Tài liệu

Dự báo dòng chảy

Science and Technology

Tính và dự báo các dòng chảy liên quan với việc tính các hiện tượng thủy triều và dâng rút, các quá trình xáo trộn, ảnh hưởng địa hình đáy, sự không đồng đều theo chiều ngang của trường gió và nhiều yếu tố khác. Khó khăn trong dự báo dòng chảy là ở chỗ không bao giờ trong tự nhiên gặp những dòng chảy thuần khiết được gây bởi một lực riêng biệt. Các dòng chảy quan sát thấy trong biển là những dòng chảy tổng cộng gây bởi tác dụng của những nhân tố khác nhau: gió, thủy triều, lưu lượng các sông...

Việc xây dựng các phương pháp dự báo dòng chảy tiến hành theo hai hướng: 1) sử dụng các kết quả nghiên cứu lý thuyết trên cơ sở giải các phương trình thủy động lực học và 2) xây dựng những mối phụ thuộc định lượng thực nghiệm giữa các dòng chảy và những nhân tố gây nên chúng.

Những khó khăn trong việc đưa các mô hình thủy động lực học tính dòng chảy đến dự báo là xuất phát từ sự cồng kềnh trong các thủ tục tính toán, từ chỗ không đủ tài liệu quan trắc trực tiếp cần thiết. Hiện nay các sơ đồ thủy động lực học tính dòng chảy chưa kiểm tra được vì không có những số liệu quan trắc dòng chảy cùng một lúc trên những vùng nước rộng lớn của biển và đại dương.

Trong những năm gần đây quan niệm về bản chất các dòng chảy đại dương đã sâu sắc hơn nhiều nhờ nhuững nghiên cứu có tính chất cơ sở của V. B. Stokman, P. S. Linhâykin, A. S. Sarkisian và các nhà khoa học khác.

V. B. Stokman đã xác lập được rằng sự không đồng nhất ngang của trường tốc độ gió là nhân tố quan trọng trong sự hình thành các dongf chảy gió ở biển. Luận điểm này có một vai trò quyết định trong khi xây dựng các dự báo dòng chảy. Rõ ràng là trong khi xây dựng các dự báo dòng chảy do gió gây nên cần phải tính tới ảnh hưởng không những của gió địa phương mà còn của sự phân bố gió và khí áp trên những vùng rộng lớn của biển và đại dương. P. S. Linhâykin đã mở đầu cho một hướng mới trong việc phát triển lý thuyết hải lưu, lý thuyết đại dương nghiêng áp. Trong các công trình của mình, ông đã nghiên cứu cấu trúc thẳng đứng của các dòng chảy do gió gây nên, có tính đến sự phân bố mật độ trong biển. Sự phát triển tiếp theo của lý thuyết đại dương nghiêng áp (không đồng nhất về mật độ) có trong các công trình của A. S. Sarkisian. Ông này đã thành lập các sơ đồ số trị tính các dòng chảy theo trường khí áp cho trước và theo phaan bố không gian của mật độ nước biển, có kể đến địa hình đáy biển.

Vì các kết quả lý thuyết hiện nay chưa tìm được ứng dụng trong thực tế lập dự báo dòng chảy bởi những lý do đã nêu ở trên, nên người ta cũng chú ý nghiên cứu các phương pháp thực nghiệm. Phương pháp thực nghiệm cho phép đưa vào các phương trình dự báo những nhân tố quyết định như gió, građien khí áp, các đặc trưng số trị trường khí áp, các giá trị vận tốc dòng chảy có sẵn...

Trong các mục dưới đây liệt kê những thí dụ xây dựng các dự báo dòng chảy biển theo những phương pháp khác nhau.

7.1. NHỮNG TƯƠNG QUAN THỰC NGHIỆM GIỮA TỐC ĐỘ DÒNG CHẢY VÀ GIÓ

Người ta xác nhận rằng yếu tố cơ bản gây nên các dòng chảy mặt ở biển là gió. Đã có nhiều thử nghiệm nhằm tìm những mối phụ thuộc thực nghiệm giữa vận tốc dòng chảy trên mặt biển và gió. Với mục đích này, người ta sử dụng những dữ liệu quan trắc trực tiếp về dòng chảy bằng những dụng cụ hay những cách gián tiếp khác nhau. Nhìn chung mối phụ thuộc này có dạng như sau

U=ksinϕv, size 12{U= { {k} over { sqrt {"sin"ϕ} } } v,} {} (7.1)

trong đó U size 12{U - {}} {} tốc độ dòng chảy ở mặt biển, v size 12{v - {}} {} tốc độ gió, ϕ size 12{ϕ - {}} {} vĩ độ địa điểm tính, k size 12{k - {}} {} hệ số thực nghiệm được gọi là hệ số gió.

