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

Chơng 3: Khí hậu biển
3.1 Mở đầu
Bạn không cần phải trèo lên đỉnh núi mới biết ảnh hởng của địa hình đến khí hậu. Sự
tồn tại của núi non, biển cả v hệ thống tự nhiên ảnh hởng tới khí hậu của một khu
vực v điều kiện thời tiết ảnh hởng đến địa hình. Hay nói một cách khác khí hậu v
địa hình của một khu vực có mối quan hệ nhân quả mật thiết với nhau.
Khí hậu l một nhân tố quan trọng trong công tác của ngời kỹ s bờ biển, vì nó qui
định đặc tính của nguồn nớc tự nhiên. Nó ảnh hởng đến chuyển động của bùn cát,
một nhân tố quan trọng hình thnh lên đặc tính của đờng bờ biển v đến việc thiết kế,
xây dựng các công trình ven biển.
3.2 Hệ thống khí tợng
Khí hậu l 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 v thời tiết không
nhiều. Trong khi sự thay đổi ngy hoặc mùa thì thời tiết dao động lớn hơn. Sự biến đổi
của thời tiết đợc lợng hóa bằng các đặc trng khí tợng. Đó l:
Nhiệt độ
áp suất khí quyển
Độ ẩm không khí
Mật độ không khí
Đối lu của không khí
Chuyển động nằm ngang của không khí hay gió
Mọi chuyển động của các quá trình khí tợng trên trái đất đều do năng lợng nhận
đợc từ mặt trời. Khí quyển v mặt đất nhận đợc nguồn năng lợng ny bởi quá trình
bức xạ v khuyếch tán. Quá trình chuyển hóa năng lợng giữa các quá trình đã hình
thnh nên các đặc trng khí tợng. Nếu quá trình chuyển hóa khác nhau đợc xác định
thì cân bằng năng lợng của khí quyển sẽ đợc thiết lập. Cân bằng ny thể hiện các
thnh phần khác nhau của vòng tuần hon năng lợng, đợc biểu diễn bằng các phơng
trình khí quyển sau:
x Định luật về chất khí
x Định luật thứ nhất nhiệt động lực (Phơng trình nhiệt học)

x Ph
ơng trình liên tục (Định luật bảo ton vật chất)
x Phơng trình ẩm (Phơng trình bảo ton ẩm)
x Phơng trình chuyển động đối lu (Định luật thứ 2 của Newton)
x Phơng trình chuyển động nằm ngang (Định luật thứ 2 của Newton)
Với 6 biến v 6 phơng trình, về nguyên tắc ta có thể giải đợc các bi toán khí tợng
bằng tích phân các phơng trình ở các trạng thái nhất định. Trong tích phân ny, các
điều kiện biên thích hợp l lớp đáy v lớp đỉnh. Cuối cùng khi miền nghiên cứu không
quá lớn (ton không gian chẳng hạn) các điều kiện biên mở rộng sẽ đợc xác định.
74

3.3 Từ khí tợng đến khí hậu
Để lợng hóa các đặc trng khí hậu, thông thờng chúng ta dùng giá trị trung bình của
thời tiết trong thời khoảng 30 năm. Ngoi giá trị trung bình của các đặc trng khí
tợng, còn một số đặc trng khác đợc xem xét, đặc biệt cho mục đích nghiên cứu kỹ
thuật. Chẳng hạn giá trị nhỏ nhất, lớn nhất tháng, năm hoặc các đặc trng thống kê của
một chuỗi số.
Nguồn số liệu khí hậu cơ bản l số liệu tháng thống kê từ các trạm quan trắc khí tợng.
Nguồn khác l các số liệu lấy từ các tập san v sách thống kê khí tợng. Atlat khí hậu
v bản đồ khí hậu ton cầu cũng rất hữu hiệu trong nghiên cứu khí hậu.
Đi từ khí tợng đến khí hậu, chúng ta thấy phạm vi thời gian tăng lên (thông qua thống
kê). Bớc so sánh có thể lm tơng ứng với biến không gian. Có thể tổng quát hóa khi
có nhiều quá trình không gian. Đã có nhiều ti liệu nghiên cứu về vấn đề ny. Trong
phần ny, một số quá trình sẽ đợc trình by (Harvey [1976]):
x Chu trình thủy văn v sự hình thnh mây
x Bức xạ mặt trời v sự phân bố nhiệt độ
x Gradient khí áp v gió
x Tuần hon khí quyển
3.4 Chu trình tuần hon nớc
Các thnh phần v quá trình của vòng tuần hon nớc đợc thể hiện trong hình 3-1.

