Giáo trình cơ sở kỹ thuật bờ biển - Chương 3 pot

Đó lμ: ƒ Nhiệt độ ƒ áp suất khí quyển ƒ Độ ẩm không khí ƒ Mật độ không khí ƒ Đối l†u của không khí ƒ Chuyển động nằm ngang của không khí hay gió Mọi chuyển động của các quá trình khí t†ợ

Ch ‡ơng 3: Khí hậu biển

3.1 Mở đầu

Bạn không cần phải trèo lên đỉnh núi mới biết ảnh h†ởng của địa hình đến khí hậu Sự tồn tại của núi non, biển cả vμ hệ thống tự nhiên ảnh h†ởng tới khí hậu của một khu vực vμ điều kiện thời tiết ảnh h†ởng đến địa hình Hay nói một cách khác khí hậu vμ

địa hình của một khu vực có mối quan hệ nhân quả mật thiết với nhau

Khí hậu lμ một nhân tố quan trọng trong công tác của ng†ời kỹ s† bờ biển, vì nó qui

định đặc tính của nguồn n†ớc tự nhiên Nó ảnh h†ởng đến chuyển động của bùn cát, một nhân tố quan trọng hình thμnh lên đặc tính của đ†ờng bờ biển vμ đến việc thiết kế, xây dựng các công trình ven biển

3.2 Hệ thống khí t ợng

Khí hậu lμ hình ảnh tổng hợp của thời tiết ở một số khu vực chẳng hạn vùng rừng nhiệt

đới ẩm xung quanh xích đạo thì sự khác nhau giữa số liệu khí hậu vμ thời tiết không nhiều Trong khi sự thay đổi ngμy hoặc mùa thì thời tiết dao động lớn hơn Sự biến đổi của thời tiết đ†ợc l†ợng hóa bằng các đặc tr†ng khí t†ợng Đó lμ:

ƒ Nhiệt độ

ƒ áp suất khí quyển

ƒ Độ ẩm không khí

ƒ Mật độ không khí

ƒ Đối l†u của không khí

ƒ Chuyển động nằm ngang của không khí hay gió

Mọi chuyển động của các quá trình khí t†ợng trên trái đất đều do năng l†ợng nhận

đ†ợc từ mặt trời Khí quyển vμ mặt đất nhận đ†ợc nguồn năng l†ợng nμy bởi quá trình bức xạ vμ khuyếch tán Quá trình chuyển hóa năng l†ợng giữa các quá trình đã hình thμnh nên các đặc tr†ng khí t†ợng Nếu quá trình chuyển hóa khác nhau đ†ợc xác định thì cân bằng năng l†ợng của khí quyển sẽ đ†ợc thiết lập Cân bằng nμy thể hiện các thμnh phần khác nhau của vòng tuần hoμn năng l†ợng, đ†ợc biểu diễn bằng các ph†ơng trình khí quyển sau:

x Định luật về chất khí

x Định luật thứ nhất nhiệt động lực (Ph†ơng trình nhiệt học)

x Ph†ơng trình liên tục (Định luật bảo toμn vật chất)

x Ph†ơng trình ẩm (Ph†ơng trình bảo toμn ẩm)

x Ph†ơng trình chuyển động đối l†u (Định luật thứ 2 của Newton)

x Ph†ơng trình chuyển động nằm ngang (Định luật thứ 2 của Newton)

Với 6 biến vμ 6 ph†ơng trình, về nguyên tắc ta có thể giải đ†ợc các bμi toán khí t†ợng bằng tích phân các ph†ơng trình ở các trạng thái nhất định Trong tích phân nμy, các

điều kiện biên thích hợp lμ lớp đáy vμ lớp đỉnh Cuối cùng khi miền nghiên cứu không quá lớn (toμn không gian chẳng hạn) các điều kiện biên mở rộng sẽ đ†ợc xác định

3.3 Từ khí t ợng đến khí hậu

Để l†ợng hóa các đặc tr†ng khí hậu, thông th†ờng chúng ta dùng giá trị trung bình của thời tiết trong thời khoảng 30 năm Ngoμi giá trị trung bình của các đặc tr†ng khí t†ợng, còn một số đặc tr†ng khác đ†ợc xem xét, đặc biệt cho mục đích nghiên cứu kỹ thuật Chẳng hạn giá trị nhỏ nhất, lớn nhất tháng, năm hoặc các đặc tr†ng thống kê của một chuỗi số

