Để tính tổng xạ sử dụng công thức Savinov-Angstrem với các hệ số nhận được ở GGO:

(Q+q)=(Q+q)0(1−aN−bN2),(Q+q)=(Q+q)0(1−aN−bN2), size 12{ \( Q+q \) = \( Q+q \) rSub { size 8{0} } \( 1 - ital "aN" - ital "bN" rSup { size 8{2} } \) ,} {} (4.2)

trong đó (Q+q)0−(Q+q)0− size 12{ \( Q+q \) rSub { size 8{0} } - {}} {} bức xạ tổng cộng khi trời không mây, aa size 12{a } {}và b−b− size 12{b - {}} {} các hệ số, N−N− size 12{N - {}} {} lượng mây trung bình tính bằng phần mười đơn vị.

Khi tính theo công thức (4.2) người ta thường sử dụng những trị số trung bình năm của các hệ số, tính cho những vĩ độ khác nhau.

Một phần bức xạ mặt trời đạt tới mặt biển bị phản xạ, vì vậy khi tính lượng nhiệt bức xạ hấp thụ bởi biển cần tính tới albeđô mặt biển. Đại lượng albeđô phụ thuộc vào nhiều nhân tố: độ cao mặt trời, trạng thái mặt biển... Mối phụ thuộc này có tính chất phức tạp, vì vậy trong các tính toán thực tế người ta thường sử dụng các biểu bảng về những trị số trung bình của albeđô ứng với những vĩ độ và tháng khác nhau (bảng 4.1).

Công thức tính bức xạ hấp thụ có kể tới phản xạ có dạng

(Q+q)=(Q+q)0(1−aN−bN2)(1−r)(Q+q)=(Q+q)0(1−aN−bN2)(1−r) size 12{ \( Q+q \) = \( Q+q \) rSub { size 8{0} } \( 1 - ital "aN" - ital "bN" rSup { size 8{2} } \) \( 1 - r \) } {}, (4.3)

trong đó r−r− size 12{r - {}} {} albeđô mặt biển.

Ngoài việc tính các thành phần khí hậu của cân bằng nhiệt, khi dự báo ngắn hạn cần ước lượng lượng nhiệt thu và mất trong những khoảng thời gian ngắn như một ngày, năm ngày..., ở Trung tâm Khí tượng Thủy văn Liên Xô đã xây dựng các phương pháp cho phép xác định dòng nhiệt qua mặt biển trong những khoảng thời gian không lớn dựa trên những thông tin nhận được nhờ quan trắc trên tàu biển thông thường. B.S. Krasiuk và O.I. Sheremechevskaia [17] trên cơ sở tổng kết những tài liệu trắc xạ đã nhận được công thức tính lượng nhiệt mặt trời tới mặt biển:

(Q+q)=(Q+q)0(0,80−0,54N2+f),(Q+q)=(Q+q)0(0,80−0,54N2+f), size 12{ \( Q+q \) = \( Q+q \) rSub { size 8{0} } \( 0,"80" - 0,"54"N rSup { size 8{2+f} } \) ,} {} (4.4)

trong đó (Q+q)−(Q+q)− size 12{ \( Q+q \) - {}} {} bức xạ mặt trời tổng cộng ngày, (Q+q)0−(Q+q)0− size 12{ \( Q+q \) rSub { size 8{0} } - {}} {} bức xạ mặt trời cực đại, N−N− size 12{N - {}} {} lượng mây tổng cộng tính bằng phần mười đơn vị, f=4N2f=4N2 size 12{f=4N rSup { size 8{2} } } {}.

Bảng 4.2 dẫn những trị số (Q+q)0(cal/cm2.ngày)khiI0=1,9(Q+q)0(cal/cm2.ngày)khiI0=1,9 size 12{ size 11{ \( Q+q \) rSub { size 8{ size 6{0}} } } size 12{``} \( "cal/cm" rSup { size 8{ size 6{2}} } "." "ngày" \) ``"khi"``I rSub { size 6{0}} size 11{ {}=1,9}} {} tương ứng với những vĩ độ khác nhau, nhận được trên cơ sở những dữ liệu của Milankovich. Tỷ số (Q+q)(Q+q)0(Q+q)(Q+q)0 size 12{ { { \( Q+q \) } over { \( Q+q \) rSub { size 8{0} } } } } {} tìm theo đồ thị trên hình 4.1. Công thức (Q+q)(Q+q) size 12{ \( Q+q \) } {} có tính tới phản xạ có dạng