Quá trình nhờ đó m nớc chuyển vận từ biển v bề mặt lục địa trở lại không khí đợc
biết nh quá trình bốc hơi. Khi điều ny xảy ra trên bề mặt thực vật thì đợc gọi l hiện
tợng thoát hơi v khi quá trình chuyển hóa trực tiếp từ bề mặt băng hay tuyết sang thể
hơi gọi l hiện tợng thăng hoa. Hơi nớc đợc bổ sung vo không trung lm tăng áp
suất khí quyển. Phần áp suất do hơi nớc đóng góp trong áp suất tổng hợp gọi l áp
suất hơi nớc (e). Phơng pháp xác định lợng hơi nớc tồn tại trong không khí l sử
dụng tỉ số ẩm hỗn hợp, đó l tỉ số giữa lợng hơi nớc v khối lợng không khí khô.
Quá trình ngợc của bốc hơi l ng
ng kết. Khi quá trình bốc hơi v ngng kết cân bằng
nhau thì trạng thái đạt đợc gọi l trạng thái cân bằng. Không khí tại điểm ny gọi l
trạng thái bão hòa hơi nớc. áp suất tại trạng thái ny gọi l áp suất hơi bão hòa. áp
suất hơi bão hòa phụ thuộc vo nhiệt độ v tăng rất nhanh khi nhiệt độ tăng lên. Vì vậy
khi lm lạnh, nhiệt độ tại điểm khi xuất hiện hiện tợng bão hòa nớc (biến từ thể hơi
sang thể lỏng) gọi l nhiệt độ điểm sơng. Tại nhiệt độ điểm sơng, không khí bão hòa
nớc (khi áp suất không đổi). Trong trờng hợp không có hạt nhân ngng kết để nớc
ngng tụ thì không khí trở nên trạng thái quá bão hòa v hơi nớc vẫn tồn tại. Đại
lợng biểu thị lợng hơi nớc có trong khí quyển gọi l độ ẩm tơng đối (ký hiệu U)
75

Hình 3-1: Chu trình thủy văn
Độ ẩm tơng đối tăng lên không chỉ do lợng hơi nớc trong không khí tăng lên m
còn do nhiệt độ giảm (trong trờng hợp hơi nớc không đổi). Vì nguyên nhân ny m
sự thay đổi hng ngy của độ ẩm tơng đối phản ảnh sự thay đổi ngy của nhiệt độ
không khí.
Mặc dù không có nhiều hạt nhân ngng kết trong khí quyển tự do, nhng ở đó cũng
tồn tại các tinh thể muối do nớc biển bốc hơi mang đến, bụi từ sa mạc v núi lửa, khói
từ các vụ cháy l nguồn nhân ngng kết cho quá trình ngng kết. Khi có nhân ngng
kết quá trình ngng kết diễn ra ngay cả khi độ ẩm tơng đối nhỏ hơn 100%.
Sự bão hòa của không khí dẫn tới ngng tụ thông thờng có nguyên nhân l không khí
bị lm lạnh. Quá trình ny xảy ra khi không khí bốc lên cao hoặc do sự thay đổi nhiệt

độ ngy. Có một quá trình khác dẫn đến quá trình ngng tụ đợc thể hiện trong hình 3-
2.
Lấy 2 mẫu không khí cha bão hòa hơi nớc, thể hiện tại điểm D v E. Khi trộn 2 mẫu
vo với nhau với cùng số lợng thì mẫu mới đợc thể hiện tại điểm F v tại đây không
khí bão hòa. Điều đó có nghĩa l khi trộn lẫn 2 khối khí có độ ẩm khác nhau thì có thể
dẫn tới bão hòa v ngng kết.
Trở lại quá trình lạnh của không khí khi bốc lên cao, có 3 nguyên nhân cơ bản lm
không khí thăng:
1. Khi không khí đang chuyển động ngang gặp phải các vật chắn ngang nh các quả
đồi v 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 v nhẹ hơn (sự nâng lên của mặt front)
3. Chuyển động thẳng đứng của dòng khí nóng gần mặt đất
76