Nhiều nhà nghiên cứu đã có ý định xác định giá trị của hệ số gió (E. Palmen, I. M. Soxkin, N. A. Struisky, V. A. Zenhin...), nhưng mỗi một lần lại nhận được trị số mới của hệ số gió. Theo Ekman hệ số gió bằng 0,0127, theo Zenhin - bằng 0,02. Có giả thuyết cho rằng nguyên nhân của các kết quả không trùng hợp nhau như vậy là do sự khác nhau của phương pháp quan trắc và xử lý số liệu quan trắc.

Như chúng ta đã biết, dòng chảy trong biển là dòng chảy tổng cộng. Để tách riêng từ đó thành phần dòng chảy gió thuần khiết cần phải loại trừ các dòng chảy mật độ, dòng chảy triều và dòng chảy quán tính. Thông thường nhiệm vụ trên được giải quyết bằng cách lấy trung bình đơn thuần hình thức từ một số lượng lớn quan trắc. Cách này không đưa đến kết quả mong muốn. Ngoài ra để xác định hệ số gió người ta dùng các số liệu quan trắc gió và dòng chảy ở một điểm. Trong khi đó dòng chảy tại một điểm được quyết định không phải bởi gió ở điểm ấy mà chủ yếu là gió trên vùng không gian lớn xung quanh.

Khi xác định các hệ số thực nghiệm còn những điều kiện địa lý của vùng nghiên cứu, địa hình đáy, hình dạng đường bờ, độ sâu điểm tính... cũng chưa được tính đến.

Cũng cần chú ý tới vấn đề tương tác giữa gió và dòng chảy. Torade, Lauford và nhiều người khác đã xác nhận rằng mối phụ thuộc của hệ số gió với vận tốc gió không tuyến tính. Tồn tại một trị số tới hạn của tốc độ gió (gần 7 m/s), khi vượt qua tốc độ gió đó hệ số gió biến đổi một cách nhảy vọt từ 0,0175 đến 0,0210. Sau đó hệ số gió tăng dần đến 0,0270 nếu tốc độ gió tăng đến 20 m/s.

Nhờ kết quả tổng hợp các tài liệu quan trắc dòng chảy trên các trạm phao ở biển Bantích Soskin đã thiết lập mối phụ thuộc định lượng của hệ số gió k size 12{k} {} và góc lệch của của dòng chảy so với hướng gió β size 12{β} {} vào những nhân tố quyết định đối với những vùng nước nông (H<35 size 12{ \( H<"35"} {}m) và nước sâu (H>35 size 12{ \( H>"35"} {}m). Để xác định đại lượng k size 12{k} {}β size 12{β} {} Soskin đã xây dựng những toán đồ (hình 7.1 và 7.2). Khi H<35 m) size 12{H<"35"" m" \) } {} (hình 7.1) k size 12{k} {}β size 12{β} {} phụ thuộc vào độ sâu biển và hướng gió. Với trường hợp H>35 size 12{H>"35"} {}m (hình 7.2) k size 12{k} {}β size 12{β} {} được các định theo hướng gió và khoảng cách đến bờ thẳng đứng. Trong trường hợp này không xác nhận sự phụ thuộc của các đại lượng k size 12{k} {}β size 12{β} {} vào độ sâu biển.

Khi tính toán dòng chảy cũng cần biết dữ liệu về thời gian tác động của gió để làm xuất hiện dòng chảy gió ổn định trên mặt biển. Trên cơ sở phân tích số liệu quan trắc ở biển Bantích Iu. N. Nheronov đã nhận được rằng trong khoảng 16 giờ xuất hiện dòng chảy ổn định và cũng sau khoảng đó dòng chaỷ sẽ tắt nếu gió ngừng tác động.

