Bài giảng Khí tượng biển: Phần 1

LỜI NÓI ĐẦU Trên khung chương trình Đào tạo ngành Kỹ thuật bờ biển, được thành lập theo dự án “Nâng cao năng lực đào tạo ngành Kỹ thuật bờ biển tại Trường Đại học Thủy lợi” do Chính phủ Hà Lan tài trợ, môn “Khí tượng biển” sẽ được giảng dạy cho chuyên ngành “Quản lý tổng hợp dải ven biển” với 04 đơn vị học trình do Bộ môn Tính Toán Thủy văn Khoa Thủy Văn – Môi trường đảm nhận giảng dạy.

Bộ môn Tính Toán Thủy Văn đã tiến hành hội thảo, xây dựng đề cương môn học, gửi tới Khoa chủ quản và phân công Thạc sĩ Phạm Đức Nghĩa, giảng viên chính thuộc Bộ môn Tính Toán Thủy Văn chủ biên.

Tập bài giảng này được biên soạn theo đề cương chi tiết môn học “Khí tượng biển” đã được Bộ môn Tính toán Thủy văn Khoa Thủy văn – Môi trường thông qua. Tham gia biên soạn tập bài giảng này còn có các cán bộ, chuyên gia của Trung Tâm Khí tượng Thủy Văn biển thuộc Bộ Tài nguyên và Môi trường.

Nội dung môn học gồm 07 chương, trong đó: Thạc sỹ Phạm Đức Nghĩa, GVC Khoa Thuỷ văn – Môi trường, biên soạn:

chương I, chương II, chương III, chương IV, tiết 1 &3 của chương VI, chương VII.

Tiến sỹ Bùi Xuân Thông, Trung Tâm Khí tượng Thủy Văn biển, biên soạn:

chương V, tiết 2 của chương VI, tiết 1 của chương VII. Môn học này được chia thành hai học phần: Học phần I đề cập đến những kiến thức cơ bản của Vật lý khí quyển, thời tiết và

khí hậu, bao gồm: - Giới thiệu chung, các yếu tố khí tượng cơ bản và phương trình trạng thái của không khí. - Thành phần và cấu trúc khí quyển, các dòng bức xạ trong khí quyển, chế độ nhiệt của đất nước và không khí. - Cơ sở về nhiệt lực học, động lực học khí quyển và tuần hoàn nước trong thiên nhiên. - Hoàn lưu khí quyển nói chung, các khối không khí thay phiên nhau ảnh hưởng đến nước ta và gió mùa trong điều kiện Việt Nam

Học phần II đề cập về một số đặc điểm cơ bản của Khí tượng biển Đông, bao

gồm: - Những điều cơ bản về mối tương tác giữa biển – khí quyển. - Thời tiết, các hình thế thời tiết cơ bản và hệ quả của sự tương tác biển - khí quyển trên Biển Đông. - Khí hậu, các nhân tố hình thành khí hậu, đặc điểm chung và các đặc trưng yếu tố khí hậu của miền khí hậu Biển Đông.

Do thời gian và trình độ còn hạn chế, tập bài giảng này chắc chắn còn có nhiều sai sót, mong được sự đóng góp quý báu của các bạn đồng nghiệp. Chúng tôi hy vọng rằng tập bài giảng này sẽ được bổ khuyết dần và ngày càng có thể đáp ứng tốt hơn theo yêu cầu đào tạo của ngành Kỹ thuật bờ biển nói riêng và các các ngành khoa học có liên quan nói chung.

Tập thể tác giả

MỤC LỤC

LỜI NÓI ĐẦU .......................................................................................................................... 2

CHƯƠNG I MỞ ĐẦU ............................................................................................................ 7

1.1 Khí tượng học là gì ? ............................................................................... 7

1.1.1 Khí tượng học và phương pháp nghiên cứu..................................... 7

1.1.2 Các bộ môn của Khí tượng học ........................................................ 7

1.1.3 Sơ lược về lịch sử phát triển của Khí tượng học.............................. 8

1.2 Các yếu tố khí tượng cơ bản ................................................................... 9

1.2.1 Nhiệt độ không khí .......................................................................... 10

1.2.2 Áp suất khí quyển............................................................................ 10

1.2.3 Độ ẩm không khí ............................................................................. 10

1.2.4 Gió ................................................................................................... 12

1.2.5 Mây.................................................................................................. 13

1.2.6 Mưa ................................................................................................. 14

1.2.7 Tầm nhìn xa .................................................................................... 14

1.3 Phương trình trạng thái của không khí .................................................. 14

1.3.1 Phương trình trạng thái của không khí khô..................................... 14

1.3.2 Phương trình trạng thái của hơi nước và quan hệ giữa các đặc

trưng độ ẩm của không khí ...................................................................... 16

1.3.3 Phương trình trạng thái của không khí ẩm - Nhiệt độ ảo................ 18

CÂU HỎI CUỐI CHƯƠNG I ......................................................................... 20

CHƯƠNG II BỨC XẠ TRONG KHÍ QUYỂN .................................................................. 21

2.1 Thành phần và cấu trúc khí quyển .......................................................... 21

2.1.1 Thành phần không khí .................................................................... 21

2.1.2 Cấu trúc khí quyển theo chiều thẳng đứng ..................................... 21

2.1.3 Cấu trúc khí quyển theo chiều nằm ngang ..................................... 25

2.2 Các dòng bức xạ trong khí quyển ........................................................... 29

2.2.1 Bức xạ mặt trời................................................................................ 29

2.2.2 Bức xạ mặt đất và bức xạ khí quyển .............................................. 46

2.2.3 Cân bằng bức xạ............................................................................. 48

2.3 Chế độ nhiệt của đất, nước và không khí.............................................. 51

2.3.1 Sự nóng lên và lạnh đi của các vùng đất, nước và không khí........ 51

2.3.2 Quá trình truyền nhiệt vào trong lòng đất, nước và không khí ....... 52

2.3.3 Sự diễn biến nhiệt độ của bề mặt và không khí theo thời gian và

không gian................................................................................................ 59

2.3.4 Sự biến đổi của nhiệt độ không khí theo thời gian và không gian .. 61

CÂU HỎI CUỐI CHƯƠNG II ........................................................................ 65

CHƯƠNG III CƠ SỞ NHIỆT ĐỘNG LỰC HỌC KHÍ QUYỂN...................................... 66

3.1 Cơ sở nhiệt lực học khí quyển............................................................... 66

3.1.1 Các quá trình đoạn nhiệt của không khí ......................................... 66

3.2 Cơ sở động lực học khí quyển ................................................................. 91

3.2.1 Trường khí áp .................................................................................. 91

3.3 Tuần hoàn của nước trong thiên nhiên ................................................. 110

3.3.1 Bốc hơi........................................................................................... 111

3.3.2 Ngưng kết...................................................................................... 120

3.3.3 Nước rơi khí quyển ....................................................................... 130

CÂU HỎI CUỐI CHƯƠNG III ..................................................................... 136

CHƯƠNG IV HOÀN LƯU KHÍ QUYỂN ......................................................................... 138

4.1 Hoàn lưu chung khí quyển................................................................... 138

4.1.1 Sơ đồ hoàn lưu chung khí quyển.................................................... 138

4.1.2 Vài nét đặc trưng hoàn lưu ở các đới vĩ độ..................................... 147

4.1.3 Xoáy thuận nhiệt đới, bão............................................................... 150

4.2 Các khối không khí ở Bắc bán cầu và ảnh hưởng của chúng đến Việt Nam

................................................................................................................... 155

4.2.1 Các khối không khí ở Bắc bán cầu ................................................. 155

4.2.2 Các khối không khí ảnh hưởng đến Việt Nam ................................ 155

4.3 Gió mùa trong điều kiện Việt Nam....................................................... 157

4.3.1 Khí hậu Việt nam là khí hậu nhiệt đới gió mùa................................ 157

4.3.2 Vai trò của gió mùa trong sự hình thành khí hậu Việt Nam ............. 159

4.3.3 Gió mùa trong điều kiện Việt Nam và vai trò của nó trong sự hình

thành khí hậu .......................................................................................... 162

CÂU HỎI CUỐI CHƯƠNG IV.................................................................... 164

CHƯƠNG V TƯƠNG TÁC BIỂN – KHÍ QUYỂN .......................................................... 166

5.1 Hệ thống biển – khí quyển với các quy mô tương tác......................... 166

5.1.1 Hệ thống biển – khí quyển là gì ...................................................... 166

5.2 Lớp biên sát mặt biển – Các đặc trưng động lực của lớp biên .............. 170

5.2.1 Các đặc trưng của lớp ma sát ........................................................ 170

5.3 Gió và dòng chảy gió trong lớp biển – khí quyển................................... 174

5.3.1 Tác động gió trên bề mặt biển ........................................................ 174

5.3.2 Các đặc trưng chế độ gió ............................................................... 175

5.3.3 Lý thuyết Ecman về dòng chảy gió ................................................. 176

5.4 Phương pháp thực nghiệm Ecman xác định dòng chảy gió ............... 178

5.4.1 Giới thiệu chung ............................................................................. 178

5.4.2 Phương pháp thực nghiệm Ecman xác định dòng chảy gió......... 179

CÂU HỎI CUỐI CHƯƠNG V..................................................................... 184

CHƯƠNG VI THỜI TIẾT BIỂN ĐÔNG .......................................................................... 185

6.1 Thời tiết và hình thế thời tiết.................................................................. 185

6.1.1 Các công cụ phân tích và dự báo thời tiết....................................... 185

6.1.2 Kiểm tra và sửa chữa số liệu đo đạc .............................................. 188

6.1.3 Phân tích và dự báo hình thế si nốp .............................................. 189

6.2 Các loại hình thế thời tiết trên khu vực Biển Đông .............................. 204

6.2.1 Vị trí địa lý và điều kiện tự nhiên Biển Đông.................................... 204

6.2.2 Quan điểm chung về phân loại các hình thế thời tiết trên Biển Đông

................................................................................................................ 205

6.2.3 Kết quả phân loại hình thế thời tiết trên Biển Đông ......................... 205

6.2.4 Hệ thống mây tích với các hiện tượng thời tiết dông, lốc, mưa đá và

vòi rồng ................................................................................................... 239

6.3 Hệ quả của sự tương tác biển – khí quyển trên biển Đông ................ 241

6.3.1 Hoàn lưu biển................................................................................. 241

6.3.2 Chế độ nhiệt muối ......................................................................... 243

CÂU HỎI CUỐI CHƯƠNG VI..................................................................... 243

CHƯƠNG VII KHÍ HẬU BIỂN ĐÔNG ........................................................................... 245

7.1 Các nhân tố hình thành khí hậu........................................................... 245

7.1.1 Bức xạ mặt trời............................................................................... 245

7.1.2 Hoàn lưu khí quyển ........................................................................ 249

7.1.3 Điều kiện mặt đệm..........................................................................255

7.2 Đặc điểm chung của các vùng khí hậu Biển Đông.............................. 259

7.2.1 Khí hậu vùng ven biển ................................................................. 260

7.2.2 Khí hậu vùng phía Bắc Biển Đông ................................................ 260

7.2.3 Khí hậu vùng Nam Biển Đông....................................................... 261

7.3 Các đặc trưng khí hậu của biển Đông ................................................. 262

7.3.1 Trường áp và trường gió ................................................................ 262

7.3.2 Trường nhiệt ẩm ........................................................................... 264

CÂU HỎI CUỐI CHƯƠNG VII................................................................... 267

TÀI LIỆU THAM KHẢO ................................................................................................... 268

CHƯƠNG I MỞ ĐẦU 1.1 Khí tượng học là gì ?

1.1.1 Khí tượng học và phương pháp nghiên cứu Khí tượng học là một ngành khoa học chuyên nghiên cứu về các hiện tượng và các quá trình khí quyển. Vì đi sâu vào nghiên cứu và giải thích bản chất vật lý của mọi hiện tượng, mọi quá trình khí quyển diễn ra trong khí quyển và trên bề mặt trái đất nên Khí tượng học còn được gọi là Vật lý khí quyển.

Đối tượng nghiên cứu của Khí tượng học chính là các hiện tượng, các quá trình vật lý diễn ra trong khí quyển và trên bề mặt trái đất. Mục đích nghiên cứu của Khí tượng học nhằm nắm được quy luật diễn biến của khí quyển để chinh phục khí quyển phục vụ cho lợi ích và mọi hoạt động của con người.

Nhiệm vụ của Khí tượng học không phải chỉ nghiên cứu các hiện tượng, các quá trình khí quyển để lợi dụng, khai thác những điều kiện thuận lợi của chúng mà còn phải đề ra và kiện toàn các biện pháp ngăn ngừa, khống chế các ảnh hưởng bất lợi của chúng.

Phương pháp nghiên cứu của Khí tượng học bao gồm 3 phương pháp cơ bản, đó là: Phương pháp quan trắc: Đây là phương pháp nghiên cứu cơ bản nhất của Khí tượng học. Phương pháp này tiến hành đo đạc, khảo sát quan hệ giữa các yếu tố khí tượng nhằm mô tả các quá trình, các hiện tượng xảy ra trong khí quyển và trên bề mặt trái đất. Quan trắc khí tượng được tiến hành trên mạng lưới các đài trạm khí tượng được tổ chức trên khắp bề mặt trái đất liên tục quan trắc trạng thái khí quyển trong suốt bề dày của nó.

Phương pháp thực nghiệm: Theo phương pháp này, người ta tiến hành xây dựng các “buồng khí hậu nhân tạo”, trong đó có thể tạo ra được những điều kiện khí tượng tương tự như ở các vùng khác nhau trên trái đất. Trên cơ sở đó, nghiên cứu và đưa ra được những biện pháp ngăn ngừa, phòng tránh các hiện tượng và quá trình tiêu cực trong tự nhiên, tạo điều kiện thuận lợi cho sự phát triển.

Phương pháp toán học: Đây là phương pháp sử dụng các thành tựu của toán học, thiết lập các mô hình toán để tổng hợp số liệu, phát hiện và xác lập các mối quan hệ có quy luật giữa các hiện tượng riêng biệt để giải thích và cảnh báo, dự báo các quá trình khí quyển giúp con người khống chế và cải tạo nó nhằm phục vụ cho lợi ích của mình.

1.1.2 Các bộ môn của Khí tượng học Dựa vào các vấn đề nghiên cứu, các phương pháp nghiên cứu được sử dụng,

người ta phân chia khoa học khí tượng thành các bộ môn sau: 1) Khí tượng si nốp (Khí tượng dự báo):

Khí tượng si nốp hay là khoa học thời tiết và dự báo thời tiết là môn khoa học về những nguyên nhân của điều kiện thời tiết và sự biến đổi của nó trên một phạm vi rộng lớn.

Khí tượng si nốp chuyên đi sâu nghiên cứu các quy luật diễn biến của thời tiết ở từng vùng, miền nhằm dự báo trước diễn biến thời tiết phục vụ cho các ngành kinh tế quốc dân.

2) Khí hậu học: Khí hậu học là khoa học nghiên cứu quá trình hình thành khí hậu bằng cách khảo sát tác động tương hỗ giữa các nhân tố hình thành khí hậu (bức xạ mặt trời, hoàn lưu khí quyển và mặt đệm) và sự phân bố khí hậu theo địa lý.

Khí hậu học còn nghiên cứu các đặc điểm khí hậu ở một địa phương nào đó gây ra bởi sự không đồng nhất về cấu tạo mặt đệm, điều kiện tự nhiên có tính chất địa phương gọi là tiểu khí hậu. 3) Khí tượng động lực Khí tượng động lực là một bộ môn khoa học khí tượng đi sâu nghiên cứu về mặt lý luận, nó dùng công cụ toán học để nghiên cứu và giải thích những diễn biến của các hiện tượng, các quá trình khí quyển. 4) Khí tượng cao không: Khí tượng cao không là một bộ môn khoa học khí tượng đi sâu nghiên cứu về các quá trình phát sinh, phát triển của các hiện tượng vật lý xảy ra ở những lớp trên cao của khí quyển, tiến tới đi sâu vào tìm hiểu không gian vũ trụ.