(Q+q)=(Q+q)0(0,80−0,54N2+f)(1−r)(Q+q)=(Q+q)0(0,80−0,54N2+f)(1−r) size 12{ \( Q+q \) = \( Q+q \) rSub { size 8{0} } \( 0,"80" - 0,"54"N rSup { size 8{2+f} } \) \( 1 - r \) } {}. (4.5)

Để tính phát xạ hiệu dụng - là hiệu giữa phát xạ sóng dài của mặt đệm và phát xạ ngược lại của khí quyển M.E. Berlianđ đã đề xuất công thức

Qef=Qef(0)(1−c1N2)+4sσT3(Tw−T)Qef=Qef(0)(1−c1N2)+4sσT3(Tw−T) size 12{ size 11{Q rSub { size 6{ ital "ef"}} }=Q rSub { size 6{ ital "ef"}} rSup { size 6{ \( 0 \) }} \( 1 - c rSub { size 6{1}} N rSup { size 8{2} } \) +4sσT rSup { size 6{3}} \( T rSub { size 6{w}} - T \) } {}, (4.6)

trong đó Qef(0)−Qef(0)− size 12{Q rSub { size 8{ ital "ef"} } rSup { size 8{ \( 0 \) } } - {}} {} phát xạ khi trời không mây, N−N− size 12{N - {}} {} lượng mây bằng phần mười đơn vị, c1−c1− size 12{c rSub { size 8{1} } - {}} {} hệ số, s−s− size 12{s - {}} {} khả năng hấp thụ có thể chấp nhận bằng 0,95, σ−σ− size 12{σ - {}} {} hằng số Stefan-Bolsman, T−T− size 12{T - {}} {} nhiệt độ tuyệt đối của không khí, Tw−Tw− size 12{T rSub { size 8{w} } - {}} {} nhiệt độ tuyệt đối của nước.

Phát xạ khi trời không mây là hàm của nhiệt độ không khí và độ ẩm và theo các nghiên cứu của M.E. Berlianđ có thể biểu diễn dưới dạng

Qef(0)=sT40,39−0,058eQef(0)=sT40,39−0,058e size 12{Q rSub { size 8{ ital "ef"} } rSup { size 8{ \( 0 \) } } = ital "sT" rSup { size 8{4} } left (0,"39" - 0,"058" sqrt {e} right )} {}, (4.7)

trong đó e−e− size 12{e - {}} {} độ ẩm của không khí, Qef(0)−cal/(cm2⋅phút)Qef(0)−cal/(cm2⋅phút) size 12{Q rSub { size 8{ ital "ef"} } rSup { size 8{ \( 0 \) } } - "cal/" \( "cm" rSup { size 8{2} } cdot size 11{"phút" \) }} {} được tính theo bảng 4.3 (trong bảng này Qef(0)Qef(0) size 12{Q rSub { size 8{ ital "ef"} } rSup { size 8{ \( 0 \) } } } {} được cho bằng cal/(cm2phút)cal/(cm2phút) size 12{ size 11{"cal/" \( "cm" rSup { size 8{2} } } size 12{ cdot }"phút" \) } {}).

Những trị số của hệ số c1c1 size 12{c rSub { size 8{1} } } {} tại những vĩ độ khác nhau được tính với tần suất trung bình của mây được thể hiện trong bảng 4.4.

Như đã thấy trong công thức (4.7) ngoài lượng mây và độ ẩm không khí, hiệu nhiệt độ nước và không khí cũng ảnh hưởng tới đại lượng phát xạ hiệu dụng.

N.A. Ephimova (xem [12]) trên cơ sở phân tích một số lượng lớn những trắc xạ đã đi đến kết luận rằng tính chất của mối phụ thuộc của phát xạ hiệu dụng vào lượng mây biến đổi từ vùng này sang vùng khác và khi chọn dạng phụ thuộc cần có quan điểm phân biệt. Trong đại đa số trường hợp mối phụ thuộc này gần tuyến tính, vì vậy để tính phát xạ hiệu dụng nên sử dụng công thức:

Qef=sσT4(11,7−0,23e)(1−c1N)+4sσT3(Tw−T)Qef=sσT4(11,7−0,23e)(1−c1N)+4sσT3(Tw−T) size 12{Q rSub { size 8{ ital "ef"} } =sσT rSup { size 8{4} } \( "11",7 - 0,"23"e \) \( 1 - c rSub { size 8{1} } N \) +4sσT rSup { size 8{3} } \( T rSub { size 8{w} } - T \) } {}, (4.8)

Bốc hơi và trao đổi nhiệt rối đóng vai trò rất quan trọng trong trao đổi năng lượng giữa đại dương và khí quyển. Để tính những thành phần cân bằng nhiệt này có nhiều công thức cả lý thuyết lẫn thực nghiệm.

