàn,
số Pr =K
v
/K
H
=1, thì C


= C
u

. Tuy nhiên không phải lúc nào điều kiện đó cũng thoả
mãn, nhng hai quá trình truyền nhiệt và khuyếch tán ẩm thì có thể xem hoàn toàn
tơng tự nhau và Pr ~ Sc. Trong trờng hợp đó hệ số C


và C
q
cần đợc xem nh
nhau.
Các hệ số C


và C
q
cũng phụ thuộc vào sự phân tầng theo quy luật tơng tự
nh Cu: khi sự bất ổn định gia tăng thì các hệ số đó đó tăng lên và khi độ ổn định
lớn thì các hệ số đó giảm một cách đáng kể.
Trở lại các công thức dạng (1.13), theo giả thiết tựa đồng dạng của các phân bố
vận tốc, nhiệt độ và độ ẩm ta có thể viết chúng về dạng sau:

23
v =
0
*
ln
z
z
v





= +
s
Tz
z
0
0
0
*
ln

(1.15)
qq q
qz
z
s
= +


0
0
0
*
ln
,
trong đó bên cạnh tham số nhám đã xét ở phần trên, các đại lợng

và


q là
các tham số mới không phụ thuộc vào z và có thể biểu diễn thông qua dang sau:


00
= TP R
e*
(,Pr) (1.16)

qqPRSc
qe00
=
*
(,)
Các hàm vạn năng P

và Pq cũng có thể đợc xác định tơng tự C

và Cq.
Nh đã phân tích ở trên giữa Pr và Sc cũng nh giữa tự C

và Cq không có sự
cách biệt nhau nhiều vì vậy có thể xem P

và Pq có giá trị nh nhau.
Một cách tơng tự nh trong công thức đối với độ nhám z
0
: z
0
= hg P

0
(R
eg
), ta
có thể viết các công thức cho
0
và q
0
nh sau:
(
)


gvgPT /Re,Reg
3
*
*
*0
==
(
)
gvhgPqq
q
/,Reg
2
*
*
*0
==



Với điều kiện Reg << 1, nh đã trình bày ở phần trớc, z
0
= m
0
*h

=m
0
*

/u
*
,
tơng tự ta có thể thu đợc các biểu thức :

0
= m

*T
0
và

q
0
= m
q
*q
0
. Khi Reg

lớn, khả năng tơng tu giữa z
0
,

0
và

q
0
ít có khả năng bảo đảm vì khi vận tốc
gió tăng lên thì sự hiện diện của các hạt nớc trong không khí cũng tăng lên, đặc
biệt đối với lớp khí quyển sát mặt biển. Điều này làm cho các quá trình trao đổi
nhiệt, ẩm và động lợng trở nên khác biệt nhau về cơ chế.
So sánh các giá trị nhiệt độ và độ ẩm trên các độ cao z
2
= 2 m , z
0
và trên mặt
biển cho thấy giữa chúng có mối quan hệ nh sau:

2
-
0
=

(
2
-
s
), q

2
- q
0
=
q
(q
2
- q
s
),
với


và


q
có trị số tơng ứng 0,99 và 0,81.
Sử dụng công thức (1.16) có thể xác định P

* và P
q
* tơng ứng:

24
P

*
=







1
1
2
0


ln
z
z
,
P
q
* =








1
1
2
0


q
z
z
ln

với z
0
= 10
-3
- 10
-1
cm,
P

* = 0,08 - 0,12 , P
q
* = 1,7 - 2,8.
Tỷ trọng
0
/(
z
-
s
) 0,01, q
0
/(q
z
-q
s

) 0,2 ,
cho phép lấy các giá trị P

* = P
q
* = 0 và C

= C
q
= C
u
khi vận tốc gió yếu
để tính toán các thông lợng nhiệt, ẩm trao đổi qua mặt biển.