Ngoài ra, Khí tượng học còn có một số bộ môn phụ khác như: Khí tượng nông, lâm nghiệp; Khí tượng biển; Khí tượng y học; Khí tượng xây dựng... Có thể nói mối quan hệ của khoa học khí tượng với các ngành khoa học và các ngành kinh tế khác nhau rất chặt chẽ. 1.1.3 Sơ lược về lịch sử phát triển của Khí tượng học

Có thể phân chia lịch sử phát triển của Khí tượng học thành 3 giai đoạn: 1) Giai đoạn quan sát và tổng kết kinh nghiệm Xuất phát từ yêu cầu sản xuất, con người đã phải chú ý đến thời tiết, đã quan sát và tổng kết kinh nghiệm. Ví dụ: Trong thời cổ đại ấn Độ, Trung Quốc đã có những thông tin về khí tượng như sau: ghi chép các hiện tượng thời tiết ở dạng nhật ký nhà nông, đúc kết kinh nghiệm để phán đoán thời tiết; chia thời tiết ra: mưa, nắng, nóng, lạnh; chia 4 mùa: Xuân, Hạ, Thu, Đông; lập lịch nhà nông 24 tiết khí.

Cuối giai đoạn này (khoảng đầu thế kỷ 17) có xuất hiện những cuốn sách đầu tiên viết về các hiện tượng, các quá trình vật lý diễn ra trong khí quyển và có sơ bộ giải thích chúng (tuy nhiên là rất nông cạn).

ở Việt Nam, kho tàng ca dao, tục ngữ nói về thời tiết, khí hậu là những tài liệu

tổng kết quý báu, đóng góp rất to lớn vào lịch sử phát triển của ngành khí tượng.

2) Giai đoạn có máy quan trắc mặt đất Giai đoạn có máy quan trắc mặt đất bắt đầu từ thế kỷ 17 với sự phát triển mạnh

mẽ của Địa lý học, Khí tượng học phát triển lên một bước mới:

- Bắt đầu là Ga-li-lê chế ra nhiệt biểu (1607), Tô-ri-sen-li chế ra khí áp biểu

(1643). Các nhiệt biểu, ẩm biểu được sử dụng ở Trung Quốc.

- Mạng lưới các trạm quan trắc bắt đầu xuất hiện và từng bước hoàn thiện trên toàn thế giới (đặc biệt từ năm 1725 đến năm 1733). Quan trắc trên khắp trái đất được tiến hành từ định tính đến định lượng, theo định kỳ quan trắc.

- Các lý thuyết đầu tiên của Khí tượng học bắt đầu được xây dựng thông qua các

số liệu quan trắc. Khí tượng học được xem là một bộ phận của Vật lý học.

Đến nửa thế kỷ 18 với đóng góp của Lô-mô-nô-xôp, Khí tượng học mới trở

thành một ngành khoa học độc lập:

- Chế tạo ra máy tự ghi, máy đo gió, đề ra nguyên tắc quan trắc đồng thời trên

toàn bộ mạng lưới các trạm trên thế giới.

- Xây dựng Đài vật lý địa cầu đầu tiên trên thế giới (1849) ở Liên Xô (cũ). - Xây dựng bản đồ thời tiết, phát hiện ra hướng chuyển động của không khí từ

cao áp đến thấp áp và sự lệch hướng địa chuyển của Bơ-lan-đơ-xơ (thế kỷ 19).

- Từ năm 1850, phép phân tích si nốp được hình thành và được áp dụng nhanh

chóng để dự báo thời tiết và bộ môn Khí tượng si nốp được đặt nền móng.

- Những công trình nghiên cứu khí quyển trên tầng cao của Men-đê-lê-ép đã đạt

được các kết quả.

- Môn-sa-nôp phát minh ra máy vô tuyến thám không. Với phát minh này khoa

học khí tượng chuyển sang giai đoạn mới.

3) Giai đoạn có máy quan trắc cao không Đây là thời kỳ đặt nền móng cho khoa học khí tượng hiện đại: - Nhiều nhà bác học chuyển sang nghiên cứu khí tượng. - Mạng lưới quan trắc khí tượng bề mặt trên thế giới dày đặc, trang bị ngày càng

đầy đủ. Mạng lưới khí tượng cao không được xây dựng.

- Xây dựng các loại bản đồ cao không, kết hợp với bản đồ mặt đất để dự báo thời

tiết.

- Nhiều học thuyết và phương pháp nghiên cứu ra đời như: thuyết phờ rông của Bi-ec-ni-xơ, phương pháp dự báo thời tiết dài hạn của Mun-ta-nôp-ski, nguyên tắc dự báo thời tiết trung hạn của Pagava.

- Sử dụng các thành quả của khoa học toán, lý để nghiên cứu khí quyển - Khí

tượng động lực học ra đời.

- Xuất hiện hàng loạt các máy móc như máy khí tượng đo xa, trạm khí tượng tự động, vệ tinh khí tượng đã nối tầm tay cho các nhà nghiên cứu khí tượng tới mọi miền trên trái đất và vươn xa hơn vào không gian vũ trụ.

- Do máy móc quan trắc ngày càng được cải tiến, chất lượng số liệu thu thập được càng nâng cao mà các bộ môn khác của Khí tượng học ngày càng phát triển, kể cả những lĩnh vực nhỏ như tiểu khí hậu.

Đến nay, chúng ta đã có một Tổ chức khí tượng thế giới (WMO) điều hành các công cuộc nghiên cứu đối tượng khí quyển phức tạp bao quanh trái đất chúng ta và ngày càng vươn xa tìm hiểu những gì chưa biết về nó và vũ trụ quanh nó.

1.2 Các yếu tố khí tượng cơ bản

Trạng thái khí quyển và các quá trình diễn biến trong đó cũng như các hiện tượng thời tiết đều có thể biểu thị bằng một tập hợp nhiều đặc điểm định tính và định lượng. Những đặc điểm đó được gọi là các yếu tố khí tượng. Có các yếu tố khí tượng cơ bản sau đây:

1.2.1 Nhiệt độ không khí Nhiệt độ không khí là yếu tố khí tượng quan trọng nhất, nó biểu thị mức độ nóng lạnh của không khí. Trị số nhiệt độ không khí ở một thời điểm nào đó đặc trưng cho trạng thái nhiệt của không khí ở thời điểm đó.

Nhiệt độ không khí trong một khối không khí nhất định, trong một thời tiết nhất định đặc trưng cho động năng trung bình của các phần tử khí trong đó. Nhiệt độ không khí càng cao thì động năng của các phần tử khí càng lớn và chuyển động của các phần tử khí càng nhanh; ngược lại nhiệt độ không khí càng thấp thì động năng của các phần tử khí càng nhỏ và chuyển động của các phần tử khí càng chậm.

Đơn vị đo nhiệt độ không khí là độ (o). Trong quan trắc đo đạc nhiệt độ không khí người ta thường sử dụng các dụng cụ theo thang độ bách phân (oC), trong tính toán lý thuyết người ta thường dùng nhiệt độ theo thang độ tuyệt đối (oK). Quan hệ giữa độ bách phân (oC) và độ tuyệt đối (oK) như sau:

ToK = 273 + toC = 273(1+αtoC)

là hệ số dãn nở thể tích của không khí.

Trong đó: α =

1 273 1.2.2 Áp suất khí quyển Áp suất khí quyển (hay còn gọi là khí áp) là trọng lượng của một cột không khí thẳng đứng có tiết diện 1 cm2, có độ cao lan tới tận giới hạn trên cùng của khí quyển tại địa điểm quan trắc.

Người ta có thể dùng milimét thủy ngân (mmHg) để biểu thị áp suất khí quyển. Đơn vị này có liên quan tới cấu trúc của một dụng cụ đo là khí áp biểu thủy ngân, có nghĩa là áp suất khí quyển bằng trọng lượng của một cột thủy ngân có tiết diện 1 cm2 trong khí áp biểu và khi đó áp suất khí quyển được biểu thị bằng độ cao của cột thủy ngân đó (mmHg). Cũng có thể dùng miliba (mb) để biểu thị áp suất khí quyển. Quan hệ giữa mmHg và mb như sau:

1 mb =

mmHg hay 1 mmHg =

4 3

1 bari = 10 mb

3 4 Bội số của miliba là bari: Trong điều kiện tiêu chuẩn, áp suất khí quyển xấp xỉ bằng 760 mmHg hay 1013

mb và được gọi là 1 atmôtphe (amt).

1.2.3 Độ ẩm không khí Những đại lượng cho biểu thị mức độ ẩm ướt của khí quyển được gọi là độ ẩm không khí. Nói một cách khác, độ ẩm không khí cho ta biết trong không khí có chứa nhiều hay ít hơi nước, độ ẩm không khí lớn hay nhỏ biểu thị mức độ không khí ẩm hay khô. Mức độ ẩm ướt của không khí được biểu thị bằng các đặc trưng của độ ẩm không khí.

Người ta không tiến hành đo đạc trực tiếp độ ẩm không khí mà tính toán gián tiếp qua các số liệu quan trắc về nhiệt độ. Các đặc trưng của độ ẩm không khí được tính toán là:

1) Độ ẩm tuyệt đối

Độ ẩm tuyệt đối là lượng hơi nước tính bằng gam trong 1cm3 hay 1m3 không khí

ẩm. Đơn vị đo là g/cm3 hay g/m3. Ký hiệu là a.

2) Sức trương hơi nước Sức trương hơi nước là áp suất riêng của hơi nước. Sức trương hơi nước là một

phần của áp suất khí quyển. Đơn vị đo là mmHg hay mb. Ký hiệu là e.

Trong điều kiện nhiệt độ nhất định, sức trương hơi nước có thể đạt tới một giá trị tới hạn ứng với trạng thái bão hoà và hơi nước bắt đầu ngưng kết. Giá trị tới hạn này được gọi là sức trương hơi nước bão hoà hay áp suất hơi nước bão hoà. Hay nói một cách khác là: áp suất hơi nước bão hòa là trị số áp suất tới hạn của hơi nước để cho quá trình bốc hơi đạt tới trạng thái cân bằng. Ký hiệu là E.

Như vậy, với mỗi giá trị của nhiệt độ không khí có một giá trị của áp suất hơi

nước bão hòa nhất định. Quan hệ này được biểu diễn như hình 1-1.

E (mb)

40 30 20 10

- 20

- 10o 0 10 20

30o T Hình 1-1

3) Độ ẩm tương đối Độ ẩm tương đối là tỷ số (%) giữa áp suất hơi nước chứa trong không khí với áp

suất hơi nước bão hòa ở cùng một nhiệt độ. Ký hiệu là r.

r =

.100 (%)

e E

Như vậy, độ ẩm tương đối của không khí phụ thuộc vào nhiệt độ không khí: nhiệt độ không khí tăng thì độ ẩm tương đối của không khí giảm, nhiệt độ không khí giảm thì độ ẩm tương đối của không khí tăng.

Khi r = 100%, ta nói rằng không khí ở trạng thái bão hòa hơi nước. Khi r > 100%, ta nói rằng không khí ở trạng thái quá bão hòa hơi nước. 4) Độ hụt bão hòa Độ hụt bão hòa là độ chênh lệch giữa sức trương hơi nước bão hoà E và sức trương hơi nước hiện có e ở điều kiện nhiệt độ nhất định. Đơn vị đo độ hụt bão hòa là mmHg hay mb. Ký hiệu là d.

d = E - e

Như vậy, ở điều kiện nhiệt độ nhất định d càng lớn thì không khí càng ít ẩm ướt, d

càng nhỏ thì không khí càng ẩm ướt.

q =

M M

5) Độ ẩm riêng Độ ẩm riêng là lượng hơi nước tính bằng gam chứa trong 1g hay 1kg không khí ẩm. Độ ẩm riêng được biểu thị bằng tỷ số giữa mật độ hơi nước ρn hay khối lượng hơi nước Mn với mật độ của không khí ẩm ρâ hay khối lượng không khí ẩm Mâ trong cùng một đơn vị thể tích. Ký hiệu là q. ρ ρ

Hoặc:

q =

ρ n ρ+ρ n

Đơn vị đo của độ ẩm riêng là g/g hay g/kg. 6) Tỷ lệ hỗn hợp Tỷ lệ hỗn hợp là tỷ số giữa mật độ hơi nước ρn hay khối lượng hơi nước Mn với mật độ của không khí khô ρk hay khối lượng không khí khô Mk trong cùng một đơn vị thể tích không khí ẩm. Ký hiệu là f.

f =

M M

ρ ρ

Đơn vị đo của tỷ lệ hỗn hợp cũng là g/g hay g/kg. 7) Điểm sương Điểm sương là nhiệt độ không khí cần có trong điều kiện áp suất khí quyển không

đổi để cho hơi nước trong đó đạt tới trạng thái bão hòa.

Nói một cách khác, khi không khí có một lượng hơi nước nhất định nếu nhiệt độ của nó giảm xuống trong điều kiện khí áp không đổi cho đến khi áp suất hơi nước bão hoà bằng áp suất hơi nước trong thực tế thì nhiệt độ lúc đó được gọi là nhiệt độ điểm sương - gọi tắt là điểm sương. Ký hiệu là Td (oC).

Như vậy điểm sương nơi nào càng cao thì độ ẩm không khí càng lớn, ngược lại

điểm sương nơi nào càng thấp thì độ ẩm không khí càng nhỏ.

1.2.4 Gió Người ta gọi các chuyển động tương đối của không khí so với mặt đất theo phương nằm ngang từ nơi có khí áp cao sang nơi có khí áp thấp là gió. Gió được đặc trưng bằng hướng gió và tốc độ gió.

1) Hướng gió Hướng gió được quy định lấy là phương của đường chân trời mà từ đó gió thổi tới

điểm quan trắc. Có 2 cách biểu diễn hướng gió là: dùng la bàn gió và dùng số đo góc.

4 hướng chính là: Bắc (N), Nam (S), Đông (E), Tây (W). 4 hướng phụ là: Đông-Bắc (NE), Đông-Nam (SE),

Tây-Bắc (NW), Tây-Nam (SW).

- La bàn gió thường dùng là la bàn 8 hướng (hình 1-2). Trong đó: N

N (0o)

W (270o) E (90o)

NW NE W

S (180o)

SW SE S

Hình 1-3

Hình 1-2 - Số đo góc: khi biểu thị hướng gió bằng số đo góc người ta lấy hướng Bắc trùng với 0o; theo ngược chiều kim đồng hồ: hướng Đông là 90o, hướng Nam là 180o và hướng Tây là 270o (hình 1-3).

2) Tốc độ gió Tốc độ gió là quãng đường mà các phần tử không khí đi được theo chiều nằm

ngang trong một đơn vị thời gian.

Trong khí tượng, người ta quan trắc tốc độ gió trung bình trong khoảng 2 phút tại

thời điểm quan trắc.

Có thể biểu thị tốc độ gió bằng các đơn vị m/s, km/h, hải lý/h hay cấp gió. Cấp gió

theo quy định ở bảng 1-1. Bảng 1-1: Bảng cấp gió Bô-pho (Beaufort - Scale - BS 1805)

độ

Hiện tượng trên mặt đất

Cấ p 0 1

Tốc (m/s) Dưới 0.3 0.3 − 1.5

1.6 − 3.3

- Khói lên thẳng đứng. - Khói hơi bị lệch, khí cụ chỉ hướng gió chưa bị quay - Mặt người cảm thấy có gió, lá cây rơ xào xạc. Khí cụ chỉ hướng gió chuyển động. - Lá và cành cây nhỏ bị lay động không ngừng. Cờ mở ra - Gió bụi và vụn giấy bay lên. Cành cây nhỏ bị lắc. - Cây nhiều lá bị lay động. Sóng nhỏ trên hồ nội địa. - Cành cây lớn lay động, dây điện kêu vi vu, khó mở dù. - Toàn cây lay động, người đi cảm thấy có lực cản. - Cành cây nhỏ bị gẫy, người cảm thấy lực cản mạnh. - Gió bão, ống khói có thể bị gẫy. - Gió bão to, cành cây lớn bị gẫy. - Gió bão rất to, tổn thất nhiều. Trên mặt đất ít khi có. - Gió bão rất to, tổn thất rất nhiều. Trên mặt đất ít khi có.

3 3.4 − 5.4 4 5.5 − 7.9 5 8.0 − 10.7 6 10.8 − 13.8 7 13.9 − 17.1 8 17.2 − 20.7 9 20.8 − 24.4 10 24.5 − 28.4 11 28.5 − 33.5 12 Trên 33.5 1.2.5 Mây Mây là sản phẩm ngưng kết của hơi nước ở các độ cao khác nhau trong khí quyển

tự do. Bảng 1-2 trình bày 10 loại mây cơ bản nhất.