Công thức thực nghiệm do V.V. Shuleikin [18] nhận được trên cơ sở số liệu quan trắc trên bể bốc hơi, cho phép tính lượng mất nhiệt cho bốc hơi phụ thuộc vào lượng hụt độ ẩm và tốc độ gió

Qe=A(E−e)vQe=A(E−e)v size 12{Q rSub { size 8{e} } =A \( E - e \) v} {}, (4.9)

trong đó E−E− size 12{E - {}} {} sức trương hơi nước bão hoà tại nhiệt độ xác định của nước, e−e− size 12{e - {}} {} độ ẩm tuyệt đối, v−v− size 12{v - {}} {} tốc độ gió, A−A− size 12{A - {}} {} hệ số. Có nhiều công trình lý thuyết và thực nghiệm liên quan tới việc xác định hệ số AA size 12{A} {}. Những nghiên cứu của V.S. Samoilenko chỉ ra rằng hệ số AA size 12{A} {} phải được xem là biến đổi tùy thuộc vào độ cao quan trắc tốc độ gió và độ ẩm không khí.

Để tính trao đổi nhiệt rối phần lớn các nghiên cứu sử dụng công thức công thức biểu thị định luật trao đổi nhiệt của Newton:

Qt,0=Bzcp(tw−ta)vQt,0=Bzcp(tw−ta)v size 12{Q rSub { size 8{t,0} } =B rSub { size 8{z} } c rSub { size 8{p} } \( t rSub { size 8{w} } - t rSub { size 8{a} } \) v} {}, (4.10)

trong đó (tw−ta)−(tw−ta)− size 12{ \( t rSub { size 8{w} } - t rSub { size 8{a} } \) - {}} {} hiệu nhiệt độ nước và không khí, v−v− size 12{v - {}} {} tốc độ gió, Bz−Bz− size 12{B rSub { size 8{z} } - {}} {} hệ số.

Cũng như hệ số AA size 12{A} {} trong công thức (4.9), hệ số BzBz size 12{B rSub { size 8{z} } } {} trong công thức (4.10) được xem là biến đổi tùy thuộc độ cao quan trắc nhiệt độ không khí và tốc độ gió.

Cường độ bốc hơi và trao đổi nhiệt phụ thuộc vào đặc điểm phân bố các yếu tố khí tượng với độ cao. Người ta xác định được rằng với phân tầng bất ổn định sự bốc hơi và trao đổi nhiệt diễn ra mạnh hơn so với phân tầng ổn định hoặc phân tầng cân bằng. Do đó người ta đã dề xuất những công thức lý thuyết trong đó có mặt građien thẳng đứng của độ ẩm và các yếu tố khí tượng khác. M.I. Buđưko xuất phát từ phương trình khuếch tán rối ở lớp sát mặt đất đã nhận được công thức tính mất nhiệt do bay hơi

Qe=kρq1−q2lnz1z2Qe=kρq1−q2lnz1z2 size 12{Q rSub { size 8{e} } =kρ`` { {q rSub { size 8{1} } - q rSub { size 8{2} } } over {"ln" { {z rSub { size 8{1} } } over {z rSub { size 8{2} } } } } } } {}, (4.11)

trong đó z1z1 size 12{z rSub { size 8{1} } } {} và z2−z2− size 12{z rSub { size 8{2} } - {}} {} các độ cao đo độ ẩm q1q1 size 12{q rSub { size 8{1} } } {} và q2,ρ−q2,ρ− size 12{q rSub { size 8{2} } , ρ - {}} {} mật độ không khí, k−k− size 12{k - {}} {} hệ số trao đổi.