1.4. Tính toán các thông lợng nhiệt, ẩm theo số liệu khí
tợng thông dụng và trong điều kiện gió lớn (bo).
1.4.1.Tính toán các thông lợng theo các số liệu khí tợng thông dụng
Thông thờng , phơng pháp gradient đợc sử dụng để tính toán các thông
lợng với sự biến đổi chu kỳ nhỏ trên cơ sở các kết quả quan trắc vận tốc, nhiệt độ
và độ ẩm không khí trên các mực độ cao nhất định. Điều này dựa trên kết quả
nghiên cứu các quy luật biến đổi trong chu kỳ nhỏ các yếu tố tơng tác động lực z
0
,
u
*
và tơng tác nhiệt ẩm nh
0
, H, E,
0
.

Trong các tính toán khí hậu, số liệu vận tốc và nhiệt độ, độ ẩm đợc lấy tại
một mực độ cao chuẩn (2 m, 10 m trên mặt biển) và trên mặt nớc, vì vậy nói chung
sử dụng khái niệm về các hệ số ma sát, truyền nhiệt và trao đổi ẩm: Cu, C

, C
q
:

=

C
u
v
2

H=

C

v(

-

0
) (1.17)
E =

C
q
v (q - q

0
)
Việc xác định các hệ số này phụ thuộc vào điều kiện tơng tác động lực và
phân tầng khí quyển nh đã đợc xét ở phần trên.
Trong các tính toán phân bố mặt rộng các thông lợng, thông thờng chúng ta
không có đủ số liệu vận tốc, nhiệt độ và độ ẩm ở hai tầng ( z = 2 hoặc 10 m và trên
mặt biển 0 m) vì vây chúng đợc lấy bằng xử lý các số liệu synop. Theo các số liệu
này, thì vận tốc, nhiệt độ và độ ẩm chỉ có đợc tại lớp sát mặt và các độ cao động
lực H nhất định. Trong trờng hợp này, ngời ta đã xây dựng các toán đồ khác nhau
rút ra từ lý thuyết đồng dạng của lớp biên khí quyển, sử dụng giả thuyết dừng và

25
đồng nhất ngang của dòng khí. Theo các giả thiết này phân bố các đặc trng gió,
nhiệt , ẩm phụ thuộc vào hai tổ hợp nhiệt động lực học:
(i) số Rosby Ro = G/

f

z
0
,
(ii) chỉ số phân tầng nhiệt: S =

/

f

G,
trong đó G - vân tốc gió tại tầng trên cùng của lớp biên khí quyển (h) hay là
gió địa chuyển, f - tham số Coriolis, =

h
-
0
chênh lệch nhiệt độ. Trong trờng
hợp có tính đến ảnh hởng của phân tầng ẩm thì chỉ số phân tầng nhiệt S đợc thay
bằng biểu thức S
*
:
S
*
= S(1 + I), I = 0,61 Cp TE/H = m/Bo.
Với giả thiết về sự đồng dạng giữa trao đổi nhiệt và trao đổi ẩm, tỷ số I có thể
thay bằng biểu thức sau:.
I = 0,61 T

q/

.
Lý thuyết đồng dạng và thứ nguyên áp dụng cho lớp biên khí quyển dẫn tới các
công thức tính toán các hệ số masát địa chuyển, số Stenton và số Dalton trong các
dạng sau:
),(
*
0*
*
SRJv
G
v
==



St
CpG
JRS= =



(,)
*
0
(1.18)
D
Gq
JRS= =



(,)
*
0
.
Bằng nghiên cứu lý thuyết kết hợp với các số liệu thực nghiệm, ngời ta đã xây
dựng các toán đồ cho phép dựa vào trị số của các biến Ro, S* để tính toán các hệ số
, St và D . Sử dụng các hệ số này và các công thức (10) có thể tính đợc (v*), H,
E theo vận tốc gió địa chuyển G và các tham số nhiệt và ẩm trong lớp biên khí
quyển trên biển và q.
Tuy nhiên, để xác định các tham số Ro và S*, chúng ta cần biết tham số nhám
z
0
, đại lợng này có thể tính đợc theo Reg, với việc sử dụng vận tốc động lực u

*

tính từ vận tốc gió trên mặt biển u
*
2
= C
u
u
a
2
.