Biến đổi của góc lệch β size 12{β} {} và hệ số gió k size 12{k} {} tùy thuộc hướng gió A size 12{A} {} và độ sâu biển H size 12{H} {} (đặc trưng nước nông)

Biến đổi của góc lệch β size 12{β} {} và hệ số gió k size 12{k} {} tùy thuộc hướng gió A size 12{A} {} và khoảng cách tới bờ thẳng đứng L size 12{L} {}

Trong một số sơ đồ tính dòng chảy gió hệ số gió được xem là biến thiên phụ thuộc vào các đặc trưng sóng biển. Những nghiên cứu của V. V. Shuleikin và những người khác phát hiện rằng sự truyền năng lượng gió cho sóng xảy ra do áp suất phaps tuyến của gió. Đại lượng áp suất gió liên hệ với độ dốc sóng và tốc độ truyền sóng. E. G. Nhikiphorov khi xét mối liên hệ của trường sóng gió và trường dòng chảy đã đi đến kết luận rằng cần xem xét dòng chảy gió như là một tính chất động lực của sóng gió và tốc độ dòng chảy gió có thể tính theo phân bố các yếu tố sóng gió. Hệ số gió phụ thuộc tốc độ gió và đà gió.

Trên cơ sở những nghiên cứu lý thuyết đã đề xướng những phương pháp tính và dự báo dòng chảy gió có kể đến hệ số gió biến đổi. Hệ số này được xem như phụ thuộc vào sóng. R. James [9] đề nghị tính tốc độ dòng chảy trôi theo tốc độ gió, đà và thời gian tác động của gió. Ứng suất gió tính theo công thức

T=cαραv2 size 12{T=c rSub { size 8{α} } ρ rSub { size 8{α} } v rSup { size 8{2} } } {}, (7.2)

trong đó cα size 12{c rSub { size 8{α} } - {}} {} hệ số lực ma sát tiếp tuyến là hàm của mức độ rối, do đó liên quan tới trạng thái biển và sóng, ρα size 12{ρ rSub { size 8{α} } - {}} {} mật độ không khí, v size 12{v - {}} {} tốc độ gió.

Để tính tốc độ dòng chảy gió đã lập toán đồ (hình 7.3), những tham số đầu vào là tốc độ gió, đà gió và thời gian tác động của gió. Phương pháp này thường được sử dụng để xác định bình lưu nhiệt bởi dòng chảy khi lập các dự báo nhiệt độ nước.

Toán đồ để tính dòng chảy trôi theo tốc độ gió, đà và thời gian tác động của gió

V. S. Krasiuk và E. S. Sauskan cũng đề xướng phương pháp đồ thị tính dòng chảy trôi ở đại dương có kể tới áp suất khí quyển và sóng. Để loại trừ ảnh hưởng của những nét đặc thù của gió địa phương các tác giả này đề nghị đặc trưng điều kiện gió bằng građien khí áp. Khi dự báo dòng chảy giả thiết rằng tốc độ gió trên biển tỷ lệ với građien khí áp; hệ số gió biến đổi theo vĩ độ địa lý, giảm ở các vĩ độ cao, tốc độ dòng chảy gió liên hệ với độ dốc và độ cao sóng và sự phát triển hoàn toàn của sóng và dòng chảy trôi thực tế sẽ đạt được một cách đồng thời; hướng dòng chảy trùng với tiếp tuyến của đường đẳng áp tại điểm tính dòng chảy (nếu nhìn theo hướng dòng thì bên phải là áp suất cao, bên trái - áp suất thấp. Để giảm bớt công việc tính toán đã lập toán đồ cho phép xác định tốc độ dòng chảy (hình 7.4). Trong cung phần tư thứ nhất của toán đồ đặt lưới độ để xác định građien áp suất và bán kính cong của đường đẳng áp R tính bằng độ kinh tuyến tại vĩ độ đang xét. Mỗi độ chia của đường nằm ngang ứng với một độ kinh tuyến trên các vĩ độ từ 70 đến 20°N đối với bản đồ tỷ lệ 1:1.500.000. Trong cung phần tư thứ hai dẫn các đường cong đặc trưng cho sự phụ thuộc của tốc độ gió vào độ lón của građien khí áp và vĩ độ điểm tính. Trong cung phần tư thứ ba - những đường cong nhơ đó tính tới mối liên hệ độ cong của các đường đẳng áp và tốc độ gió. Trong cung phần tư thứ tư - những đường cong để xác định tốc độ dòng chảy trôi tuỳ thuộc vào tốc độ gió trên những vĩ độ khác nhau (đồ thị này được dựng có sử dụng hệ số gió biến đổi). Bán kính cong được chọn sao cho vòng tròn vẽ từ tâm trùng với đoạn đường đẳng áp đã cho.