Tuy nhiên, những công thức tương tự rất khó sử dụng trong thực tế, vì ở đây đòi hỏi thực hiện những quan trắc građien. Vì vậy trong dự báo biển sử dụng những phương pháp gián tiếp tính sự ảnh hưởng của phân bố độ ẩm lên tốc độ bốc hơi. N.A. Belinski đã xác lập mối phụ thuộc của lượng mây với độ ẩm và cường độ hoạt động xoáy thuận và xoáy nghịch:

N=1210e4−D0,4D+4+0,05IN=1210e4−D0,4D+4+0,05I size 12{N="12" { { nroot { size 8{4} } {"10"e} - D} over {0,4D+4} } +0,"05"I} {}, (4.12)

trong đó N−N− size 12{N - {}} {} lượng mây tính bằng cấp, e−e− size 12{e - {}} {} độ ẩm tuyệt đối của không khí tính bằng miliba, D−D− size 12{D - {}} {} độ hụt ẩm của không khí tính bằng miliba, I−I− size 12{I - {}} {} cường độ hoạt động xoáy thuận và xoáy nghịch tính bằng miliba.

Phương trình (4.12) nhận được theo tài liệu quan trắc lượng mây, độ ẩm và cường độ xoáy thuận và xoáy nghịch trên lục địa. Phương trình này cũng có thể sử dụng để tính lượng hụt ẩm nếu biết các giá trị của các yếu tố khác trong phương trình. Trong trường hợp này phương trình có dạng

D=1210e4−4N+0,2I1+0,4N−0,2I4D=1210e4−4N+0,2I1+0,4N−0,2I4 size 12{D= { {"12"` nroot { size 8{4} } {"10e"} - 4N+0,2I} over {1+0,4N - 0,2I rSup { size 8{4} } } } } {}. (4.13)

Lượng hụt ẩm tính theo công thức (4.13) khác với lượng hụt ẩm ở lớp không khí dưới tính trực tiếp theo nhiệt độ và độ ẩm không khí. Công thức (4.13) đã dẫn ở trên được xây dựng theo quan trắc lượng mây và độ ẩm không khí trên lục địa, vì vậy những trị số của các hệ số trong đó tương ứng với sự phân bố trung bình của độ ẩm trên lục địa. Do đó lượng hụt ẩm trên biển tính theo công thức (4.13) thường là cao hơn so với thực tế. Tỷ số giữa lượng hụt ẩm DcDc size 12{D rSub { size 8{c} } } {} tính theo quan trắc nhiệt độ không khí và độ ẩm trên tàu và lượng hụt độ ẩm v1−m/sv1−m/s size 12{v rSub { size 8{1} } - "m/s"} {} tính theo công thức (4.13) sẽ đặc trưng cho sự khác biệt trong phân bố độ ẩm trên biển và lục địa theo chiều thẳng đứng. Khi đó công thức tính mất nhiệt cho bốc hơi có thể viết dưới dạng

Qe=ADcD(E−e)vQe=ADcD(E−e)v size 12{Q rSub { size 8{e} } =A { {D rSub { size 8{c} } } over {D} } \( E - e \) v} {}. (4.14)

Ở đây A−A− size 12{A - {}} {} hệ số không đổi, bằng 7,1.

O.I. Seremechevskaia [17] đã tính tới ảnh hưởng của phân tầng lên sự bốc hơi và trao đổi nhiệt theo một cách khác, dùng hiệu nhiệt độ nước và không khí làm chỉ tiêu phân tầng. Dựa trên những kết luận của lý thuyết xáo trộn rối của A.C. Monhin và A.M. Obukhov, tác giả này đã nhận được công thức đơn giản hoá tính bốc hơi và trao đổi nhiệt cho phép tính tới ảnh hưởng của phân tầng nhiệt độ lên cường độ trao đổi theo số liệu quan trắc thông thường trên tàu. Trên cơ sở số liệu quan trắc građien đã thiết lập những mối phụ thuộc của građien tốc độ gió, nhiệt độ không khí và lượng hụt độ ẩm vào hiệu nhiệt độ không khí và nước:

vz−v1=f[vz,(taz−tw)]vz−v1=f[vz,(taz−tw)] size 12{v rSub { size 8{z} } - v rSub { size 8{1} } =f` \[ v rSub { size 8{z} } ,`` \( t rSub { size 8{a rSub { size 6{z} } } } - t rSub {w} size 12{ \) \] }} {}, (4.15)