Dạng

Cs Tơ sợi, kiểu sương mù

Tên quốc tế Cirus Ci Tơ sợi, móc câu, kén, túm Cirrocumulus Cc Thấu kính, kén, hạt nhân Cirrostratus Altocumulus Ac Thấu kính, kén, hạt nhân

St Kiểu sương mù, mảnh Cu Dẹt, vừa, dầy, mảnh

Bảng 1-2: Bảng phân loại mây quốc tế Họ mây Tên mây Mây ti Mây tầng Mây ti tích cao Mây ti tằng Mây Mây trung tích tầng Mây trung tằng Altostratus trung Mây vũ tằng Mây Mây tằng tích phát triển Mây tằng theo chiều Mây tích thẳng đứng Mây vũ tích

As - Nimbostratus Ns - Stratocumulus Sc Màn lớp, thấu kính, nhân Stratus Cumulus Cumulonimbus Cb Hói, có tóc

1.2.6 Mưa Mưa là nước rơi khí quyển đạt đến bề mặt trái đất. Mưa ở dạng rắn, xốp không có nước người ta gọi là tuyết, kèm theo nước người ta gọi là tuyết ướt. Mưa ở dạng lỏng kèm nước đá người ta gọi là mưa đá.

Đặc trưng cơ bản của mưa là lượng mưa và cường độ mưa. Đơn vị đo lượng mưa là mm. 1.2.7 Tầm nhìn xa Để đánh giá mức độ trong suốt của khí quyển người ta dùng khái niệm tầm nhìn xa. Tầm nhìn xa là khoảng cách xa nhất để còn có thể phân biệt được vật tiêu điểm

với nền xung quanh bằng mắt thường.

Ví dụ: tầm nhìn xa trên 10 km, hoặc tầm nhìn xa dưới 4 km trong mưa v. v...

1.3 Phương trình trạng thái của không khí

Phương trình trạng thái của chất khí là một công thức toán học nêu lên mối liên

hệ phụ thuộc giữa các thông số đặc trưng cho trạng thái của chất khí đó.

Phương trình trạng thái của không khí cũng là một công thức toán học nêu lên mối liên hệ phụ thuộc giữa các yếu tố khí tượng. Chẳng hạn ta nói không khí khô hay ẩm là nói lên trạng thái ẩm ướt của khí quyển và ứng với không khí khô hay ẩm có một phương trình biểu diễn trạng thái tương ứng với nó.

Để tiến hành thiết lập phương trình trạng thái của không khí chúng ta có thể ứng

dụng phương trình trạng thái của khí lý tưởng đã được đề cập trong Vật lý học.

1.3.1 Phương trình trạng thái của không khí khô Như ta đã biết, khí lý tưởng là khí mà trong đó không tồn tại lực tương tác giữa các phân tử. Với một mức độ chính xác nhất định ta có thể xem những chất khí ở trạng thái nhiệt còn xa mới đạt tới giai đoạn chuyển pha của chúng là khí lý tưởng.

Đối với không khí khô ở nhiệt độ khoảng −190oC dưới áp suất bình thường đã chuyển từ trạng thái lỏng sang trạng thái hơi. Do vậy ở nhiệt độ của khí quyển không khí khô có thể xem như là khí lý tưởng và chúng ta có thể áp dụng các hệ thức viết cho

khí lý tưởng để viết cho không khí khô. Phương trình trạng thái viết cho 1 phân tử gam khí lý tưởng có dạng sau:

(1-1)

PVμ = RμT

P : áp suất của khí nén lên bình;

Trong đó:

Vμ: thể tích của 1 phân tử gam khí; T : nhiệt độ của chất khí; Rμ: hằng số hơi của 1 phân tử gam khí; (Rμ là công sinh ra do 1 phân tử gam khí lý tưởng nở ra khi

nhiệt độ tăng lên 1o trong điều kiện áp suất không đổi, Rμ = 8,3143.107 erg/độ).

Vì xem không khí khô là khí lý tưởng mà sai số không lớn nên ta có thể dùng

công thức (1-1) để viết phương trình trạng thái cho 1 phân tử gam không khí khô.

Nếu ta ký hiệu: P là áp suất khí quyển không có hơi nước; V là thể tích của 1 phân tử gam không khí khô và R là hằng số hơi của 1 phân tử gam không khí khô thì phương trình trạng thái viết cho 1 phân tử gam không khí khô có dạng sau: (1-1')

P V = R T

Nếu có khối lượng không khí khô bất kỳ M chiếm thể tích v thì theo (1-1') ta có

thể viết phương trình trạng thái như sau:

P v =

. RT

(1-2)

M μ

k μk: trọng lượng phân tử gam của không khí khô.

P =

(1-2')

Đây chính là phương trình Cơ-la-pây-rông Men-đê-lê-ép đã gặp trong Vật lý học. Phương trình (1-2) có thể biến đổi sang dạng khác như sau: M v

R μ

Mà:

(tỷ trọng hay mật độ của không khí khô).

= ρk

(hằng số hơi của 1 gam không khí khô)

= Rk

M v R μ

= 2,87.106 erg/gđộ

Rk =

10 . 31,8 28,166

Hằng số hơi của 1 gam không khí khô Rk gọi tắt là hằng số hơi riêng của không

khí khô. Thay vào (1-2') ta có:

(1-3)

P = ρk . Rk . T

Công thức (1-3) là một dạng khác của phương trình trạng thái của không khí khô. Từ công thức (1-3), nếu biết được áp suất P và nhiệt độ T ta có thể tính được mật

độ của không khí khô:

(1-3')

k =

P TR k Chuyển đơn vị nhiệt độ sang thang nhiệt độ bách phân, ta có:

(1-3'')

k =

P 273(1

(α : hệ số dãn nở thể tích của khí lý tưởng).

ở điều kiện tiêu chuẩn: P = P0 = 760 mmHg ; toC = 0oC = 273oK

(1-4)

Ta có:

kρ =

P 0 TR k 0

(1-5)

k =

P α

Kết hợp (1-4) với (1-3'') ta có: 0 ρ k P0

Từ công thức (1-5) ta có thể phát biểu như sau: Mật độ của không khí khô là đại

lượng tỷ lệ thuận với áp suất và tỷ lệ nghịch với nhiệt độ của nó.

1.3.2 Phương trình trạng thái của hơi nước và quan hệ giữa các đặc trưng độ

ẩm của không khí

1) Phương trình trạng thái của hơi nước Nếu xét một cách chặt chẽ thì hơi nước không thể xem là khí lý tưởng bởi vì nhiệt độ chuyển pha của nó là 100oC, mà hơi nước trong khí quyển có nhiệt độ không cách xa nhiệt độ chuyển pha này bao nhiêu - Điều này không phù hợp với điều kiện khí lý tưởng. Song khi nghiên cứu thực nghiệm, người ta lại phát hiện ra rằng: các tính chất vật lý của hơi nước không khác mấy so với khí lý tưởng. Cho nên, khi viết phương trình trạng thái của hơi nước người ta cũng sử dụng phương trình trạng thái của khí lý tưởng - Có nghĩa là phương trình trạng thái của hơi nước có dạng sau:

(1-6)

e = ρn . Rn . T

Trong đó:

e: áp suất hơi nước; ρn: mật độ hơi nước; Rn: hằng số hơi của 1 gam hơi nước;

= 4,615 . 106 erg/gđộ.

Rn =

8,31 ,18

10 . 016

R μ n Để tiện tính toán người ta thường quy Rn sang Rk như sau:

Rn =

Rk =

R μ

Suy ra:

Nên Rn =

. Rk

μ μ

n R R

(1-6')

n Thay μk = 28,966 và μn = 18,016 Ta có: Rn = 1,608 Rk Và phương trình (1-6) có thể viết dưới dạng: Hoặc:

e = 1,608 ρn . Rk . T

(1-6'')

n =

e TR 1,608 k

Như vậy, nếu biết sức trương hơi nước e và nhiệt độ không khí T thì ta có thể

tính được mật độ hơi nước ρn trong khí quyển.

2) Quan hệ giữa các đặc trưng độ ẩm của không khí a) Quan hệ giữa e và a Trong thực tế a không đo được trực tiếp mà phải xác định thông qua e. Theo thực nghiệm thì:

⇒ a =

* Nếu e đo bằng mb thì: ρn =

a = 103 . ρn (g/cm3) e (mb) TR 1,6

3 e10 TR 1,6

= 217 . 10-6

(g/cm3)

a =

Thay Rk = 2,87. 106 vào ta có: e 6

+(1 273

T10 4,6

(g/cm3)

(1-7)

a = 0,8 . 10-6

e +(1 α

Nếu tính cho 1 m3 không khí thì:

(g/m3)

(1-7')

a =

+(1

e 0,8 α

* Nếu e đo bằng mmHg thì:

a =

+(1

e 0,8 α

4 3

(g/m3)

(1-7")

a =

e 06,1 t+1 α

Tỷ số

= 1 khi toC ≈ 16,5oC, khi đó a = e.

06,1 t+1 α

b) Quan hệ giữa f, q, e và P

* Theo định nghĩa:

q =

ρ n ρ+ρ n

Chia cả tử và mẫu cho ρk, ta có:

ρ ρ

Mà:

= f

q =

ρ ρ

Nên:

(1-8)

q =

f 1+f q(f+1) = f ⇒ qf + q = f ⇒ f(q-1) = - q

Nếu biến đổi (1-8) thêm: Vậy:

(1-8')

f =

q q-1

Công thức (1-8) và (1-8') cho phép ta tính được độ ẩm riêng của không khí khi

biết tỷ lệ hỗn hợp và ngược lại.

Mặt khác, từ phương trình trạng thái của không khí khô và của hơi nước, ta có:

ρk =

và ρn =

e-P TR k

e TR 1,608 k

Theo định nghĩa thì:

f =

ρ ρ

e TR 1,608 k

f =

(g/g)

e (P

1,608

−

0,622 e eP −

e-P TR k

Vì P >> e, nên một cách gần đúng:

(1-9)

f =

Cũng theo định nghĩa thì:

q =

0,622 P ρ n ρ+ρ n

0,622

q =

e 0,378

-P

1,608

−

e 1,608

e TR 1,608 k e TR 1,608 k

e-P TR k

⎤ ⎥ ⎦

⎡ (P ⎢ ⎣

Vì P >> e, nên một cách gần đúng:

(1-9')

q =

0,622 P

Như vậy ta thấy cùng một điều kiện nhiệt độ và áp suất thì tỷ lệ hỗn hợp f lớn hơn độ ẩm riêng q và nếu chỉ cần xác định một cách gần đúng thì có thể xem như tỷ lệ hỗn hợp f xấp xỉ bằng độ ẩm riêng q.

1.3.3 Phương trình trạng thái của không khí ẩm - Nhiệt độ ảo 1) Phương trình trạng thái của không khí ẩm Không khí ẩm bao gồm không khí khô và hơi nước. Do đó khi viết phương trình trạng thái của không khí ẩm chúng ta phải kết hợp phương trình trạng của không khí khô và phương trình trạng thái của hơi nước.

Phương trình trạng thái của không khí khô: ρk =

e-P TR k

Phương trình trạng thái của hơi nước:

ρn =

e TR 1,608 k

Cộng 2 vế ta có:

−

ρẩ = ρk + ρn =

e P

0,622 P

0,378 P

⎛ ⎜ ⎝

⎞ ⎟ ⎠

⎛ ⎜ ⎝

⎞ ⎟ ⎠

e-P TR k

P TR k

Có thể biến đổi hiệu

như sau:

−

e TR 1,608 k 0,378 P

⎞ ⎟ ⎠

⎛ ⎜ ⎝

−

0,378 P

⎛ ⎜ ⎝

⎞ ⎟ ⎠

≈

−

0,378 P

⎛ ⎜ ⎝

⎞ ⎟ ⎠

1 0,378 P

⎞ ⎛ 1 +⎟ ⎜ ⎠ ⎝ 0,378 P

0,378 P 0,378 P

⎞ ⎟ ⎠

⎛ ⎜ ⎝

0,378 P ⎛ ⎜ ⎝

⎞ ⎟ ⎠

⎛ ⎜ ⎝

⎞ ⎟ ⎠ e ⎞ ⎟ ⎠

khá nhỏ nên có thể bỏ qua.

Bởi vì

0,378 P

⎞ ⎟ ⎠

⎛ ⎜ ⎝

Vậy phương trình trạng thái của không khí ẩm là:

(1-10)

ẩ =

)

+(1 TR

0,378

e P

Từ công thức (1-10) có thể nhận xét: trong cùng điều kiện áp suất và nhiệt độ thì

mật độ của không khí ẩm sẽ nhỏ hơn mật độ của không khí khô: ρẩ < ρk.

2) Nhiệt độ ảo Trong phương trình trạng thái của không khí ẩm (1-10) nếu ta đặt:

T (1 + 0,378

) = TV

e P

Thì phương trình trạng thái của không khí ẩm sẽ có dạng tương tự phương trình

trạng thái của không khí khô:

(1-11)

ρẩ =

P TR Vk Đại lượng TV trong phương trình (1-11) được gọi là nhiệt độ ảo. Vậy: Nhiệt độ ảo là nhiệt độ của không khí hoàn toàn khô để cho mật độ của nó

bằng mật độ của không khí ẩm ở cùng một điều kiện áp suất.

TV = T + ΔTV

Nếu ký hiệu sự chênh lệch giữa nhiệt độ không khí với nhiệt độ ảo là ΔTV thì: Người ta đã tiến hành khảo sát và cho kết quả các giá trị ΔTV đối với không khí

ẩm bão hoà hơi nước (r = 100%) như sau:

Pmb toC − 40 − 30 − 20 − 10 0,2 1000 0,3 500

0,1 0,2

0,0 0,1

0,0 0,0

0 0,6 1,2

10 1,3 -

20 2,6 -

30 4,8 -

40 8,5 -

Đối với không khí ẩm chưa bão hoà hơi nước, trong nghiệp vụ khí tượng người ta

thường biểu thị nhiệt độ ảo qua độ ẩm riêng q như sau:

0,378

= 0,608 q

q = 0,622

⇒

e P

Mặt khác:

Do đó:

TV = T (1 + 0,608 q)

ΔTV = 0,378

e P

. T = 0,378 . r .

. T

Có thể viết khác đi:

ΔTV =

e 378,0 E

E P

. T

TV = T + 0,378 . r .

E P

TV = f (r, P, T)

Vậy: Do đó khi biết độ ẩm tương đối r, áp suất khí quyển P và nhiệt độ không khí T ta

có thể tính được nhiệt độ ảo TV.

ý nghĩa của nhiệt độ ảo: So sánh phương trình trạng thái của không khí ẩm viết dưới dạng công thức (1-11) với phương trình trạng thái của không khí khô viết dưới dạng công thức (1-3’), có thể rút ra kết luận rằng: với không khí ẩm khi dùng nhiệt độ ảo TV ta có thể áp dụng bất cứ lúc nào phương trình trạng thái và các hệ thức khác dùng cho không khí khô. Cụ thể, ta có thể lấy hằng số khí của không khí khô Rk để tính toán trong bất kỳ trường hợp nào của không khí ẩm khi sử dụng nhiệt độ ảo TV.

CÂU HỎI CUỐI CHƯƠNG I

1) Phương pháp nghiên cứu cơ bản nhất của khí tượng học, nội dung và cách thức

tiến hành phương pháp này.

2) Mỗi chất khí đều có các thông số đặc trưng cho trạng thái của chất khí đó, anh

(chị) cho biết các thông số đặc trưng cho trạng thái của không khí ?

3) Dạng tổng quát của phương trình trạng thái của không khí ? Xây dựng phương

trình trạng thái của không khí bằng cách nào, tại sao lại có thể ứng dụng như vậy ?

CHƯƠNG II BỨC XẠ TRONG KHÍ QUYỂN 2.1 Thành phần và cấu trúc khí quyển 2.1.1 Thành phần không khí Không khí là một hỗn hợp bao gồm nhiều chất khí, hơi nước và các tạp chất khác. Nếu không khí không chứa hơi nước và các tạp chất khác (tức là không khí khô sạch) thì thành phần chủ yếu của nó là:

- Ni tơ (N2) chiếm 78% trọng lượng khí quyển, - ôxy (O2) chiếm 21% trọng lượng khí quyển, - Các bô nic (CO2) chiếm 0,03% trọng lượng khí quyển, - Ôzôn (O3) và nhiều chất khí không đáng kể khác như: Heli, Acgon, Hydrô,

Kriptôn v.v...

Trong thực tế không khí không phải là hoàn toàn khô sạch, mà ngoài các chất khí kể trên không khí còn có hơi nước và một số hạt lơ lửng ở trạng thái rắn hay lỏng gọi chung là keo khí quyển. Hơi nước trong khí quyển có nguồn gốc từ bề mặt đệm và chỉ chiếm một lượng khá nhỏ từ 0,01 ÷ 4% song nó đóng vai trò vô cùng quan trọng trong các quá trình khí quyển và các quá trình tuần hoàn trong thiên nhiên. Chẳng hạn: hơi nước ảnh hưởng đến chế độ nhiệt của khí quyển, nó hấp thụ những tia bức xạ có bước sóng dài do mặt đất phát ra biến thành nhiệt năng sưởi ấm không khí; các quá trình hơi nước ngưng kết, quá trình bốc hơi nước trong khí quyển cũng toả, thu nhiệt của không khí... Nhờ đó mà chúng ta có thể giải thích được tại sao khi trời sắp mưa lại oi ả, nóng bức.