Toán đồ để tính dòng chảy trôi theo khí áp và sóng

7.2. TÍNH TỐC ĐỘ DÒNG CHẢY THEO TRƯỜNG MẬT ĐỘ NƯỚC VÀ TRƯỜNG KHÍ ÁP

Sử dụng sơ đồ do A. S. Sarkisian xây dựng, V. P. Samsonov đã tính địa hình mặt tự do của đại dương và các thành phần ngang của dòng chảy trong lớp mặt của vùng Bắc Đại Tây Dương theo trường mật độ nước và trường gió. Các tính toán được thực hiện cho những điều kiện trung bình nhiều năm cũng như cho những tình huống cụ thể, tức có khả năng ứng dụng vào dự báo.

Phân tích các quan trắc dòng chảy và những kết quả lý thuyết cho thấy rằng thời gia để hình thành các dòng chảy mặt gần bằng một ngày đêm. Điều này cho khả năng sử dụng sơ đồ đã xây dựng này để tính những biến động ngắn hạn của các dòng chảy mặt không ổn định dưới tác động của trường áp suất khí quyển biến đổi.

Trên hình 7.5 trình bày một trong những sơ đồ dòng chảy tính toán được. Để kiểm tra kết quả tính toán đã sử dụng những quan trắc dòng chảy thực hiện bằng máy ghi dòng chảy địa điện từ và các máy tự ghi tại các trạm nhiều ngày. Sự phù hợp tương đối tốt giữa tính toán và quan trắc chứng tỏ về khả năng sử dụng phương pháp trong tính toán và dự báo dòng chảy đại dương.

Thí dụ về trường dòng chảy tính theo sơ đồ Sarkisian

7.3. DỰ BÁO DÒNG CHẢY Ở BIỂN KHƠI THEO TRƯỜNG KHÍ ÁP

Từ lý thuyết và thực nghiệm thấy rằng dòng chảy tại một điểm bất kỳ của đại dương phụ thuộc vào tác động của gió trên những vùng rộng lớn. Vì vậy để nhận được kết quả thoả mãn cần tính đến ảnh hưởng của gió và khí áp trên những khoảng không gian lớn.

N. A. Belinsky và M. G. Glagoleva đã sử dụng phương pháp khai triển trường khí áp thành chuỗi các thành phần trực giao tự nhiên vào dự báo ngắn hạn dòng chảy ở một số vùng thuộc Hắc Hải.

Vùng không gian trên đó cho trường khí áp được chọn sao cho từ đó đặc trưng được các quá trình khí quyển trên toàn vùng biển.

Vectơ dòng chảy được biểu diễn thành các hình chiếu tuỳ từng trường hợp có thể là hình chiếu lên các hướng địa lý hoặc lên các trục song song và vuông góc với đường bờ. Mối liên hệ giữa các hình chiếu của dòng chảy và các hệ số khai triển trường khí áp có dạng

u=b1aij+c1,v=b2aij+c2,alignl { stack { size 12{u=b rSub { size 8{1} } Sum {a rSub { size 8{ ital "ij"} } +c rSub { size 8{1} } ,} } {} # v=b rSub { size 8{2} } Sum {a rSub { size 8{ ital "ij"} } +c rSub { size 8{2} } } , {} } } {} (7.3)

trong đó b1 size 12{b rSub { size 8{1} } } {}b2 size 12{b rSub { size 8{2} } - {}} {} các hệ số hồi quy.

Thời hạn dự báo theo trương khí áp thực bằng 12 giờ đối với dòng chảy mặt và 24 giờ đối với các dòng chảy sâu. Nếu dùng trường khí áp dự báo thì thời hạn dự báo tuần tự tăng lên.

Đánh giá:
0 dựa trên 0 đánh giá

Tuyển tập sử dụng module này

Nội dung cùng tác giả
 
Nội dung tương tự