Hình 3-2: áp suất hơi bão hòa l hm số của nhiệt độ
3.5 Bức xạ mặt trời v sự phân bố của nhiệt độ
Mặt trời phát ra các bức xạ điện từ v l nguồn nhiệt năng chủ yếu cung cấp cho trái
đất.
Cờng độ bức xạ đến từ mặt trời gọi l E biểu diễn năng lợng trên một đơn vị diện
tích bề mặt. Năng lợng ny đợc tính bằng công thức của Stefan- Bolzmann:
E = V T
s
4
(3.2)
Trong đó:
V : Hằng số Stefan- Bolzmann = 5.67* 10
-8
W/m
2

K
4
T
s
: Nhiệt độ tuyệt đối của bề mặt mặt trời, tại đây nhiệt độ khoảng 6000
0
K
Sử dụng phơng trình (3-2), tính toán đợc năng lợng trên một đơn vị diện tích bề mặt
đất l 3.402 * 10
-2
W/m
2
. Bức xạ ny l giá trị trung bình trên ton bộ dải bớc sóng
của bức xạ mặt trời (hình 3-3)
77

Hình 3-3: Phân bố của cờng độ bức xạ mặt trời trên vật đen tuyệt đối với
nhiệt độ bề mặt mặt trời l 6000
0
K
Bức xạ đến bề mặt trái đất khi đi qua không khí phụ thuộc vo khoảng cách giữa trái đất
v mặt trời. Khi đi qua khí quyển, nó bị hấp thụ, phát xạ v phản xạ bởi các lớp mây
(hình 3-4). Tỉ số phản chiếu năng lợng mặt trời khi đi qua các đám mây gọi l albedo.
Hình 3-4: Sự giảm cờng độ năng lợng mặt trời khi đi qua khí quyển
78

Bức xạ mặt trời khi đến mặt đất bị hấp thụ v một phần truyền vo các tầng đất, một
phần khác bị phản xạ lại không gian khí quyển. Albedo của bề mặt phụ thuộc vo loại
vật chất v tính chất bề mặt nhận năng lợng, góc đến của tia bức xạ v bớc sóng. Sự
hấp thụ năng lợng mặt trời chuyển hóa thnh nhiệt. Nhiệt có thể đợc truyền xuống

do dẫn nhiệt theo chiều thẳng đứng.
Nếu nh trái đất hấp thụ bức xạ mặt trời m không bị tổn thất thì nhiệt độ của nó tiếp tục
tăng. Điều ny không thể xảy ra vì trái đất cũng phát xạ bức xạ điện từ vo không gian
khí quyển. Lấy giá trị trung bình v bỏ qua sự thay đổi nhiệt độ trung bình hng năm của
trái đất từ năm ny qua năm khác thì cân bằng sẽ tồn tại giữa bức xạ đến v bức xạ quay
trở lại không gian khí quyển.
Mặt đất chủ yếu phát ra bức xạ nhìn thấy v bức xạ hồng ngoại với bớc sóng >4Pm.
Hơi nớc, CO
2
v ozon thông thờng hấp thụ bức xạ tần số thấp. Các khí trên lại phát
xạ sóng di vo tất cả các hớng trong vũ trụ m ta gọi l phản xạ thứ cấp. Vì vậy
chúng tác động nh lớp lớp đệm xung quanh trái đất tơng tự nh một tấm kính của
ngôi nh mu xanh m chúng ta thờng gọi l hiệu ứng nh 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, nhng hiện tại nó thay đổi khoảng 5 triệu
km trong năm. Tổng bức xạ nhận đợc hng ngy phụ thuộc vo khoảng thời gian tiếp
nhận ánh sáng mặt trời, góc mặt trời (góc hợp bởi tia tới mặt trời v bề mặt đất) v
khoảng cách từ trái đất đến mặt trời. Các thông số ny thay đổi theo vĩ độ v theo mùa.
Quá trình hấp thụ v 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 ngợc khí quyển v dẫn tới
quá trình mất nhiệt. ở vĩ độ thấp (gần xích đạo), thì ngợc lại cân bằng nhiệt đạt giá trị
dơng (hình 3-5). Sự thay đổi từ nơi năng lợng thừa đến nơi năng lợng thiếu đi qua
điểm cân bằng. Điểm ny xảy ra tại vĩ độ 37 nam v bắc. Gió v dòng biển hình thnh
l kết quả của quá trình chuyển vận nhiệt theo chiều thẳng đứng. Quá trình ny tạo nên
sự phân bố không đều của nhiệt trên bề mặt trái đất.
79