Keo khí quyển đó là tập hợp của những hạt vật chất ở thể rắn hay lỏng lơ lửng trong khí quyển như những hạt bụi, khói, các bào tử, các vi sinh vật, các hạt điện tử v.v... Nguồn gốc của keo khí quyển là do các hạt bụi vật chất từ vũ trụ và bề mặt đất xâm nhập vào khí quyển. Keo khí quyển cũng có thể là các tinh thể muối ăn NaCl do sóng gió từ các đại dương mang vào không khí những hạt nước biển nhỏ li ti khi bốc hơi hết nước mà tạo thành. ở một số nơi trên thế giới mây chứa một lượng NaCl khó lường như các đám mây trên biển Caxpiên chứa khoảng từ 5 đến 16 vạn tấn muối, miền hạ du sông Von ga lượng muối NaCl rơi theo mưa xấp xỉ 7 tấn/năm.

Cũng cần nhấn mạnh rằng do quá trình hoạt động sống trên trái đất mà thành phần của khí quyển cũng thay đổi. Ngoài ra, các quan trắc và nghiên cứu cũng chứng tỏ rằng các chất khí, nước và keo khí quyển đã kể trên tập trung hầu hết ở các lớp khí quyển dưới thấp.

2.1.2 Cấu trúc khí quyển theo chiều thẳng đứng Do tính không đồng nhất theo chiều thẳng đứng của khí quyển, để nghiên cứu một cách đầy đủ người ta tiến hành phân tầng, phân lớp. Hiện nay đang tồn tại 4 cách phân tầng khí quyển tương ứng với những nguyên tắc khác nhau: nguyên tắc phân tầng dựa vào sự phân bố nhiệt độ theo chiều thẳng đứng; nguyên tắc phân tầng dựa vào thành phần khí quyển; nguyên tắc phân tầng dựa vào sự tác động tương hỗ giữa khí quyển và mặt đất và nguyên tắc phân tầng dựa vào sự ảnh hưởng của khí quyển tới sự làm việc của các thiết bị, máy móc đặt trên máy bay, tên lửa.

Sau đây là các nét chính của các cách phân tầng khí quyển đó.

1) Phân tầng khí quyển dựa vào sự phân bố nhiệt theo độ cao Dựa vào sự phân bố nhiệt độ không khí theo độ cao có thể phân khí quyển ra 5

tầng và 4 lớp chuyển tiếp giữa các tầng, đó là:

a) Tầng đối lưu: Tầng đối lưu được tính từ mặt đất lan tới độ cao trung bình khoảng 10 km. Độ cao của đỉnh tầng đối lưu thay đổi theo vĩ độ: ở vùng vĩ độ thấp có thể là 16 km đến 17 km, ở vùng vĩ độ cao có thể là 6 km đến 8 km. Đặc trưng cơ bản của tầng đối lưu là:

+ Nhiệt độ không khí giảm liên tục theo độ cao, trung bình trong toàn bộ tầng cứ lên cao 100 m thì nhiệt độ không khí giảm đi là 0,6oC (γ = 0,6oC/100 m). Đến lớp đối lưu hạn - lớp chuyển tiếp giữa tầng đối lưu và tầng bình lưu (ở độ cao trung bình khoảng từ 10 km đến 11 km) thì nhiệt độ không khí chỉ còn khoảng −80oC đến −70oC. + Không khí luôn luôn xáo trộn trong toàn bộ tầng và là nơi chịu ảnh hưởng trực tiếp của mặt đất, là nơi phát sinh, tồn tại và phát triển các hiện tượng thời tiết như mưa, tuyết, gió xoáy, bão giông...

+ Mật độ không khí trong tầng dày đặc, trọng lượng không khí của toàn bộ tầng chiếm khoảng 3/4 trọng lượng khí quyển; nơi đây tập trung hầu như toàn bộ hơi nước có trong khí quyển.

b) Tầng bình lưu: Tầng bình lưu được tính từ độ cao trung bình khoảng từ 11 km

lan đến 50 km. Đặc điểm cơ bản của tầng bình lưu là:

+ Nhiệt độ không khí ở dưới thấp tăng hoặc không đổi theo độ cao, lên đến độ cao khoảng 35 km nhiệt độ không khí tăng nhanh theo độ cao và đến lớp bình lưu hạn - lớp chuyển tiếp giữa tầng bình lưu và tầng trung quyển (độ cao trung bình khoảng từ 50 km đến 55 km) nhiệt độ không khí xấp xỉ 0oC. Sự tăng nhiệt độ không khí ở đây là do quá trình hấp thụ bức xạ mặt trời của O3 ở các độ cao đó.

+ Khác hẳn với tầng đối lưu, trong tầng bình lưu không có sự phát triển mạnh của không khí theo chiều thẳng đứng, sự xáo trộn của không khí hầu như không đáng kể.

c) Tầng trung quyển: Tầng trung quyển được tính từ độ cao trung bình khoảng từ 55 km lan đến 80 km. Đặc điểm cơ bản của tầng trung quyển là: Nhiệt độ của không khí giảm liên tục theo độ cao. Đến lớp trung quyển hạn - lớp chuyển tiếp giữa tầng trung quyển và tầng nhiệt quyển (độ cao trung bình khoảng từ 80 km đến 85 km) nhiệt độ không khí chỉ còn khoảng −50oC (vào mùa hè) và −70oC (vào mùa đông). Biến trình năm của nhiệt độ không khí thể hiện khá rõ rệt với biên độ lớn hơn 10oC.

d) Tầng nhiệt quyển: Tầng nhiệt quyển được tính từ độ cao trung bình khoảng từ 85 km lan đến 500 km. Đặc điểm cơ bản của tầng nhiệt quyển là: Nhiệt độ của không khí tăng liên tục theo độ cao. Nguyên nhân của sự tăng nhiệt độ này là do sự hấp thụ tia bức xạ mặt trời ở các dải bước sóng λ ≤ 0,175 μ của Oxy để phân huỷ thành Oxy nguyên tử.

e) Tầng ngoại quyển: Tầng ngoại quyển (quyển exdo) bắt đầu từ độ cao trên 500 km. Đặc điểm cơ bản của tầng ngoại quyển là: Nhiệt độ không khí tăng chậm rồi không tăng theo độ cao, giá trị trung bình của nó đạt xấp xỉ 1500oK. Nơi đây, nhất là ở

phần trên của tầng ngoại quyển thường xuyên xảy ra hiện tượng các phần tử khí bay vào vũ trụ hoặc ngược lại.

Một đặc điểm nổi bật của hai tầng trên cùng của khí quyển là mật độ của không khí rất nhỏ, dưới ảnh hưởng của tia tử ngoại và các tia vũ trụ nơi đây xảy ra rất mạnh mẽ các phản ứng phân hủy, ion hoá... và các quá trình ngược lại như liên kết... có thể đó là những nguyên nhân tạo thành các lớp dẫn điện tốt, các vùng cực quang và phát xạ ban đêm ở các lớp khí quyển tầng cao.

2) Phân tầng khí quyển dựa vào thành phần khí quyển Dựa vào thành phần khí quyển có thể phân thành 2 tầng chủ yếu: a) Tầng quyển Gô-mô: Tầng quyển Gô-mô được tính từ mặt đất lan tới độ cao trung bình khoảng 90 - 95 km. Thành phần chủ yếu của không khí trong tầng này bao gồm: nitơ N2, ôxy O2, Acgôn Ar. Đặc điểm cơ bản của tầng Gô-mô là:

+ Trọng lượng phân tử không khí hầu như không thay đổi theo độ cao (28,966

đvo).

+ Trong tầng ở độ cao từ 20 đến 55 km tồn tại một lớp không khí có nồng độ

O3 rất cao gọi là lớp ôzôn (đôi khi gọi là tầng ôzôn).

Ôzôn được hình thành dưới tác dụng của tia tử ngoại có bước sóng λ < 0,175 μ.

Quá trình hình thành ôzôn trong khí quyển theo các phản ứng sau:

O2 + hν → O + O

M + O2 + O → O3 + M h: hằng số Plăng; ν: tần số dao động của tia bức xạ.

Trong đó: Ôzôn cũng có thể được hình thành dưới tác dụng của các tia chớp. Quá trình hình

thành này theo phản ứng sau:

O2 + O2 → O3 + O

Kết quả là O3 được hình thành, song dưới tác dụng của tia bức xạ tử ngoại có

bước sóng λ = 0,265 μ cũng có quá trình ngược lại theo các phản ứng sau:

O3 + hν → O2 + O O3 + O → O2 + O2

Kết quả là O3 bị phân hủy thành ôxy phân tử. Quá trình hình thành và phân hủy ô zôn có xu hướng để đạt trạng thái cân bằng, song trạng thái cân bằng này luôn bị phá vỡ vì mỗi quá trình xảy ra trên mỗi nơi, mỗi lúc một khác nên việc phục hồi trạng thái cân bằng này rất chậm chạp.

Ôzôn đóng vai trò rất quan trọng trong việc bảo vệ sự sống cho trái đất. Ôzôn thay đổi theo độ cao, theo quan trắc thì ở độ cao dưới 10 km ôzôn không đáng kể, theo độ cao ôzôn tăng dần và đạt cực đại ở độ cao từ 20 đến 30 km, đến độ cao khoảng 70 km hầu như không còn ôzôn nữa. Độ dày quy toán của lớp ôzôn khoảng 3 mm.

Ôzôn cũng thay đổi theo mùa, theo vĩ độ: ôzôn tăng dần vào mùa xuân và giảm dần vào mùa thu và đông, ôzôn tăng dần theo vĩ độ và thay đổi tuỳ theo điều kiện thời tiết.

Ngày nay, do các chất thải vào khí quyển mà tầng ôzôn từng chỗ, từng nơi đang bị mỏng dần (nơi đó được xem là những lỗ thủng của tầng ôzôn) đó là một trong những nguyên nhân cơ bản của sự biến đổi khí hậu toàn cầu và là nguy cơ cho xói mòn sự sống trên trái đất. Giải quyết khắc phục vấn đề này không chỉ của riêng bất cứ một quốc gia nào !

b) Tầng quyển Ghe-tê-rô: Tầng quyển Ghe-tê-rô tính từ độ cao từ 90 - 95 km trở lên. Thành phần chủ yếu của không khí trong tầng này cũng gồm: nitơ N2, ôxy O2 và có sự tham gia của các nguyên tử ôxy và nguyên tử nitơ. Đặc điểm cơ bản của tầng Ghe-tê-rô là:

+ Phân tử lượng của không khí giảm theo độ cao, nơi đây có sự tham gia của

các ôxy và nitơ nguyên tử.

+ Trong tầng có tồn tại một lớp khí có độ dẫn điện tốt gọi là lớp điện ly mà nhiều khi gọi là tầng điện ly. Tầng điện ly này phân ra các lớp: lớp D khoảng 60 km, lớp E khoảng 110 - 140 km và lớp F khoảng hơn 220 km. Nguyên nhân làm cho tầng điện ly dẫn điện tốt là do bức xạ mặt trời ion hóa không khí mạnh tạo thành các ion dương, các ion âm và các điện tử. Nồng độ các ion và các điện tử lớn (nhất là tập trung ở độ cao khoảng 100 km và độ cao 180 - 220 km) làm cho lớp khí quyển này có độ dẫn điện tốt và có khả năng phản hồi sóng vô tuyến điện lan truyền từ mặt đất đến.

3) Phân tầng khí quyển dựa vào sự tương tác giữa khí quyển và mặt đất Dựa vào sự tương tác giữa khí quyển và mặt đất có thể phân khí quyển ra 2 tầng

chủ yếu, đó là: tầng biên và tầng khí quyển tự do.

a) Tầng biên: Tầng biên (hay tầng ma sát) được kể từ mặt đất đến độ cao chừng 1 - 1,5 km. Tầng biên là nơi chịu ảnh hưởng trực tiếp của mặt đất và ma sát loạn lưu. Trong tầng này, các yếu tố khí tượng biến đổi theo độ cao rất rõ rệt. Khi nghiên cứu tầng biên, người ta còn tách ra một lớp không khí rất mỏng tính từ mặt đất đến độ cao khoảng 50 - 100 m và gọi đó là lớp không khí sát mặt đất.

b) Tầng khí quyển tự do: Tầng khí quyển tự do nằm trên độ cao 1,5 km. Trong tầng này có thể bỏ qua ảnh hưởng của ma sát loạn lưu, chuyển động của không khí có thể coi là chuyển động địa chuyển với tốc độ gió građiăng.

4) Phân tầng dựa vào sự ảnh hưởng của khí quyển đến các thiết bị trên máy

bay, tên lửa, vệ tinh

Từ các kết quả thăm dò cao không người ta thấy rằng trong khí quyển ở các lớp dưới độ cao 150 km thì các loại máy móc thiết bị lắp đặt trong các máy bay, tên lửa, vệ tinh ... vẫn hoạt động bình thường. Từ đó người ta chia khí quyển thành 2 lớp chủ yếu, đó là: lớp không gian vũ trụ gần mặt đất và lớp khí quyển đặc biệt (còn gọi là lớp mật độ).

a) Lớp không gian vũ trụ gần mặt đất: Lớp không gian vũ trụ gần mặt đất là tầng dưới của khí quyển có độ cao từ mặt đất đến 150 km. Trong lớp này các loại

máy móc thiết bị lắp đặt trong các máy bay, tên lửa, vệ tinh... vẫn hoạt động bình thường.

b) Lớp mật độ: Lớp mật độ nằm ở phía trên tính từ độ cao trên 150 km trở lên. Trong lớp này các loại máy móc thiết bị lắp đặt trong các máy bay, tên lửa, vệ tinh, ngay cả các thiết bị đặc biệt,... cũng không hoạt động bình thường mà thường rơi vào các trạng thái như: mất tốc độ, mất trọng lượng...

Trên đây là các cách phân tầng, phân lớp khí quyển chủ yếu. Ngoài ra, để đơn giản hoá người ta phân chia khí quyển thành khí quyển tầng thấp có giới hạn dưới độ cao 30 - 40 km, bao gồm cả tầng đối lưu và một phần của tầng bình lưu và khí quyển tầng cao bao gồm toàn bộ phần trên cao còn lại. Nhưng cho dù theo quan niệm phân tầng nào thì cũng phải thừa nhận rằng khí quyển trái đất của chúng ta rất không đồng nhất theo chiều thẳng đứng.

2.1.3 Cấu trúc khí quyển theo chiều nằm ngang Theo chiều nằm ngang, nhất là trong tầng đối lưu khí quyển cũng không đồng nhất mà trên toàn bộ địa cầu có thể dễ dàng nhận thấy tồn tại các khối không khí rất khác nhau. Để xét cấu trúc khí quyển theo chiều nằm ngang, chúng ta có thể lấy các khối không khí và các vùng tiếp giáp giữa chúng để làm các đặc trưng khảo sát.

1) Khối không khí (khí đoàn) a) Định nghĩa và tính chất của khối không khí Các thể tích không khí trên địa cầu chiếm những phần không gian rộng lớn, có khi bao trùm cả một đại lục, một đại dương hay một vùng, một đới nhất định của địa cầu, với chiều cao có thể lên tới đỉnh tầng đối lưu, với điều kiện thời tiết nhất định. Người ta gọi các vùng không khí có thể tích lớn tương đối đồng nhất về mặt tính chất theo chiều nằm ngang là khối không khí hay khí đoàn.

Tính chất của các khối không khí được đặc trưng bằng trường các yếu tố khí tượng như nhiệt độ, độ ẩm, áp suất, tỷ trọng không khí. Trong cùng một khối không khí sự chênh lệch về các yếu tố khí tượng giữa các địa điểm không lớn, nhưng khi đi từ khối không khí này sang khối không khí khác thì các yếu tố khí tượng sẽ thay đổi nhảy vọt.

Tính chất của khối không khí được xác định bởi sự hình thành của nó trên một khu vực xác định có bề mặt tương đối đồng nhất gọi là nơi phát nguồn của khối không khí. Ví dụ: các khối không khí hình thành trên biển khác với các khối không khí hình thành trên lục địa; các khối không khí hình thành trên biển lạnh ôn đới khác với khối không khí hình thành trên biển nóng nhiệt đới...