Nguồn số liệu khí hậu cơ bản lμ số liệu tháng thống kê từ các trạm quan trắc khí t†ợng Nguồn khác lμ các số liệu lấy từ các tập san vμ sách thống kê khí t†ợng Atlat khí hậu

vμ bản đồ khí hậu toμn cầu cũng rất hữu hiệu trong nghiên cứu khí hậu

Đi từ khí t†ợng đến khí hậu, chúng ta thấy phạm vi thời gian tăng lên (thông qua thống kê) B†ớc so sánh có thể lμm t†ơng ứng với biến không gian Có thể tổng quát hóa khi

có nhiều quá trình không gian Đã có nhiều tμi liệu nghiên cứu về vấn đề nμy Trong phần nμy, một số quá trình sẽ đ†ợc trình bμy (Harvey [1976]):

x Chu trình thủy văn vμ sự hình thμnh mây

x Bức xạ mặt trời vμ sự phân bố nhiệt độ

x Gradient khí áp vμ gió

x Tuần hoμn khí quyển

3.4 Chu trình tuần hoμn nớc

Các thμnh phần vμ quá trình của vòng tuần hoμn n†ớc đ†ợc thể hiện trong hình 3-1 Quá trình nhờ đó mμ n†ớc chuyển vận từ biển vμ bề mặt lục địa trở lại không khí đ†ợc biết nh† quá trình bốc hơi Khi điều nμy xảy ra trên bề mặt thực vật thì đ†ợc gọi lμ hiện t†ợng thoát hơi vμ khi quá trình chuyển hóa trực tiếp từ bề mặt băng hay tuyết sang thể hơi gọi lμ hiện t†ợng thăng hoa Hơi n†ớc đ†ợc bổ sung vμo không trung lμm tăng áp suất khí quyển Phần áp suất do hơi n†ớc đóng góp trong áp suất tổng hợp gọi lμ áp suất hơi n†ớc (e) Ph†ơng pháp xác định l†ợng hơi n†ớc tồn tại trong không khí lμ sử dụng tỉ số ẩm hỗn hợp, đó lμ tỉ số giữa l†ợng hơi n†ớc vμ khối l†ợng không khí khô

Quá trình ng†ợc của bốc hơi lμ ng†ng kết Khi quá trình bốc hơi vμ ng†ng kết cân bằng nhau thì trạng thái đạt đ†ợc gọi lμ trạng thái cân bằng Không khí tại điểm nμy gọi lμ trạng thái bão hòa hơi n†ớc áp suất tại trạng thái nμy gọi lμ áp suất hơi bão hòa áp suất hơi bão hòa phụ thuộc vμo nhiệt độ vμ tăng rất nhanh khi nhiệt độ tăng lên Vì vậy khi lμm lạnh, nhiệt độ tại điểm khi xuất hiện hiện t†ợng bão hòa n†ớc (biến từ thể hơi sang thể lỏng) gọi lμ nhiệt độ điểm s†ơng Tại nhiệt độ điểm s†ơng, không khí bão hòa n†ớc (khi áp suất không đổi) Trong tr†ờng hợp không có hạt nhân ng†ng kết để n†ớc ng†ng tụ thì không khí trở nên trạng thái quá bão hòa vμ hơi n†ớc vẫn tồn tại Đại l†ợng biểu thị l†ợng hơi n†ớc có trong khí quyển gọi lμ độ ẩm t†ơng đối (ký hiệu U)

Hình 3-1: Chu trình thủy văn

Độ ẩm t†ơng đối tăng lên không chỉ do l†ợng hơi n†ớc trong không khí tăng lên mμ còn do nhiệt độ giảm (trong tr†ờng hợp hơi n†ớc không đổi) Vì nguyên nhân nμy mμ

sự thay đổi hμng ngμy của độ ẩm t†ơng đối phản ảnh sự thay đổi ngμy của nhiệt độ không khí