Hình 3-5: Cờng độ bức xạ đến v đi trung bình trong thời gian di
Tóm lại, ngy, đêm, mùa l nguyên nhân chính sự thay đổi của nhiệt độ. Sự thay đổi
nhiệt độ trên biển khác trên đất liền. Trong nớc, bức xạ mặt trời xâm nhập xuống tầng

sâu nhiều hơn trong đất liền. Nớc có nhiệt dung riêng lớn hơn đất nên khả năng nhận
nhiệt nhiều hơn trong quá trình trộn lẫn v bốc hơi. Sự khác nhau giữa đất v nớc 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 vo 4 nhân tố
sau:
Vĩ độ địa lý
Độ cao
Bản chất của bề mặt chẳng hạn nh sự phân bố của biển v lục địa
Chuyển động nằm ngang của không khí (gió) v dòng biển
Gió sẽ đợc trình by trong chơng ny, nhng dòng biển sẽ đợc trình by trong
chơng 4.
80

H×nh 3-6: NhiÖt ®é kh«ng khÝ t¹i mùc biÓn th¸ng I vμ th¸ng VII
81

3.6 Hon lu khí quyển - gió
Nếu trái đất không quay, bề mặt đồng nhất (Albedo bề mặt nh nhau) thì sẽ tồn tại một
hon lu khí quyển trên phạm vi nửa bán cầu (hình 3-7). Phạm vi hon lu khí quyển
trên mặt ngang l 10
4
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 l đồng nhất thì hon
lu đợc chia thnh 3 vòng nhỏ ở mỗi bán cầu bắc v nam (hình 3-8).
Hình 3-7: Hon lu khí quyển khi trái đất không quay, mặt đệm đồng nhất
Hình 3-8: 3 vòng hon lu nhỏ ở mỗi bán cầu
82

Khi không xét tới sự quay của trái đất thì vòng hon lu khí quyển ton cầu có dạng đối
xứng. Tuy nhiên, trong thực tế tính đối xứng đợc xem xét khi có sự quay của trái đất

Lực Coriolis hình thnh khi có sự quay của trái đất tác dụng theo các hớng khác nhau
ở mỗi bán cầu. Nó gây ra hiện tợng lệch phải ở bán cầu bắc v lệch trái ở bán cầu
nam. Quy luật ny do Buys Ballot phát hiện. Hệ thống hon lu khí quyển ton cầu có
dạng đối xứng (hình 3-9). Nó bao gồm 3 vòng tuần hon nhỏ ở mỗi bán cầu. Vòng
hon lu ở vĩ độ thấp còn đợc gọi l hon lu Hadley.
Các dải khí áp v hệ thống gió l sự kết hợp của bức xạ mặt trời v sự quay của trái đất.
Trong hình 3-9, chúng ta có thể phân biệt đợc các vòng tuần hon với hon lu hớng
tây tồn tại ở vĩ độ giữa 30
0
v 60
0
, hon lu vĩ độ cao từ 60
0
đến vòng cực v vĩ độ thấp
từ xích đạo đến vĩ độ 30
0
đợc gọi l vòng hon lu tín phong.
Hình 3-9: Sơ đồ hóa các vnh đai khí áp v hệ thống gió trên bề mặt trái đất.
Khi bề mặt trái đất không đồng nhất, hon lu khí quyển rất phức tạp v gần với thực
tế hơn, ảnh hởng của biển v lục địa đợc xem xét. Mùa đợc tạo thnh do tác động
của nhiệt, chẳng hạn hệ thống khí áp có thể ổn định vo mùa hè nhng bất ổn định vo
mùa đông v ngợc lại. ở vùng Đông Nam á, nơi mùa hè tồn tại trên lục địa châu á
vo tháng VII, tạo nên vùng áp thấp trên lục địa Trung Quốc v hình thnh gió tây
nam, trong khi vo tháng I, nhiệt độ trên biển ấn Độ Dơng cao hơn trên đất liền, thì
tình hình lại ngợc lại, nghĩa l lại có gió mùa đông bắc. Sự thay đổi mang tính mùa
ngợc hẳn nhau liên quan tới sự thay đổi mùa đợc gọi l gió mùa.
ảnh hởng cuối cùng đợc xem xét l ảnh hởng của địa hình. Phân bố của núi non v
đồng bằng ảnh hởng đến phân bố của khí áp. Nhân tố địa phơng chẳng hạn nh gió
biển v gió đất do địa hình quyết định. Nhân tố ảnh hởng lớn nhất l bão, một loại hình
hon lu hình thnh trên biển nhiệt đới. Di chuyển của nó theo một xu thế có thể dự báo