Tính chất của khối không khí bị biến đổi khi khối không khí di chuyển trên các bề mặt đệm khác nhau, người ta gọi sự biến đổi đó là sự biến tính của khối không khí. Ví dụ: không khí cực đới biến tính qua lục địa Trung Quốc vào Việt Nam vào mùa đông. Như vậy, tính chất của các khối không khí đều có liên quan chặt chẽ đến đặc tính của mặt đệm nơi nó hình thành, nơi nó di chuyển qua và ảnh hưởng của mặt đất đối với tính chất của khối không khí sẽ quyết định sự hình thành các đặc tính của các khối không khí.

b) Phân loại khối không khí

Có nhiều cách phân loại khối không khí đã và đang được sử dụng. ở đây xin nêu 3

cách phân loại cơ bản nhất:

+ Phân loại khối không khí theo địa lý: Dựa vào các đới địa lý trên địa cầu người ta

phân chia khối không khí ra làm 4 loại sau đây:

2) Khối không khí ôn đới (hay khối không khí cực): hình thành ở vùng vĩ độ

1) Khối không khí Bắc Băng Dương (hay khối không khí Bắc cực) ở Bắc bán cầu, khối không khí Nam cực ở Nam bán cầu: hình thành trên phạm vi vùng cực đới có bề mặt đệm giá lạnh. trung bình, không khí cực đôi khi chỉ là những khối không khí địa phương.

3) Khối không khí nhiệt đới: hình thành ở vùng nhiệt đới và vùng lục địa khô

nóng.

4) Khối không khí xích đạo: hình thành ở vùng xích đạo, di chuyển từ Bắc bán

cầu sang Nam bán cầu theo mùa trong năm.

+ Phân loại khối không khí theo đặc tính mặt đệm: Căn cứ vào đặc tính của nơi

phát nguồn người ta phân chia khối không khí thành 2 loại:

1) Khối không khí biển: hình thành trên mặt biển. Đặc tính cơ bản của nó là ẩm

và tính chất nhiệt thay đổi theo mùa: mùa hè mát, mùa đông ấm.

2) Khối không khí lục địa: hình thành trên mặt lục địa. Đặc tính cơ bản của nó

là rất khô và tính chất nhiệt thay đổi mạnh theo mùa: mùa hè nóng, mùa đông lạnh.

+ Phân loại khối không khí theo tính chất nhiệt: Căn cứ vào tính chất nhiệt của

không khí người ta phân chia khối không khí thành 2 loại sau đây:

1) Khối không khí nóng: là khối không khí có nhiệt độ bản thân cao hơn nhiệt

độ mặt đệm và các khối không khí xung quanh.

2) Khối không khí lạnh: là khối không khí có nhiệt độ bản thân thấp hơn nhiệt

độ mặt đệm và các khối không khí xung quanh.

2) Phờ rông khí quyển (front) a) Định nghĩa Miền tiếp xúc giữa hai không khí này được gọi là miền front. Do đó, miền front là miền có sự thay đổi đột ngột theo chiều nằm ngang của các yếu tố khí tượng. Vì miền front rất nhỏ so với kích thước của các không khí nên ta coi nó như là một mặt ngăn cách giữa các không khí. Mặt ngăn cách này gọi là mặt front. Mặt front cắt mặt phẳng nằm ngang tạo thành một giao tuyến. Giao tuyến này gọi là đường front hay gọi tắt là front.

b) Đặc điểm của front + Đặc trưng cơ bản của miền front là sự thay đổi đột ngột về các yếu tố khí tượng theo chiều ngang. Ví dụ: trong một khối không khí Δto khoảng từ 1oC đến 2oC/100 km thì trong miền front Δto khoảng 10oC/100 km.

+ Miền front có chiều rộng lớn dần từ thấp đến cao: ở mặt đất front từ vài đến vài chục km, trên cao có thể tới 200 km đến 400 km; có chiều dài tương ứng với chiều dài của khối không khí.

+ Mặt front bao giờ cũng nghiêng về phía không khí lạnh với góc nghiêng rất nhỏ, phía trên là không khí nóng, phía dưới là không khí lạnh, góc nghiêng của mặt front α xấp xỉ là 10.

c) Phân loại front Dựa trên cơ sở nghiên cứu các tính chất và đặc điểm của front, người ta tiến hành

phân loại front theo nhiều cách khác nhau:

+ Phân loại theo chuyển động ngang: Theo chuyển động ngang của không khí,

người ta phân front thành 3 loại:

1. Front nóng: là front khi di chuyển không khí lạnh ở đằng trước không khí

nóng ở đằng sau (hình 2-1a).

2. Front lạnh: Ngược lại, là front khi di chuyển không khí nóng ở đằng trước

không khí lạnh ở đằng sau (hình 2-1b).

N L c) Front tĩnh

N L b) Front lạnh

3. Front tĩnh: Gần mặt front không khí nóng, lạnh không đẩy nhau một cách rõ ràng hay chỉ xê dịch trong phạm vi nhỏ (hay còn gọi là front không chuyển động - hình 2- 1c). N L a) Front nóng Hình 2-1 + Phân loại theo địa lý: Tương ứng với phân loại khối không khí theo địa lý người

ta cũng đưa ra 3 loại front ngăn cách chúng:

1. Front Bắc cực (Front Nam cực): Hình thành do sự tiếp xúc giữa không khí

Bắc cực (Nam cực) và cực đới.

2. Front ôn đới: Hình thành do sự tiếp xúc giữa không khí ôn đới và nhiệt đới. 3. Front nhiệt đới: Hình do sự tiếp xúc giữa không khí nhiệt đới và xích đạo. + Phân loại theo độ cao của front: Căn cứ vào độ cao lan tới của front người ta

chia ra:

1. Front tầng đối lưu: Loại front ngăn cách hai không khí rất dày có độ cao lên

tới đỉnh tầng đối lưu.

2. Front tầng ma sát: Loại front có độ cao rất nhỏ thường chỉ tồn tại trong

phạm vi tầng ma sát.

+ Phân loại theo vị trí ở rìa khí đoàn: Dựa vào mức độ tiếp xúc giữa hai không khí

người ta phân thành 2 loại front:

1. Front chính: Là front sinh ra giữa hai khối không khí khác nhau rõ rệt. 2. Front phụ: Là front sinh ra ở rìa khối không khí nhưng không phải là nơi

tiếp xúc với không khí hoàn toàn khác.

Front phụ thường sinh ra ở rìa không khí lạnh, còn ở rìa không khí nóng thì hầu như không xuất hiện (vì ở rìa không khí lạnh dễ sinh ra sự biến đổi đột ngột các yếu tố khí tượng hơn). Do đó front phụ thường là front phụ lạnh và trước nó thường có front chính lạnh.

Front phụ bao gồm: front phụ địa hình, front phụ giáng và front cố tù. Front phụ địa hình, hình thành do nửa trước của không khí lạnh tiếp xúc với bề

mặt nóng bị biến tính ngăn cách với nửa sau của không khí lạnh chưa biến tính.

Front phụ giáng hình thành khi rìa trước của không khí chuyển động quá nhanh nên sinh dòng giáng từ trên xuống làm cho nhiệt độ ở rìa trước tăng lên và hình thành front với phần sau.

Ngoài ra front phụ còn có thể sinh ra do sự gặp gỡ giữa front lạnh mặt đất và front

nóng mặt đất gọi là front cố tù mà chúng ta sẽ xét sau đây.

+ Phân loại front hình thành do sự trùng hợp front: Do sự trùng hợp hay chồng

chéo mà xuất hiện hai loại front sau đây:

1. Front cố tù: Giao tuyến giữa ba khối không khí hình thành khi hai mặt front

tiếp cận nhau được gọi là front cố tù. Front cố tù được chia làm ba loại:

Front cố tù nóng: Sinh ra do không khí lạnh sau front lạnh ít lạnh hơn không khí

lạnh trước front nóng (hình 2-2a).

Front cố tù lạnh: Sinh ra do không khí lạnh sau front lạnh lạnh hơn không khí lạnh

trước front nóng (hình 2-2b).

Front cố tù trung tính: Sinh ra do không khí lạnh sau front lạnh và không khí lạnh

trước front nóng lạnh xấp xỉ nhau (hình 2-2c). N L

N K L

c) Front cố tù trung

N L C L b) Front cố tù lạnh

tính

A a) Front cố tù nóng

Hình 2-2

Có thể biểu thị front cố tù trên mặt nằm ngang như hình 2-3. 2. Front chồng nhau: Là front sinh ra do front tầng ma sát và front tầng trên cao

chồng lên nhau giữa chúng có một lớp đẳng nhiệt hình thành (hình 2-4).

L N Lớp đẳng nhiệt N L

Điểm cố tù

Hình 2-3

Hình 2-4

Ngoài năm cách phân loại đã trình bày trên đây người ta còn tiến hành phân loại theo sự tiếp xúc với mặt đất và tiến hành phân loại: front mặt đất và front trên cao; tiến hành phân loại theo nhiệt độ trung bình hai mặt front ở nửa dưới tầng đối lưu và chia làm hai loại: front có ý nghĩa động lực và front không có ý nghĩa động lực.

Sở dĩ người ta phân chia nhiều kiểu nhiều cách như vậy bởi vì mỗi kiểu mỗi cách

có một ý nghĩa lớn trong phân tích và dự báo thời tiết. 2.2 Các dòng bức xạ trong khí quyển

2.2.1 Bức xạ mặt trời 1) Cấu tạo mặt trời Mặt trời là một thiên thể nóng sáng được tạo nên bởi các chất khí và các nguyên tố hóa học. Bán kính của mặt trời khoảng 6,96.108 m, gấp 109,1 lần bán kính của trái đất. Khối lượng của mặt trời khoảng 1,991.1030 kg, gấp 330.000 lần khối lượng trái đất. Tỷ khối mặt trời là 1.410 kg/m3. Mặt trời toả ra một năng lượng rất lớn, năng lượng này do phản ứng nhiệt hạt nhân trong mặt trời. Do đó, nhiệt độ ở các lớp ngoài của mặt trời lên tới 6.000oK và ở lớp sâu trong lòng nó nhiệt độ lên tới 20.000oK. ở nhiệt độ này, mọi chất cấu tạo nên mặt trời đều ở thể khí.

Bề mặt nhìn thấy được của mặt trời gọi là quang cầu. Quang cầu có độ sáng không đều, trên mặt quang cầu có những vùng sáng gọi là đuốc trời, vùng thẫm gọi là vết đen mặt trời. Vết đen mặt trời có bán kính chừng 1.000 km đến 2000 km, nhiệt độ trung bình khoảng 4.500oK. Những năm mặt trời có nhiều vết đen hoạt động người ta gọi là năm mặt trời hoạt động, năm có ít vết đen hoạt động gọi là năm mặt trời tĩnh. Chu kỳ hoạt động của vết đen mặt trời là 11 năm. Sự hoạt động của vết đen mặt trời có liên quan đến các hiện tượng vật lý xảy ra trong khí quyển: những năm cực đại của vết đen mặt trời thường xảy ra bão từ, phát sinh cực quang, quá trình ion hóa bị đẩy mạnh... Do đó gây ra sự biến đổi các yếu tố khí tượng và các hiện tượng thủy văn trong khí quyển và trên bề mặt trái đất.

Phía trên quang cầu có khí quyển bao bọc được gọi là khí quyển mặt trời. Khí

quyển mặt trời chia thành từng lớp được gọi là sắc cầu và nhật hoa.

Mặt trời là một nguồn năng lượng to lớn cung cấp cho trái đất và không gian vũ trụ. Năng lượng mặt trời chiếu tới bề mặt trái đất là động lực của mọi quá trình, mọi hiện tượng diễn ra trong khí quyển và trên trái đất. Ngày nay chúng ta đã và đang sử dụng năng lượng mặt trời để phục vụ cho cuộc sống của con người. Do đó, việc nghiên cứu bức xạ mặt trời vừa có ý nghĩa thực tiễn vừa có ý nghĩa khoa học đặc biệt.

2) Bức xạ mặt trời và quang phổ của nó

a) Bức xạ mặt trời trước hết là bức xạ nhiệt

Mặt trời cũng được coi như là một vật khổng lồ được đốt nóng trong không gian vũ trụ. Người ta nói rằng: mặt trời phát ra bức xạ nhiệt. Bức xạ nhiệt mặt trời phát ra dưới dạng sóng điện từ. Nó bao gồm các tia sáng nhìn thấy được, các tia γ, Rơn ghen, các tia tím cực ngắn, các tia hồng ngoại và các tia tử ngoại. Bản thân chúng cũng là một dạng của vật chất.

Theo kết quả tính toán, trong 1 giây mặt trời phát ra không gian vũ trụ chừng 1026 calo nhiệt và chỉ có 1/2triệu năng lượng này đi tới trái đất. Như vậy, hàng năm trái đất và khí quyển nhận được của mặt trời chừng 1,3.1024 calo nhiệt. Với năng lượng này có thể làm tan một lớp băng dầy 35 m phủ kín trên bề mặt trái đất.

Bức xạ mặt trời chiếu xuống trái đất với tập hợp của nhiều tia bức xạ dưới dạng các tia song song có những bước sóng khác nhau. Khi phân tích quang phổ bức xạ mặt trời ta được một dải liên tục màu: đỏ, da cam, vàng, lục, lam, chàm, tím mà mỗi màu ứng với một khoảng độ dài sóng khác nhau. Nghiên cứu quang phổ bức xạ mặt trời, người ta đã đi đến kết luận rằng: quang phổ bức xạ mặt trời thuộc loại quang phổ hấp thụ. Dựa vào quang phổ bức xạ mặt trời, chúng ta có thể xác định được thành phần của khí quyển mặt trời và nồng độ của các chất trong đó.

Dựa vào quang phổ bức xạ mặt trời, chúng ta có thể xác định được bức xạ mặt trời

có bước sóng từ 0,17 μ đến 4 μ. Trong đó:

- Năng lượng của các tia có bước sóng λ nhỏ hơn 0,4 μ (bức xạ tử ngoại) chiểm khoảng 7%. Các tia tử ngoại ảnh hưởng rất lớn đến khí quyển tầng cao của trái đất: góp phần tạo thành và tiêu huỷ O3 ở độ cao 20 đến 50 km.

- Năng lượng của các tia có bước sóng λ từ 0,4 μ đến 0,75 μ (tia sáng nhìn thấy

được) chiểm khoảng 50%.

- Năng lượng của các tia có bước sóng λ lớn hơn 0,75 μ (bức xạ hồng ngoại)

chiểm khoảng hơn 40%.

Mặt trời phát ra chùm tia có vô vàn các bước sóng khác nhau nên còn gọi là bức xạ mặt trời phức hợp. Tia bức xạ mặt trời ứng với một bước sóng λ nào đó được gọi là bức xạ mặt trời đơn sắc.

Trong khoa học bức xạ, người ta chia bức xạ ra làm 2 loại: bức xạ sóng ngắn có bước sóng λ từ 0,1 μ đến 4 μ và bức xạ sóng dài có bước sóng λ lớn hơn 4 μ đến 100- 120 μ. Như vậy, bức xạ mặt trời thuộc bức xạ sóng ngắn, nó bao gồm: các tia sáng nhìn thấy được, bức xạ hồng ngoại và bức xạ tử ngoại. Bức xạ mặt trời đi đến bề mặt trái đất là bức xạ sóng ngắn. b) Mặt trời còn phát ra bức xạ hạt

Bức xạ hạt mà mặt trời phát ra đó là dòng vật chất bao gồm các pờrôtông và electơrông mang điện có tốc độ chuyển động rất lớn từ khoảng 400 km/s đến 2.000 km/s.

Năng lượng của bức xạ hạt nhỏ hơn rất nhiều năng lượng của bức xạ điện từ (khoảng 1017 lần), song tác dụng của nó lại rất lớn. Nó trực tiếp ion hóa không khí của khí quyển trái đất ở các tầng cao và tạo thành tầng ion trong khí quyển. Tầng ion này ảnh hưởng rất lớn đến từ trường trái đất và có khi làm rối loạn và sinh ra bão từ, trực tiếp gây ra cực quang...

Thực chất của bức xạ hạt là một dạng phóng xạ nguyên tử có hại cho sự sống. Song nó chỉ đi đến độ cao khoảng 90 km của khí quyển trái đất, bị khí quyển trái đất hấp thụ nên sự sống trên trái đất vẫn được duy trì.

3) Các đặc trưng định lượng của bức xạ mặt trời a) Cường độ bức xạ mặt trời Cường độ bức xạ mặt trời là năng lượng bức xạ mặt trời đi qua 1 đơn vị diện tích (1 cm2) thẳng góc với tia bức xạ trong 1 đơn vị thời gian (1 phút). Ký hiệu là: I (cal/cm2phút). Với tia bức xạ mặt trời đơn sắc có bước sóng λ, ta có cường độ bức xạ mặt trời đơn sắc Iλ.