Mặc dù không có nhiều hạt nhân ng†ng kết trong khí quyển tự do, nh†ng ở đó cũng tồn tại các tinh thể muối do n†ớc biển bốc hơi mang đến, bụi từ sa mạc vμ núi lửa, khói

từ các vụ cháy lμ nguồn nhân ng†ng kết cho quá trình ng†ng kết Khi có nhân ng†ng kết quá trình ng†ng kết diễn ra ngay cả khi độ ẩm t†ơng đối nhỏ hơn 100%

Sự bão hòa của không khí dẫn tới ng†ng tụ thông th†ờng có nguyên nhân lμ không khí

bị lμm lạnh Quá trình nμy xảy ra khi không khí bốc lên cao hoặc do sự thay đổi nhiệt

độ ngμy Có một quá trình khác dẫn đến quá trình ng†ng tụ đ†ợc thể hiện trong hình 3-2

Lấy 2 mẫu không khí ch†a bão hòa hơi n†ớc, thể hiện tại điểm D vμ E Khi trộn 2 mẫu vμo với nhau với cùng số l†ợng thì mẫu mới đ†ợc thể hiện tại điểm F vμ tại đây không khí bão hòa Điều đó có nghĩa lμ khi trộn lẫn 2 khối khí có độ ẩm khác nhau thì có thể dẫn tới bão hòa vμ ng†ng kết

Trở lại quá trình lạnh của không khí khi bốc lên cao, có 3 nguyên nhân cơ bản lμm không khí thăng:

1 Khi không khí đang chuyển động ngang gặp phải các vật chắn ngang nh† các quả

đồi vμ các dãy núi thì dòng không khí phải thăng lên để tiếp tục chuyển động

2 Sự hội tụ trên mặt phẳng ngang cũng dẫn tới quá trình thăng lên của không khí nóng hơn vμ nhẹ hơn (sự nâng lên của mặt front)

3 Chuyển động thẳng đứng của dòng khí nóng gần mặt đất

Hình 3-2: áp suất hơi bão hòa lμ hμm số của nhiệt độ

3.5 Bức xạ mặt trời vμ sự phân bố của nhiệt độ

Mặt trời phát ra các bức xạ điện từ vμ lμ nguồn nhiệt năng chủ yếu cung cấp cho trái

đất

C†ờng độ bức xạ đến từ mặt trời gọi lμ E biểu diễn năng l†ợng trên một đơn vị diện tích bề mặt Năng l†ợng nμy đ†ợc tính bằng công thức của Stefan- Bolzmann:

Trong đó:

V : Hằng số Stefan- Bolzmann = 5.67* 10-8

W/m2K4

Ts : Nhiệt độ tuyệt đối của bề mặt mặt trời, tại đây nhiệt độ khoảng 6000 0K

Sử dụng ph†ơng trình (3-2), tính toán đ†ợc năng l†ợng trên một đơn vị diện tích bề mặt

đất lμ 3.402 * 10-2 W/m2 Bức xạ nμy lμ giá trị trung bình trên toμn bộ dải b†ớc sóng của bức xạ mặt trời (hình 3-3)

Hình 3-3: Phân bố của c†ờng độ bức xạ mặt trời trên vật đen tuyệt đối với

nhiệt độ bề mặt mặt trời lμ 6000 0K

Bức xạ đến bề mặt trái đất khi đi qua không khí phụ thuộc vμo khoảng cách giữa trái đất

vμ mặt trời Khi đi qua khí quyển, nó bị hấp thụ, phát xạ vμ phản xạ bởi các lớp mây (hình 3-4) Tỉ số phản chiếu năng l†ợng mặt trời khi đi qua các đám mây gọi lμ albedo