đợc v thông thờng tan rã khi đi vo đất liền.
83

Sự kết hợp của bức xạ mặt trời với sự quay của trái đất v sự phân bố biển, lục địa dẫn
tới phân bố khí áp v nhiệt độ trên ton cầu đợc thể hiện trong bản đồ khí áp v nhiệt độ
tháng I v 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 hớng cả năm, trong khi phần lớn vùng nhiệt đới chịu
ảnh hởng gió mùa. Đây sẽ l điểm quan trọng đối với các nh kỹ thuật khi nghiên cứu
v lm việc với vùng ven biển.
Mặc dù việc dự báo gió cho độ chính xác không cao, nhng cũng có thể thực hiện đợc
bằng phơng pháp thống kê. Số liệu thống kê gió bao gồm hớng v 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 ny đợc thống kê bằng sổ sách hoặc Atlas.
84

Hình 3-10: Bản đồ gió ton cầu tháng I v tháng VII
3.7 Bảng gió Beaufort
Năm 1806, tớng hải quân hong gia Anh Beaufort tìm ra cách biểu thị tốc độ gió, một
phơng pháp khá tốt cho các tu vận tải lớn lúc bấy giờ, đặc biệt l tu chiến. Theo
thang beaufort 0 tơng ứng với nặng gió v 12 l cấp gió cao nhất. Số liệu chi tiết phân
cấp trong bảng 3.1
85

Table 3.1: Beaufort Wind Scale
Cấp
Beaufort
Knots miles/giờ m/s áp suất gió
(N/m
2
)

Ghi chú
00 0 - 1 0.0 - 0.5 Lặng gió
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 tu chiến lớn thờng rất khó khăn trong việc xác định cấp gió. Họ
thờng xuyên nhắc nhở các thủy thủ rằng khi gió lớn nếu chỉ chú ý giữ thăng bằng cho
con tu thì sẽ không phát hiện đợc tu địch hoặc bị tu địch tấn công. Nếu chú ý vo
lái tu thì có thể phát hiện đợc tu địch, nhng rủi ro trong việc gãy cột buồm v dây
chằng thậm chí l đắm tu l rất cao. Rõ rng rằng bão, gió lớn không những chỉ huy
con tu phải chú ý m các thủy thủ cũng phải có kiến thức về cấp gió xảy ra để con tu
vừa an ton vừa hon thnh nhiệm vụ. Ngy nay, thang Beaufort vẫn còn đợc dùng
khá phổ biến, mặc dù độ chính xác của nó ở mỗi cấp gió không cao. Trạng thái mặt
biển đợc thể hiện trong bức tranh hình 3-11 l một ví dụ sinh động v đợc treo trên
boong tu để chỉ huy v thủy thủ ớc lợng chính xác tốc độ gió.
86

H×nh 3-11: Thang Beaufort ®îc c¸c thñy thñ vμ phi c«ng hay dïng
(Theo Beard and McKie, 1981)
87