Cường độ bức xạ mặt trời tại biên giới trên của khí quyển được gọi là hằng số mặt trời, ký hiệu là I0. Gọi là “hằng số mặt trời” nhưng thực ra I0 cũng thay đổi. Nó phụ thuộc vào sự biển đổi của bản thân mặt trời (sự biến đổi của các vết đen, khoảng cách giữa trái đất và mặt trời) và phụ thuộc vào dụng cụ quan trắc và phương pháp tính toán nó.

Hằng số mặt trời I0 tương ứng với khoảng cách trung bình giữa trái đất và mặt trời

I0 = OI

(2-1)

Hay:

OI = I0

R0 được gọi là hằng số mặt trời trung bình OI . Giữa I0 và OI có mối quan hệ sau: R o ⎟ ⎞ ⎛ ⎜ R ⎠ ⎝ 2 R o ⎟ ⎞ R ⎠

⎛ ⎜ ⎝

(2-2)

Hằng số mặt trời được sử dụng nhiều trong khí hậu học, do vậy hằng số mặt trời trong khí hậu phải hiểulà OI . Thông thường người ta lấy OI = 1,98 cal/cm2phút. Sử dụng OI ta có thể tính toán được tổng lượng bức xạ mặt trời đến trái đất: E = 4πR2 . OI Với: 4πR2 là diện tích mặt cầu tại biên giới trên của khí quyển.

b) Độ cao mặt trời Độ cao mặt trời tại một địa điểm trên trái đất là khoảng cách góc hợp bởi mặt phẳng chân trời với tia bức xạ mặt trời chiếu đến điểm đó. Ký hiệu là hO.

z hO

Hình 2-5

Cũng có thể sử dụng góc thiên đỉnh z để biểu thị vị trí của mặt trời (hình 2-5).

z + hO = 90o

Giữa z và hO có quan hệ sau: Xác định độ cao mặt trời trong công tác nghiệp vụ, người ta dùng công thức

(2-3)

sin hO = sin ϕ sin δ + cos ϕ cos δ cos ω ϕ: vĩ độ địa lý của điểm quan trắc; δ: xích vĩ mặt trời (độ nghiêng mặt trời) vào ngày quan trắc; ω: góc giờ mặt trời.

sau: Trong đó: Công thức (2-3) cho phép ta tính được độ cao mặt trời khi biết ϕ, δ và ω.

c) Độ chiếu nắng

Năng lượng bức xạ mặt trời chiếu trực tiếp đến một đơn vị bề mặt trong một đơn vị thời gian được gọi là độ chiếu nắng tại bề mặt đó. Ký hiệu là I’. Góc hợp bởi tia sáng mặt trời với mặt nhận ánh sáng gọi là góc tới i.

A hO A1 B

Công thức tính độ chiếu nắng: Chia làm 2 trường hợp: - Trường hợp mặt tiếp nhận ánh sáng là mặt phẳng nằm ngang: Trên hình 2-6: Giả sử có một chùm tia sáng chiếu lên phần A1B của mặt phẳng nằm ngang có diện tích M1, thì mặt A1B sẽ nhận được một lượng bức xạ bằng lượng bức xạ của chùm tia sáng đó đi qua mặt phẳng AB vuông góc với tia sáng có diện tích M trong cùng một đơn vị thời gian.

Gọi I là cường độ bức xạ mặt

Hình 2-6

trời và I’ là độ chiếu nắng thì: I . M = I’ . M1

Hay:

I’ = I .

= I .

= I . sin hO

M 1M

AB BA 1

(2-4)

Vậy: I’ = I . sin hO Công thức (2-4) để tính độ chiếu nắng trên bề mặt nằm ngang.

b) Trường hợp mặt tiếp nhận ánh sáng bất kỳ Trên các bề mặt địa hình khác nhau thì độ chiếu nắng cũng khác nhau. Độ chiếu

nắng của một mặt có hướng và độ dốc bất kỳ được xác định bằng công thức:

(2-4’)

I’ = I [ sinhO cosβ + coshO sinβ cos(A − a) ]

Trong đó:

I , hO và A: cường độ bức xạ, độ cao và phương vị mặt trời; β: góc nghiêng của mặt nhận ánh sáng với mặt phẳng nằm ngang; a: phương vị của mặt nhận ánh sáng, (a được xác định bởi mặt phẳng kinh tuyến và mặt phẳng thẳng đứng đi qua đường thẳng trực giao với mặt phẳng đã cho).

4) Sự suy yếu bức xạ mặt trời trong khí quyển a) Nguyên nhân suy yếu bức xạ mặt trời trong khí quyển

Sự suy yếu bức xạ mặt trời trong khí quyển bao gồm 2 nguyên nhân chính, đó là: sự giảm yếu do sự hấp thụ bức xạ mặt trời của khí quyển và sự giảm yếu do sự khuếch tán bức xạ mặt trời trong khí quyển. - Sự hấp thụ bức xạ mặt trời của khí quyển:

Mỗi nhân tố trong khí quyển chỉ hấp thụ những tia bức xạ có những bước sóng λ nhất định, những nhân tố khác nhau thì hấp thụ những tia bức xạ có bước sóng λ khác nhau. Ta nói rằng: sự hấp thụ bức xạ mặt trời của các nhân tố có trong khí quyển mang tính chất chọn lọc. Ví dụ:

* Ôxy (O2): hấp thụ một số tia sáng nhìn thấy được có bước sóng λ = 0,75 μ và λ = 0,64 μ, hấp thụ các tia tử ngoại. Song bức xạ tử ngoại trong bức xạ mặt trời đến trái đất không lớn nên sự hấp thụ bức xạ tử ngoại của O2 không gây ra sự suy yếu bức xạ mặt trời.

* Ni tơ (N2): hấp thụ các tia tử ngoại, song bức xạ tử ngoại trong bức xạ mặt trời đến trái đất không lớn nên sự hấp thụ bức xạ tử ngoại của N2 không gây ra sự suy yếu bức xạ mặt trời.

* Ôzôn (O3): hấp thụ mạnh các tia tử ngoại - Đó là nguyên nhân của sự tăng nhiệt độ không khí ở tầng bình lưu. Sự hấp thụ này cũng không làm ảnh hưởng đáng kể đến sự suy yếu bức xạ mặt trời.

* Các bô nic (CO2): hấp thụ các tia hồng ngoại song lượng CO2 trong khí quyển ít nên sự hấp thụ này cũng không làm ảnh hưởng đáng kể đến sự suy yếu bức xạ mặt trời.

* Hơi nước và bụi hấp thụ rất mạnh bức xạ hồng ngoại ở khoảng bước sóng λ từ 0,5μ đến 3 μ. Sự hấp thụ này làm suy yếu một cách đáng kể năng lượng bức xạ mặt trời. Ngoài ra, do hơi nước và bụi tập trung chủ yếu ở phía dưới của tầng đối lưu và hấp thụ bức xạ sóng dài của mặt đất; vì vậy chúng là nhân tố chủ yếu giữ năng lượng cho bề mặt trái đất.

Tóm lại: Quá trình hấp thụ bức xạ trong khí quyển (chủ yếu do hơi nước và bụi) làm cho bức xạ mặt trời khi đi đến bề mặt trái đất bị suy yếu đi (giảm đi tới 15%). Phần năng lượng bức xạ giảm đi này, phần lớn biến thành các dạng năng lượng khác

như: nhiệt năng, hóa năng, cơ năng… nhưng chủ yếu là nhiệt năng để làm tăng nhiệt độ của khí quyển (tốc độ tăng nhiệt độ của khí quyển trong những giờ ban ngày chỉ chừng 0,1o) và một phần nữa là truyền vào không gian vũ trụ. - Sự khuếch tán bức xạ mặt trời trong khí quyển:

Hiện tượng làm cho các tia bức xạ trong khí quyển đang truyền theo một phương nhất định nào đó phải đổi hướng đi, phân tán đi theo mọi hướng trong không gian khí quyển được gọi là sự khuếch tán bức xạ trong khí quyển. Như vậy, sự khuếch tán bức xạ trong khí quyển rõ ràng cũng làm giảm lượng bức xạ mặt trời trên đường đi đến bề mặt trái đất.

Khuếch tán bức xạ trong khí quyển xảy ra bằng 2 cách: khuếch tán do các phân tử khí gây ra gọi là khuếch tán phân tử và khuếch tán do keo khí quyển gây ra gọi là khuếch tán keo khí quyển. +Khuếch tán phân tử: Khuếch tán phân tử xảy ra khi các tia bức xạ mặt trời đập vào các phân tử khí trong khí quyển. Mức độ khuếch tán phân tử biểu thị như sau:

(2-5)

iλ =

. Iλ

a 4 λ

iλ và Iλ: cường độ tia bức xạ mặt trời có bước sóng λ sau và trước khi bị khuếch tán phân tử;

a: hằng số, phụ thuộc vào số lượng phân tử trong 1 đơn vị thể tích

Trong đó: không khí:

−

a =

8 3

n: chiết suất của không khí.

Với: N: số phân tử trong 1 đơn vị thể tích;

+Khuếch tán keo khí quyển: Khuếch tán keo khí quyển xảy ra khi các tia bức

Một mặt, các phân tử làm cho bức xạ mặt trời bị khuếch tán; mặt khác, bản thân chúng lại là nguồn phát xạ và bức xạ này lại bị khuếch tán khi gặp các phân tử khác... Do đó, hiện tượng khuếch tán bức xạ trong khí quyển là hiện tượng tái lập nhiều lần. Vì vậy, những lúc mặt trời sắp mọc hoặc đã lặn chúng ta vẫn được hưởng ánh sáng. xạ mặt trời gặp các dạng keo khí quyển. Mức độ khuếch tán biểu thị như sau:

(2-5’)

iλ =

. Iλ

β ελ

Trong đó:

iλ và Iλ: cường độ tia bức xạ mặt trời có bước sóng λ sau và trước

khi

bị khuếch tán keo khí quyển; β: hằng số tỷ lệ, β tỷ lệ thuận với số lượng hạt keo khí quyển có

đơn vị thể tích không khí; ε: hệ số đặc trưng cho kích thước keo khí quyển: 0 < ε < 4

ε = 4: khi kích thước của keo khí quyển bằng kích thước

trong 1 phân tử khí;

ε = 0: khi kích thước của keo khí quyển lớn hơn 10-3 cm

và khi đó mức độ khuếch tán không phụ thuộc vào tia bức xạ nữa.

Cần nhắc lại rằng: hiện tượng khuếch tán bức xạ do keo khí quyển cũng là hiện

tượng tái lập nhiều lần. b) Định luật suy yếu bức xạ mặt trời trong khí quyển

- Định luật suy yếu bức xạ mặt trời trong khí quyển khô sạch: Khí quyển khô sạch tức là khí quyển không có hơi nước, bụi và các tạp chất khác mà chỉ có các phân tử khí. Sau đây ta sẽ khảo sát quy luật suy yếu bức xạ mặt trời trong khí quyển khô sạch.

Hình 2-7

Để đơn giản, ta tách bức xạ mặt trời lấy một chùm tia đơn sắc có bước sóng λ. Giả sử rằng: tại biên giới trên của khí quyển (A) luồng bức xạ của chùm tia đó là Eoλ và khi đi đến mặt đất (B) luồng bức xạ của chùm tia đó là Eλ. Nếu ta tách ra một lớp khí quyển mỏng thì chùm tia bức xạ phải đi qua một đoạn đường rất nhỏ ds trong lớp khí quyển vừa tách ra (hình 2-7).

(*)

dEλ = − αλ . Eλ . ds

Dấu (−) mang ý nghĩa dEλ là lượng giảm bức xạ;

λ = kλ . ρ với: kλ là hệ số giảm yếu khối lượng.

Giả sử rằng: lớp khí quyển mỏng đó làm cho chùm tia bức xạ suy yếu đi một lượng là dEλ. Nếu gọi αλ và ρ là hệ số giảm yếu bức xạ và mật độ không khí của lớp khí quyển vừa tách ra thì: Trong đó: α

Hay:

Hoặc:

(**)

= − kλ . ρ . ds

dEλ = − kλ . ρ . Eλ . ds dE E

Công thức (**) bi

ểu diễn sự suy yếu của tia bức xạ mặt trời đơn sắc khi đi

qua quãng đường ds trong lớp khí quyển đã tách ra.

Tích phân công thức (**) theo cả đoạn đường từ A đến B ta nhận được sự suy yếu

của tia bức xạ mặt trời đơn sắc khi đi qua suốt bề dày khí quyển.

ds .

−

Ta có:

.k λ

∫

dE E

∫ 0E

−

ds . .k ρ

Hay:

∫

E λ 0E

ds .

−

B ∫ A

(2-6)

Eλ = E0λ .

Trong đó: Eλ và E0λ là luồng bức xạ mặt trời đơn sắc ở trên mặt đất và trên giới

hạn trên

cùng của khí quyển; B

= θ gọi là khối lượng quang học của khí quyển.

ds . .k ρλ

∫

Vậy: Khối lượng quang học khí quyển θ là đại lượng biểu thị mức độ giảm yếu bức xạ mặt trời trên đường đi đến mặt đất (chính xác là đi từ giới hạn trên cùng của khí quyển đến mặt đất).

Từ công thức (2-6) ta có nhận xét rằng: khối lượng quang học khí quyển θ phụ thuộc vào độ cao mặt trời hO vì khi hO thay đổi thì đoạn đường AB sẽ thay đổi, tức là: θ = θ(hO). Sau đây, ta thiết lập mối quan hệ đó:

Chọn vị trí mặt trời ở thiên đỉnh (hO = 90o), lúc đó đoạn đường AB = H (độ cao khí

quyển) và:

ds .

θ(90

.k ρλ

o) = ∫

Nếu xem khí quyển là đồng nhất, tức là ρ không thay đổi theo độ cao thì kλ (hệ số

giảm yếu khối lượng) cũng không thay đổi theo độ cao. Khi đó:

θ(90

o) = kλ . ρ . H

Với: θ(90o) = kλ.ρ.H được gọi là 1 đơn vị khối lượng quang học khí quyển. Biểu diễn khối lượng quang học θ(hO) theo đơn vị khối lượng quang học θ(90o)

thì θ(hO) sẽ có m đơn vị khối lượng quang học, tức là:

(2-7)

m(hO) =

)h( θ O o 90( ) θ Trong đó: m(hO) được gọi là khối lượng khí quyển tương đối hay gọi tắt là khối lượng

khí quyển.

Như vậy, khối lượng khí quyển khác hoàn toàn khái niệm về khối lượng trong từ trường trái đất. Rõ ràng rằng khối lượng khí quyển là đại lượng không thứ nguyên, nó nói lên rằng quãng đường của tia bức xạ mặt trời theo phương nghiêng ở độ cao mặt trời đã cho gấp bao nhiêu lần theo phương thẳng đứng khi mặt trời ở thiên đỉnh. Ví dụ: m = 2, có nghĩa là tia bức xạ mặt trời muốn đến mặt đất phải đi một đoạn đường gấp 2 lần đoạn đường mà tia bức xạ mặt trời phải đi khi mặt trời ở thiên đỉnh.

Thực ra, m còn phụ thuộc vào độ cong của mặt đất, hiện tượng khúc xạ ánh sáng

của khí quyển và kết cấu khí quyển. Nên việc tìm biểu thức biểu thị m khá phức tạp.

Nếu giả định rằng mặt địa cầu và các tầng khí quyển nằm ngang, mật độ khí quyển là đồng nhất. Khi đó vấn đề xác định m trở nên khá đơn giản. Có thể xây dựng các công thức tính m như sau:

Như ta đã nêu, trên hình 2-8, m nói lên rằng quãng đường mà tia bức xạ mặt trời đi từ điểm M2 đến điểm O (OM2) gấp bao nhiêu lần quãng đường từ điểm M1 đến điểm O (OM1), tức là:

OM2 = m.OM1 Hay:

M =

OM 2 OM 1

1 oh sin

M1 hO 1 Hình 2-8

1 OM OM

Do đó:

m =

(2-8)

1 oh sin Công thức (2-8) chỉ dùng cho trường hợp với địa điểm có khí áp bằng P0. Với các địa điểm có P khác P0 (ứng với các vùng núi chẳng hạn) thì khi tính toán

m ta phải tiến hành phép hiệu chỉnh theo công thức sau:

. m

(2-9)

m’ =

P OP

Trong đó:

m’ là khối lượng khí quyển tại trạm có áp suất P; m là khối lượng khí quyển đã quy về địa điểm có áp suất P0.