Hình 3-4: Sự giảm c†ờng độ năng l†ợng mặt trời khi đi qua khí quyển

Bức xạ mặt trời khi đến mặt đất bị hấp thụ vμ một phần truyền vμo các tầng đất, một phần khác bị phản xạ lại không gian khí quyển Albedo của bề mặt phụ thuộc vμo loại vật chất vμ tính chất bề mặt nhận năng l†ợng, góc đến của tia bức xạ vμ b†ớc sóng Sự hấp thụ năng l†ợng mặt trời chuyển hóa thμnh nhiệt Nhiệt có thể đ†ợc truyền xuống

do dẫn nhiệt theo chiều thẳng đứng

Nếu nh† trái đất hấp thụ bức xạ mặt trời mμ không bị tổn thất thì nhiệt độ của nó tiếp tục tăng Điều nμy không thể xảy ra vì trái đất cũng phát xạ bức xạ điện từ vμo không gian khí quyển Lấy giá trị trung bình vμ bỏ qua sự thay đổi nhiệt độ trung bình hμng năm của trái đất từ năm nμy qua năm khác thì cân bằng sẽ tồn tại giữa bức xạ đến vμ bức xạ quay trở lại không gian khí quyển

Mặt đất chủ yếu phát ra bức xạ nhìn thấy vμ bức xạ hồng ngoại với b†ớc sóng >4Pm Hơi n†ớc, CO2 vμ ozon thông th†ờng hấp thụ bức xạ tần số thấp Các khí trên lại phát xạ sóng dμi vμo tất cả các h†ớng trong vũ trụ mμ ta gọi lμ phản xạ thứ cấp Vì vậy chúng tác động nh† lớp lớp đệm xung quanh trái đất t†ơng tự nh† một tấm kính của ngôi nhμ mμu xanh mμ chúng ta th†ờng gọi lμ hiệu ứng nhμ kính

Trái đất quay xung quanh mặt trời theo một qũy đạo ellip với khoảng cách trung bình

từ trái đất đến mặt trời khoảng 150 triệu km, nh†ng hiện tại nó thay đổi khoảng 5 triệu

km trong năm Tổng bức xạ nhận đ†ợc hμng ngμy phụ thuộc vμo khoảng thời gian tiếp nhận ánh sáng mặt trời, góc mặt trời (góc hợp bởi tia tới mặt trời vμ bề mặt đất) vμ khoảng cách từ trái đất đến mặt trời Các thông số nμy thay đổi theo vĩ độ vμ theo mùa Quá trình hấp thụ vμ phản xạ dẫn đến sự khác nhau ở các địa điểm trên bề mặt trái đất

ở vĩ độ cao (gần vùng cực), bức xạ đến nhỏ hơn phản xạ ng†ợc khí quyển vμ dẫn tới quá trình mất nhiệt ở vĩ độ thấp (gần xích đạo), thì ng†ợc lại cân bằng nhiệt đạt giá trị d†ơng (hình 3-5) Sự thay đổi từ nơi năng l†ợng thừa đến nơi năng l†ợng thiếu đi qua

điểm cân bằng Điểm nμy xảy ra tại vĩ độ 37 nam vμ bắc Gió vμ dòng biển hình thμnh

lμ kết quả của quá trình chuyển vận nhiệt theo chiều thẳng đứng Quá trình nμy tạo nên

sự phân bố không đều của nhiệt trên bề mặt trái đất

Hình 3-5: C†ờng độ bức xạ đến vμ đi trung bình trong thời gian dμi

Tóm lại, ngμy, đêm, mùa lμ nguyên nhân chính sự thay đổi của nhiệt độ Sự thay đổi nhiệt độ trên biển khác trên đất liền Trong n†ớc, bức xạ mặt trời xâm nhập xuống tầng sâu nhiều hơn trong đất liền N†ớc có nhiệt dung riêng lớn hơn đất nên khả năng nhận nhiệt nhiều hơn trong quá trình trộn lẫn vμ bốc hơi Sự khác nhau giữa đất vμ n†ớc gây nên sự khác nhau về phân bố nhiệt độ trên bề mặt trái đất (hình 3-6)

Phân bố của nhiệt độ khí quyển trên bề mặt trái đất phụ thuộc chủ yếu vμo 4 nhân tố sau:

ƒ Vĩ độ địa lý

ƒ Độ cao

ƒ Bản chất của bề mặt chẳng hạn nh† sự phân bố của biển vμ lục địa

ƒ Chuyển động nằm ngang của không khí (gió) vμ dòng biển

Gió sẽ đ†ợc trình bμy trong ch†ơng nμy, nh†ng dòng biển sẽ đ†ợc trình bμy trong ch†ơng 4