, ta có:

Và thay:

m’ =

m =

(2-10)

1 oh sin P0 . P

1 oh sin

Công thức (2-10) là công thức tính toán khối lượng quang học thường sử dụng ở

vùng có độ cao h tương đối lớn so với mực biển.

Cần lưu ý các điểm sau đây: - Công thức (2-8) và (2-10) chỉ dùng với trường hợp độ cao mặt trời hO > 150 thì độ chính xác đảm bảo. Còn nếu độ cao mặt trời hO ≤ 15o thì khi đó chúng ta sẽ không thể bỏ qua độ cong của mặt đất, mức độ ảnh hưởng của mật độ không khí luôn thay đổi... thì vấn đề trở nên phức tạp hơn nhiều. Khi đó, có thể dùng công thức thực nghiệm gần đúng sau đây để tính khối lượng khí quyển m:

m =

(2-10’)

−

8,2 2 oh

1 oh sin (độ cao mặt trời hO đo bằng rađian)

- Khi độ cao mặt trời càng lớn thì khối lượng khí quyển càng giảm. Qua tính toán

người ta thấy sự giảm này chậm dần.

(2-11)

Eλ = E0λ . e - θ(90).m

Thay các giá trị vừa tìm được bởi các công thức (2-7) vào công thức (2-6) ta có: Trong đó: m được xác định bởi công thức (2-8) và (2-10).

Nếu ta gọi Iλ và Ioλ là cường độ bức xạ mặt trời đơn sắc chiếu trực tiếp xuống bề

mặt trái đất và biên giới trên khí quyển thì sử dụng công thức (2-11) ta có thể viết:

(2-11’)

Iλ = I0λ . e - θ(90).m

Trong đó: e -θ(90) = e -kλρH = f(λ) biểu thị mức độ giữ lại bức xạ mặt trời của khí

quyển nhiều hay ít tức là biểu thị mức độ trong suốt của khí quyển .

Đặt: e - kλρH = Pλ và đại lượng Pλ được gọi là hệ số trong suốt khí quyển đối với tia

bức xạ có bước sóng λ. Do đó:

(2-12)

Iλ = I0λ . Pλ

Công thức (2-12) là công thức Bughê đối với bức xạ mặt trời đơn sắc có bước sóng

λ.

Thực ra, bức xạ mặt trời bao gồm vô số tia bức xạ. Do đó, cường độ bức xạ mặt

trời đi đến bề mặt trái đất sẽ là: ∞

∞

o λ

dI λ λ

∫

= ∫

(2-13)

I = I0 . Ptb

Trong đó: I và I0 là cường độ bức xạ trực tiếp đến bề mặt đất và hằng số mặt trời. Công thức (2-13) là công thức Bughê đối với bức xạ mặt trời phức hợp. Từ công thức (2-13) chúng ta có thể xác định được hệ số trong suốt khí quyển

trung bình Ptb như sau:

(2-14)

Ptb = m

I 0I

Từ công thức (2-14) có thể định nghĩa hệ số trong suốt khí quyển như sau: “Hệ số trong suốt khí quyển phức hợp đo bằng tỷ số giữa cường độ bức xạ phức hợp của mặt trời sau khi đi qua một đơn vị khối lượng khí quyển với cường độ bức xạ ban đầu”.

lg I = lg IO + mlg Ptb

Hoặc cũng từ công thức (2-13), ta có thể tính Ptb bằng cách lấy lôgarít hai vế ta có: Hay:

Ilg

(2-14’)

Ptb =

− m

Hệ số trong suốt khí quyển P có quan hệ chặt chẽ với khối lượng khí quyển m. Cụ thể là P tăng khi m tăng (Vì sau khi đi qua một quãng đường nhất định thì bộ phận nào của bức xạ dễ giảm yếu thì đã giảm yếu đi rồi còn lại là bộ phận bức xạ phần nhiều tương đối trong suốt hơn không dễ gì giảm yếu đi nữa. Có nghĩa là về trung bình mà xét thì khối lượng khí quyển m càng lớn thì hệ số trong suốt khí quyển P càng lớn). Sau đây là giá trị hệ số trong suốt khí quyển trung bình Ptb thay đổi theo m: 5 – 6 0,866

m 2 – 3 0,843

9 - 10 0,917

8 – 9 0,901

6 - 7 0,892

4 - 5 0,878

3 – 4 0,866

7 – 8 0,897

Ptb Do đó muốn so sánh hệ số trong suốt khí quyển ở các tình hình khối lượng khí quyển khác nhau thì trước tiên ta phải khử mối quan hệ P và m. Tức là tính đổi hệ số trong suốt khí quyển P ở các tình hình khác nhau đó sang cùng một khối lượng khí

quyển m. Trong khí tượng người ta thường đổi Pm sang P2 tức là hệ số trong suốt khí quyển ứng với m = 2 (khi độ cao mặt trời hO = 30o) và ngày nay phương pháp tính P2 đã được áp dụng rộng rãi trên toàn thế giới.

Hệ số trong suốt khí quyển biến đổi theo thời gian: ở vùng ôn đới Pmax rơi vào

mùa đông Pmin rơi vào mùa hè.

ở Việt Nam, qua khảo sát thực tế thì biến trình năm của hệ số trong suốt khí quyển có khác: một cực tiểu sâu rõ vào nửa cuối mùa đông và một vùng cực đại bao gồm cả các tháng mùa hè và nửa đầu mùa đông.

Tóm lại: Chúng ta đã xây dựng được công thức Bughê dưới dạng (2-13) và nghiên cứu được hệ số trong suốt khí quyển - đại lượng biểu thị cho mức độ giữ lại nhiều hay ít bức xạ của khí quyển có chứa trong công thức (2-13). Nói một cách khác công thức (2-13) là công thức biểu thị định luật suy yếu bức xạ mặt trời trong khí quyển. Và nó được nhiều nhà khí tượng trên thế giới ưa chuộng.

Tuy nhiên, về mối quan hệ chặt chẽ giữa P và m đã nói trên, nên khi m khá lớn

tức là P khá lớn thì hO khá nhỏ thì công thức Bughê không cho độ chính xác cao.

Để khắc phục điều đó Castơrốp đã dựa vào thực nghiệm và tính toán lý thuyết để xây dựng một công thức khác biểu diễn sự suy yếu của bức xạ mặt trời. Công thức Casơtơrốp biểu thị như sau:

I =

(2-15)

I o Cm +

Trong đó: C là hằng số nói lên độ trong suốt của khí quyển, nó phụ thuộc vào khối

lượng khí quyển m.

Trong thực tế C là đại lượng rất nhậy của độ trong suốt khí quyển: khi hằng số C thay đổi thì cường độ bức xạ mặt trời thay đổi mạnh hơn nhiều so với khi hệ số trong suốt khí quyển P thay đổi. - Định luật suy yếu bức xạ mặt trời trong khí quyển thực tế

Trong khí quyển thực tế, ngoài các phân tử khí ra còn chứa các dạng vật chất khác như hơi nước, bụi và các tạp chất khác. Các nhân tố này làm vẩn đục bầu không khí của khí quyển nên được gọi là nhân tố vẩn đục.

Sự suy yếu bức xạ mặt trời trong khí quyển thực tế được gây nên không chỉ bởi các phân tử không khí mà còn bởi hơi nước, bụi và các tạp chất khác. Ta có thể biểu thị hệ số suy yếu bức xạ trong khí quyển thực tế bằng hệ thức:

t = α + ω + d

αt: hệ số suy bức xạ tổng cộng trong khí quyển thực tế;

Trong đó:

(2-16)

Nếu ta đặt:

β =

α t = 1 + α

α α: hệ số suy yếu bức xạ gây ra bởi phân tử không khí; ω: hệ số suy yếu bức xạ gây ra bởi hơi nước; d : hệ số suy yếu bức xạ gây ra bởi tạp chất. ω α

d α

Thì β được gọi là chỉ số vẩn đục của khí quyển (hoặc là nhân tố, hệ số vẩn đục). Nó cho ta biết trong khí quyển có nhiều hay ít vật chất vẩn đục. Ta có thể tính β như sau:

Nếu gọi hệ số trong suốt trong khí quyển thực tế là P thì ta có thể áp dụng công

thức Bughê để biểu diễn sự suy yếu bức xạ mặt trời trong khí quyển thực tế: (2-17)

I = I0 . Pm Trong đó: P = e−αt.H là hệ số trong suốt khí quyển thực tế.

Mà: β =

Vậy: αt = α.β

α t (theo định nghĩa). α

(2-17’)

I = I0 . e -α.H.m.β I = I0 . qm.β

Thay vào công thức (2-17) ta có: Trong đó:

q là hệ số trong suốt khí quyển của khí quyển khô sạch (khí

quyển chỉ chứa phân tử không khí chứ không có hơi nước, bụi và tạp chất);

I và I0 là cường độ bức xạ mặt trời trực tiếp đo được trên bề mặt trái đất sau khi bức xạ mặt trời đi qua khí quyển thực tế và cường độ bức xạ mặt trời ban đầu ở biên giới trên của khí quyển.

Từ công thức (2-17’) ta rút ra rằng: - Chỉ số vẩn đục β chính là số lần khối lượng khí quyển cần phải lấy để cho sự suy bức xạ trong khí quyển lý tưởng (khô sạch) bằng sự suy yếu bức xạ trong khí quyển thực tế.

- Đối với khí quyển thực tế, ta áp dụng định luật suy yếu bức xạ cho khí quyển

khô sạch bằng cách lấy khối lượng khí quyển tăng lên β lần. Ta có thể tính được giá trị của chỉ số vẩn đục β như sau: Pm = qm.β Kết hợp công thức (2-17) và (2-17’): Lấy lôgarít hai vế phương trình trên ta nhận được: m.lgP = m.β.lgq

(2-18)

Vậy:

β =

Plg qlg

Trong đó: P và q là các hệ số trong suốt khí quyển thực tế và khí quyển khô sạch. Vì hệ số trong suốt của khí quyển thực tế bao giờ cũng nhỏ hơn hơn hệ số trong

suốt của khí quyển khô sạch nên: P < q < 1 và do đó β > 1.

β = 1 khi P = q (tức là khí quyển không có bụi, hơi nước và tạp chất). β càng lớn khi bụi, tạp chất, hơi nước càng lớn và không phụ thuộc vào khối

lượng khí quyển m.

β phụ thuộc vào đặc điểm của các khối không khí, biến đổi theo mùa và theo vĩ độ ϕ: β vào mùa đông nhỏ hơn mùa hè; vào ban đêm nhỏ hơn ban ngày; ở vĩ độ ϕ thấp lớn hơn ϕ cao; trên lục địa lớn hơn trên hải dương,...

Tóm lại: Công thức (2-17’) là công thức biểu diễn định luật suy yếu bức xạ trong

khí quyển thực tế với β đặc trưng khí quyển thực tế cho bởi công thức (2-18).

Như vậy, với khí quyển thực tế ta có thể áp dụng định luật suy yếu bức xạ đối với

khí quyển lý tưởng bằng cách tăng khối lượng khí quyển lên β lần.

5) Bức xạ tổng cộng

Bức xạ mặt trời đi đến bề mặt trái đất bao gồm các tia bức xạ chiếu thẳng tới bề mặt trái đất (bức xạ trực tiếp hay trực xạ) và các tia bức xạ do các phần tử không khí và các

tạp chất khác làm khuếch tán nhiều lần chiếu tới (bức xạ khuếch tán hay tán xạ). Bức xạ mặt trời chính là sự tổng cộng hai loại bức xạ trên gọi là bức xạ tổng cộng. a) Bức xạ trực tiếp (trực xạ) - Giới thiệu chung: Do khoảng cách giữa trái đất và mặt trời rất xa (149.457.000 km) nên các tia bức xạ chiếu trực tiếp xuống trái đất hầu như song song với nhau. Và “người ta gọi phần năng lượng chiếu trực tiếp từ mặt trời xuống trái đất dưới dạng các tia song song là bức xạ trực tiếp hay trực xạ”. Người ta đo bức trực tiếp bằng trực xạ kế, kết quả đo đạc cho ta cường độ bức xạ trực tiếp. Ký hiệu là S (cal/cm2ph). Do đó, để đặc trưng cho bức xạ trực tiếp người ta dùng cường độ bức xạ trực tiếp S. Cường độ bức xạ trực tiếp S phụ thuộc vào độ cao mặt trời, độ trong suốt hay vẩn đục của khí quyển, địa điểm quan trắc, lượng và dạng mây v.v... Do đó sự biến thiên của cường độ bức xạ trực tiếp S có chu kỳ rõ rệt. Nhìn chung, nếu không xét đến các nhân tố ảnh hưởng khác thì giá trị lớn nhất của cường độ bức xạ trực tiếp S sẽ quan sát được khi độ cao mặt trời hO lớn nhất. Tuy nhiên, trong thực tế chúng ta cũng đã đo đạc được các giá trị của cường độ bức xạ trực tiếp khi mặt trời có độ cao hO nhỏ xấp xỉ bằng các giá trị của nó khi mặt trời có độ cao hO lớn. Điều đó có thể giải thích được bằng ảnh hưởng của độ trong suốt khí quyển, mức độ vẩn đục hoặc ảnh hưởng của mây tới cường độ trực xạ và thậm chí còn phải kể cả đến ảnh hưởng của các hiện tượng vật lý diễn ra trong khí quyển luôn thay đổi. - Biến trình ngày và năm của bức xạ trực tiếp: Biến trình ngày: Diễn biến bức xạ trực tiếp trong ngày được đặc trưng bởi sự biến thiên của cường độ trực xạ S. Như đã nêu ở trên, cường độ bức xạ trực tiếp phụ thuộc độ cao mặt trời hO và độ trong suốt khí quyển. Do đó, biến trình ngày của nó thường không đối xứng qua giữa trưa mà cực đại thường xảy ra trước hoặc muộn hơn. Chỉ có trong điều kiện trời quang (trong xanh) thì biến trình ngày mới xem là gần đối xứng qua giữa trưa. Song nếu chỉ cần xuất hiện bất cứ một nhân tố nào làm ảnh hưởng đến độ trong suốt khí quyển (mây, bụi) cũng làm biến trình thay đổi. Biến trình năm: Diễn biến bức xạ trực tiếp trong năm được đặc trưng bởi sự biến thiên các trị số giữa trưa trung bình hàng tháng của cường độ trực xạ S. Ta có thể dễ dàng nhận thấy rằng biến trình năm của cường độ trực xạ có hai dạng: Dạng kép: Xảy ra ở xích đạo và lân cận với hai cực đại vào các ngày phân và hai cực tiểu vào các ngày chí. Dạng đơn: Xảy ra ở các vĩ độ cao hơn với cực đại vào ngày hạ chí và cực tiểu vào ngày đông chí. Song trong thực tế không phải cường độ trực xạ chỉ do độ cao mặt trời quy định mà còn bị ảnh hưởng của độ trong suốt khí quyển, do đó mà biến trình có xê dịch đi. Ví dụ: tại Việt Nam cực đại rơi vào tháng VI, VII còn cực tiểu rơi vào tháng I, II. - Ngoài ra, cường độ bức xạ trực tiếp S còn tăng theo độ cao:

= 10 -2 ÷ 10 - 3 cal/cm2ph/100m

dS dz

Trong phạm vi độ cao dưới 2.000 m:

= 0,02 cal/cm2ph/100m

dS dz

- Sự phân bố bức xạ mặt trời trực tiếp trên bề mặt trái đất Thực ra khi đến bề mặt trái đất không phải lúc nào tia mặt trời cũng chiếu thẳng góc với mặt đất. Do đó bức xạ mặt trời trực tiếp trên mặt đất bao giờ cũng nhỏ hơn. Khi đó thì cường độ bức xạ trực tiếp trên bề mặt nằm ngang này sẽ là:

S’ = S . sin hO 2

S’ = S0

sin hO

R O R

⎛ ⎜ ⎝

⎞ ⎟ ⎠

(2-19)

(sinϕ sinδ + cosϕ cosδ cosω)

S’ = S0

R O R

⎛ ⎜ ⎝

⎞ ⎟ ⎠

cos ω = − tgϕ tgδ

(2.20)

Trong đó, có thể xác định góc giờ ω như sau: khi mặt trời mọc hay lặn thì hO = 0 ; nên: sinϕ sinδ + cosϕ cosδ cosω = 0 Vậy: Như vậy trong một ngày tại một địa điểm nhất định thì ϕ, δ, R là các trị số xác định. Do đó muốn tính năng lượng bức xạ trực tiếp đến bề mặt nằm ngang trong một ngày ta chỉ việc lấy tích phân (2-19) từ lúc mặt trời mọc đến lúc mặt trời lặn.