Hình 3-6: Nhiệt độ không khí tại mực biển tháng I vμ tháng VII

3.6 Hoμn l u khí quyển - gió

Nếu trái đất không quay, bề mặt đồng nhất (Albedo bề mặt nh† nhau) thì sẽ tồn tại một hoμn l†u khí quyển trên phạm vi nửa bán cầu (hình 3-7) Phạm vi hoμn l†u khí quyển trên mặt ngang lμ 104 km, trong khi phát triển theo chiều thẳng đứng khoảng 10 km Trong thực tế, khi có xét tới trái đất quay, mặt đệm vẫn giả thiết lμ đồng nhất thì hoμn l†u đ†ợc chia thμnh 3 vòng nhỏ ở mỗi bán cầu bắc vμ nam (hình 3-8)

Hình 3-7: Hoμn l†u khí quyển khi trái đất không quay, mặt đệm đồng nhất

Hình 3-8: 3 vòng hoμn l†u nhỏ ở mỗi bán cầu

Khi không xét tới sự quay của trái đất thì vòng hoμn l†u khí quyển toμn cầu có dạng đối xứng Tuy nhiên, trong thực tế tính đối xứng đ†ợc xem xét khi có sự quay của trái đất

Lực Coriolis hình thμnh khi có sự quay của trái đất tác dụng theo các h†ớng khác nhau

ở mỗi bán cầu Nó gây ra hiện t†ợng lệch phải ở bán cầu bắc vμ lệch trái ở bán cầu nam Quy luật nμy do Buys Ballot phát hiện Hệ thống hoμn l†u khí quyển toμn cầu có dạng đối xứng (hình 3-9) Nó bao gồm 3 vòng tuần hoμn nhỏ ở mỗi bán cầu Vòng hoμn l†u ở vĩ độ thấp còn đ†ợc gọi lμ hoμn l†u Hadley

Các dải khí áp vμ hệ thống gió lμ sự kết hợp của bức xạ mặt trời vμ sự quay của trái đất Trong hình 3-9, chúng ta có thể phân biệt đ†ợc các vòng tuần hoμn với hoμn l†u h†ớng tây tồn tại ở vĩ độ giữa 300 vμ 600, hoμn l†u vĩ độ cao từ 600

đến vòng cực vμ vĩ độ thấp

từ xích đạo đến vĩ độ 300 đ†ợc gọi lμ vòng hoμn l†u tín phong

Hình 3-9: Sơ đồ hóa các vμnh đai khí áp vμ hệ thống gió trên bề mặt trái đất

Khi bề mặt trái đất không đồng nhất, hoμn l†u khí quyển rất phức tạp vμ gần với thực

tế hơn, ảnh h†ởng của biển vμ lục địa đ†ợc xem xét Mùa đ†ợc tạo thμnh do tác động của nhiệt, chẳng hạn hệ thống khí áp có thể ổn định vμo mùa hè nh†ng bất ổn định vμo mùa đông vμ ng†ợc lại ở vùng Đông Nam á, nơi mùa hè tồn tại trên lục địa châu á vμo tháng VII, tạo nên vùng áp thấp trên lục địa Trung Quốc vμ hình thμnh gió tây nam, trong khi vμo tháng I, nhiệt độ trên biển ấn Độ D†ơng cao hơn trên đất liền, thì tình hình lại ng†ợc lại, nghĩa lμ lại có gió mùa đông bắc Sự thay đổi mang tính mùa ng†ợc hẳn nhau liên quan tới sự thay đổi mùa đ†ợc gọi lμ gió mùa

ảnh h†ởng cuối cùng đ†ợc xem xét lμ ảnh h†ởng của địa hình Phân bố của núi non vμ

đồng bằng ảnh h†ởng đến phân bố của khí áp Nhân tố địa ph†ơng chẳng hạn nh† gió biển vμ gió đất do địa hình quyết định Nhân tố ảnh h†ởng lớn nhất lμ bão, một loại hình hoμn l†u hình thμnh trên biển nhiệt đới Di chuyển của nó theo một xu thế có thể dự báo

Sự kết hợp của bức xạ mặt trời với sự quay của trái đất vμ sự phân bố biển, lục địa dẫn tới phân bố khí áp vμ nhiệt độ trên toμn cầu đ†ợc thể hiện trong bản đồ khí áp vμ nhiệt độ tháng I vμ tháng VII (hình 3-10) Trên bản đồ có thể thấy rằng ở một số vùng nhiệt đới

hệ thống gió tín phong duy trì 1 h†ớng cả năm, trong khi phần lớn vùng nhiệt đới chịu

ảnh h†ởng gió mùa Đây sẽ lμ điểm quan trọng đối với các nhμ kỹ thuật khi nghiên cứu

vμ lμm việc với vùng ven biển

Mặc dù việc dự báo gió cho độ chính xác không cao, nh†ng cũng có thể thực hiện đ†ợc bằng ph†ơng pháp thống kê Số liệu thống kê gió bao gồm h†ớng vμ tốc độ Tốc độ có thể biểu diễn bằng độ lớn (m/s) khi đo bằng máy hoặc bằng biểu đồ Beaufort khi quan trắc bằng mắt Số liệu nμy đ†ợc thống kê bằng sổ sách hoặc Atlas

Hình 3-10: Bản đồ gió toμn cầu tháng I vμ tháng VII

3.7 Bảng gió Beaufort

Năm 1806, t†ớng hải quân hoμng gia Anh Beaufort tìm ra cách biểu thị tốc độ gió, một ph†ơng pháp khá tốt cho các tμu vận tải lớn lúc bấy giờ, đặc biệt lμ tμu chiến Theo thang beaufort 0 t†ơng ứng với nặng gió vμ 12 lμ cấp gió cao nhất Số liệu chi tiết phân

Table 3.1: Beaufort Wind Scale Cấp

Beaufort

Knots miles/giờ m/s áp suất gió

(N/m2)

Ghi chú

01 1 - 3 1 - 3 0.5 - 1.5 0.14 - 1.4 Gió rất nhẹ

02 4 - 6 4 - 7 2.1 - 3.1 2.4 - 5.7 Gió nhẹ

03 7 - 10 8 - 12 3.6 - 5.1 7.7 - 16 Trung bình nhẹ

04 11 - 16 13 - 18 5.7 - 8.0 19 - 41 Gió trung bình

05 17 - 21 19 - 24 9.0 - 11 46 - 67 Gió hơi mạnh

06 22 - 27 25 - 31 11 - 14 77 - 115 Gió mạnh

07 28 - 33 32 - 38 14 - 17 125 - 172 Bão trung bình

08 34 - 40 39 - 46 18 - 21 182 - 250 Bão hơi mạnh

09 41 - 47 47 - 54 21 - 24 270 - 350 Bão mạnh

10 48 - 55 55 - 63 25 - 28 360 - 480 Bão rất mạnh

11 56 - 63 64 - 75 29 - 33 500 - 630 Bão nguy hiểm

12 > 63 >75 >33 >630 Bão rất nguy hiểm

Chỉ huy của các tμu chiến lớn th†ờng rất khó khăn trong việc xác định cấp gió Họ th†ờng xuyên nhắc nhở các thủy thủ rằng khi gió lớn nếu chỉ chú ý giữ thăng bằng cho con tμu thì sẽ không phát hiện đ†ợc tμu địch hoặc bị tμu địch tấn công Nếu chú ý vμo lái tμu thì có thể phát hiện đ†ợc tμu địch, nh†ng rủi ro trong việc gãy cột buồm vμ dây chằng thậm chí lμ đắm tμu lμ rất cao Rõ rμng rằng bão, gió lớn không những chỉ huy con tμu phải chú ý mμ các thủy thủ cũng phải có kiến thức về cấp gió xảy ra để con tμu vừa an toμn vừa hoμn thμnh nhiệm vụ Ngμy nay, thang Beaufort vẫn còn đ†ợc dùng khá phổ biến, mặc dù độ chính xác của nó ở mỗi cấp gió không cao Trạng thái mặt biển đ†ợc thể hiện trong bức tranh hình 3-11 lμ một ví dụ sinh động vμ đ†ợc treo trên boong tμu để chỉ huy vμ thủy thủ †ớc l†ợng chính xác tốc độ gió