mọc

lặn Wngày = ∫ Ta đổi dt sang dω :

(dt - dE) ; Nên : dt =

Từ: ω =

(t - E) ; Lấy: dω =

dω

2π T

440 π2

2π T Thay vào (2-20) ta có:

ω+

d'S

(2-20’)

Wngày = ∫

.1 440 2 π

ω−

Công thức (2-20) và (2-20’) là công thức tính tổng lượng ngày của bức xạ mặt trời trực tiếp có thể. Để tính tổng lượng bức xạ mặt trời trực tiếp thực tế, ta cần tính đến ảnh hưởng của độ trong suốt khí quyển, khoảng cách giữa trái đất - mặt trời và độ cao mặt trời, tức là:

ω+ 0

(2-21)

mP (sinϕ sinδ + cosϕ cosδ cos ω) dω

Wngày =

So ∫

R O R

440 π2

⎛ ⎜ ⎝

⎞ ⎟ ⎠

ω− 0

Công thức (2-21) cho ta thấy rằng năng lượng bức xạ mặt trời đến bề mặt trái đất (trên mặt nằm ngang) phụ thuộc vào vĩ độ địa lý ϕ, ngày trong năm ω, khoảng cách giữa trái đất và mặt trời R, độ nghiêng của mặt trời δ và độ trong suốt khí quyển P. Nghĩa là

năng lượng bức xạ trực tiếp trên bề mặt trái đất có quan hệ chặt chẽ với mùa trong năm và vĩ độ địa lý rõ rệt. Thực tế, trong công thức (2-21) có chứa Pm thay đổi theo thời gian, do đó tích phân này lấy rất phức tạp. Khi tính toán người ta thường dùng phương pháp đồ thị hoặc dùng phương pháp toán học với đầy đủ các điều kiện thích hợp. Nếu xem P = Ptb trên toàn cầu thì dễ dàng lấy được tích phân (2-21):

(2-21’)

Wngày =

P (ω0sinϕ sinδ + cosϕ cosδ sinω0)

m tb

R O R

440 π2

⎛ ⎜ ⎝

⎞ ⎟ ⎠

W = W0 . f(n)

Nếu có ảnh hưởng của mây thì năng lượng bức xạ mặt trời đến bề mặt trái đất được tính bằng công thức tổng quát sau: Trong đó: W và W0 là năng lượng bức xạ mặt trời đến bề mặt trái đất khi trời có mây và không có mây; f(n): hàm biểu thị ảnh hưởng của mây. b) Bức xạ khuếch tán (Tán xạ) Như trên chúng ta đã nói, một trong những nguyên nhân cơ bản để làm giảm yếu bức xạ mặt trời là hiện tượng khuếch tán bức xạ. Chính do hiện tượng khuếch tán bức xạ này mà bức xạ trực tiếp giảm đi và xuất hiện bức xạ khuếch tán (tán xạ). Do đó: Bức xạ khuếch tán là một phần của bức xạ mặt trời đã bị khuếch tán trong khí quyển. Nó được truyền về mọi phía của không gian vũ trụ song mạnh nhất vẫn là theo phương của tia tới. Để đặc trưng cho bức xạ khuếch tán, người ta dùng cường độ bức xạ khuếch tán. Ký hiệu là chữ D (cal/cm2ph). Cường độ bức xạ khuếch tán là tổng lượng bức xạ khuếch tán đi đến từ tất cả các điểm trên bầu trời tới 1cm2 bề mặt nằm ngang trong một đơn vị thời gian là một phút. Người ta đo cường độ bức xạ khuếch tán bằng một dụng cụ đặc biệt gọi là thụ xạ kế. Kết quả giá trị đo đạc cho ta giá trị của D. Bức xạ khuếch tán cũng phụ thuộc vào nhiều yếu tố, chẳng hạn: vì nó phụ thuộc vào trực xạ do đó bức xạ khuếch tán cũng phụ thuộc vào độ cao mặt trời hO, độ trong suốt khí quyển, độ cao trên mặt biển và đặc điểm của mặt đệm. Đặc biệt bức xạ khuếch tán phụ thuộc chặt chẽ vào lượng và dạng mây. Cụ thể: khi xuất hiện các loại mây tầng cao cho ánh sáng mặt trời xuyên qua thì D lớn hơn so với trời không mây; nhưng khi xuất hiện các loại mây thấp dày đặc không cho tia sáng đi qua thì D giảm rõ rệt (mây này chỉ hấp thụ chứ ít làm khuếch tán bức xạ); hoặc khi trên bầu trời lượng mây lên tới cấp 8, 9 song đĩa mặt trời không bị che khuất thì tán xạ có giá trị lớn nhất. Tóm lại: Bức xạ khuếch tán cũng phụ thuộc chặt chẽ vào thời điểm trong ngày, trong năm, trong mùa và phụ thuộc vào vĩ độ địa phương, vào trạng thái vật lý của khí quyển. Bức xạ khuếch tán đóng một vai trò rất lớn trong nguồn năng lượng bức xạ đi đến bề mặt trái đất: trong một ngày trước khi mặt trời mọc và sau khi mặt trời lặn; trong một năm đặc biệt là mùa đông với những ngày nhiều mây thì bức xạ khuếch tán đóng vai trò rất quan trọng. c) Bức xạ tổng cộng

(2-22)

Stc = S’ + D Stc = S sin hO + D

(2-23)

Q = ΣS’ +ΣD

Q = Q0 . f(n)

Q và Q0 là tổng xạ khi trời có mây và không có mây; f(n): hàm biểu thị

- Giới thiệu chung: Bức xạ tổng cộng bao gồm bức xạ trực tiếp và bức xạ khuếch tán. Hay nói một cách khác thì: Bức xạ mặt trời kể cả trực xạ và tán xạ đi đến thuộc bề mặt nằm ngang gọi là bức xạ tổng cộng. Để đặc trưng cho bức xạ tổng cộng người ta dùng cường độ bức xạ tổng cộng Stc: Như vậy: Cường độ bức xạ tổng cộng là năng lượng bức xạ mặt trời đi đến một đơn vị diện tích là 1cm2 trên bề mặt nằm ngang trong một đơn vị thời gian là một phút. Ngoài ra, để đặc trưng cho năng lượng bức xạ tổng cộng đến trên bề mặt trái đất trong một thời gian nào đó người ta dùng tổng lượng bức xạ mặt trời Q. Bức xạ tổng cộng cũng phụ thuộc vào độ cao mặt trời, độ trong suốt khí quyển, ngày và mùa trong năm, vĩ độ địa phương. Trong đó: Tỷ lệ bức xạ trực tiếp và bức xạ khuếch tán cũng thay đổi trong một phạm vi rộng. Ví dụ: Sáng sớm và chiều tối bức xạ khuếch tán đóng vai trò chủ yếu. Khi mặt trời lên cao dần thì bức xạ trực tiếp tăng nhanh hơn khuếch tán, khoảng gần giữa trưa thì xấp xỉ như nhau, sau đó S’ và D giảm dần, S’ giảm nhanh hơn. Trường hợp trời trong bức xạ khuếch tán và trực xạ gần bằng nhau. Sự phụ thuộc này càng thể hiện rõ rệt khi ta xét đến sự biến thiên của bức xạ tổng cộng. - Biến thiên của bức xạ tổng cộng theo thời gian: Với điều kiện trời quang mây: Sự biến thiên của bức xạ tổng cộng khá đơn giản. Biến trình ngày có cực đại vào những giờ giữa trưa khi hO lớn nhất và cực tiểu quan trắc vào sáng sớm hoặc buổi chiều tối. Biến trình năm có cực đại vào các tháng mùa hè và cực tiểu vào các tháng mùa đông (ở Việt Nam cực đại vào tháng VII cực tiểu vào tháng II). Thực tế, do ảnh hưởng của độ trong suốt khí quyển mà dạng biến trình trên có thay đổi đi. Ví dụ: dạng biến trình ngày của bức xạ tổng cộng nhiều khi lại có dạng kép với 2 cực đại vào lúc 10 giờ và 15 - 16 giờ (khi đối lưu chưa mạnh và khi đối lưu đã giảm đi làm cho Qmax) và cực tiểu phụ vào khoảng 13 giờ (khi đối lưu mạnh làm cho Qmin). Với điều kiện trời có mây: Mây ảnh hưởng rất phức tạp đến bức xạ tổng cộng. Tổng xạ có thể tăng khi bầu trời có vài áng mây lơ lửng, nhất là lúc đó đĩa mặt trời lại không bị che, tổng lượng bức xạ Q có thể lớn hơn khi trời không mây. Tổng xạ có thể giảm khi bầu trời bị che phủ hoàn toàn bởi mây tầng thấp dày đặc. ảnh hưởng của mây cũng được biểu diễn bằng công thức tổng quát sau: Trong đó: ảnh hưởng của mây. Nhìn chung, diễn biến của tổng xạ và lượng mây là ngược nhau. - Biến đổi của bức xạ tổng cộng theo không gian:

A = 14% A = 26% A = 28-38% A = 29% A = 10 -18%

t đen khô t mục Cát sa mạc Cỏ Rừng

Đấ Đấ

A = 8 -10%

Với bức xạ khuếch tán: Với bức xạ trực tiếp :

(2-24)

Spx = (SsinhO + D) . A

Spx, S, D là cường độ phản xạ, cường độ trực xạ, cường độ tán xạ.

(2-24’)

Wpx = A . Q

Về cường độ bức xạ tổng cộng: Vì phụ thuộc váo S’ nên: Theo vĩ độ, càng lên vĩ độ cao cường độ bức xạ tổng cộng càng giảm. Theo chiều thẳng đứng, càng lên cao cường độ bức xạ tổng cộng càng tăng. Về tổng lượng bức xạ tổng cộng: ở vùng vĩ độ thấp lớn và phân bố đồng đều hơn, ở vĩ độ cao nhỏ và phân bố ít đồng đều hơn. Về trị số tổng xạ về mùa đông nhỏ, mùa hè lớn. Về trung bình mà xét thì sự phân bố tổng xạ trên trái đất theo dạng đới gần như song song với vòng vĩ tuyến. d) Bức xạ phản xạ và bức xạ hấp thụ Như chúng ta đã biết, bức xạ tổng cộng đi đến bề mặt trái đất, ngoài phần năng lượng bị mặt đất hấp thụ, còn một phần bị mặt đất phản xạ trở lại. Phần năng lượng bức xạ mặt trời bị mặt đất phản xạ trở lại gọi là bức xạ phản xạ hay gọi tắt là phản xạ. Phần năng lượng bức xạ mặt trời được mặt đất hấp thụ gọi là bức xạ hấp thụ. - Bức xạ phản xạ - Albêđô Bức xạ phản xạ phụ thuộc vào tình hình chiếu nắng, vào đặc điểm và tính chất mặt phản xạ như màu sắc, hình dạng... của bề mặt. Để đặc trưng cho mức độ phản xạ người ta dùng tỷ số Albêđô gọi tắt là Albêđô, ký hiệu là A (%). Albêđô của một bề mặt là tỷ số giữa năng lượng bức xạ phản xạ từ bề mặt đó với năng lượng bức xạ toàn bộ chiếu tới bề mặt đó. * Với mặt đất, trị số Albêđô (A) của một số loại đất như sau: * Với nước, trị số Albêđô nhỏ hơn nhiều vì phần nhiều tia bức xạ bị nước hấp thụ, đặc biệt nước càng bẩn, đục, trị số A càng tăng: A = f(hO) Dùng trị số A, có thể tính được cường độ bức xạ phản xạ: Trong đó: Trong công thức (2-24), đối với từng loại bề mặt ta biết được A và dễ dàng tính được cường độ bức xạ phản xạ nếu biết được cường độ bức xạ tổng cộng và tính được phần năng lượng bị bề mặt phản xạ Wpx khi biết tổng xạ Q trên mặt đó: - Bức xạ hấp thụ Khi biết được trị số A của một mặt và cường độ bức xạ tổng cộng, ta có thể tính được cường độ bức xạ hấp thụ Sht như sau:

(2-25)

Sht = (SsinhO + D) − (SsinhO + D) . A Sht = (SsinhO + D) − (1 − A)

(2-25’)

Wht = Q (1 − A)

Hoặc cũng có thể tính được tổng lượng của bức xạ hấp thụ Wht, khi biết tổng lượng bức xạ Q: Chính phần năng lượng bức xạ hấp thụ Wht này là phần năng lượng có ích dùng để cung cấp nhiệt năng làm tăng nhiệt độ của mặt đất và từ đó xảy ra sự trao đổi nhiệt với các vật xung quanh.

2.2.2 Bức xạ mặt đất và bức xạ khí quyển

Mặt đất và khí quyển đều có trạng thái nhiệt nhất định (nhiệt độ trung bình của mặt đất khoảng 288oK, ngay cả trên tầng bình lưu khí quyển nhiệt độ cũng khoảng 220oK) nên chúng đều phát ra bức xạ nhiệt. Bức xạ do bề mặt trái đất phát ra được gọi là bức xạ mặt đất (Eđ); bức xạ do khí quyển phát ra được gọi là bức xạ khí quyển (Ekq). Theo định luật Vin thì bức xạ của chúng tập trung hầu hết vào khoảng bước sóng thuộc bức xạ sóng dài. Vì vậy bức xạ mặt đất và bức xạ khí quyển thuộc loại bức xạ sóng dài. Mặt khác, mặt đất và khí quyển đều không phải là vật đen tuyệt đối nên khi áp dụng các định luật về bức xạ nhiệt ta phải nhân thêm một hệ số hiệu chính.

1) Bức xạ mặt đất

(2-26)

Sự phát xạ của bề mặt đất xảy ra suốt ngày đêm, đặc biệt về ban đêm mặt đất hoàn toàn phát xạ nên người ta còn gọi bức xạ mặt đất là phát xạ ban đêm. Vì mặt đất không phải là vật đen tuyệt đối nên khi áp dụng định luật Stêphan - Bolxman thì năng lượng bức xạ mặt đất được tính theo công thức: Eđ = δ.σ.

Đấ

Trị số δ đối với một số bề mặt trên trái đất như sau:

t đen Cát Sỏi Cỏ Nước

δ δ

δ = 87% = 89% δ = 91% = 84% δ = 96,5%

Trong đó: δ: hằng số hiệu chính thay đổi đối với từng vật thể trên trái đất. δ chính là trị số trung bình của khả năng hấp thụ của vật thể, 0 < δ < 0. Nó nói lên rằng: bức xạ của mặt đất nhỏ hơn khả năng bức xạ của vật đen tuyệt đối. σ: khả năng phát xạ hoàn toàn của vật đen tuyệt đối khi ở 1oC, σ = 8,26.10-11 cal/cm2ph độ. Để đặc trưng cho bức xạ mặt đất người ta dùng cường độ bức xạ mặt đất. Cường độ bức xạ mặt đất cũng phụ thuộc vào nhiệt độ của mặt đất. Sự phát ra bức xạ làm cho nhiệt độ của mặt đất giảm đi và bức xạ mặt đất phát vào khí quyển thì bị khí quyển hấp thụ một phần khá lớn, nếu không nói là hầu như là hoàn toàn. Chính phần năng lượng bức xạ mặt đất được khí quyển hấp thụ này làm sưởi ấm không khí.

Tuy vậy, bức xạ mặt đất chủ yếu là bức xạ hồng ngoại; quang phổ của nó bao gồm độ dài sóng từ 3μ đến 80μ. Trong khí quyển có hơi nước, CO2, O3, N2... và mỗi nhân tố lại hấp thụ các tia bức xạ có bước sóng khác nhau và cho đi qua những tia bức xạ có bước sóng khác nhau. Ví dụ: hơi nước hấp thụ mạnh các tia bức xạ hồng ngoại của bức xạ mặt đất nhưng lại trong suốt đối với các tia bức xạ có khoảng bước sóng từ 8,5μ đến 12μ; khoảng này người ta gọi là “cửa sổ khí quyển” đối với hơi nước.

2) Bức xạ khí quyển (hay bức xạ nghịch)

(2-27)

Khi hấp thụ được một phần năng lượng rất nhỏ từ bức xạ mặt trời và một phần năng lượng lớn từ bức xạ mặt đất thì khí quyển cũng phát ra bức xạ. Do bức xạ khí quyển ngược chiều với bức xạ mặt đất nên người ta còn gọi bức xạ khí quyển là bức xạ nghịch. Vì khí quyển không phải là vật đen tuyệt đối nên khi áp dụng định luật Stêphan - Bolxman ta phải nhân với một hệ số a nào đó đặc trưng cho sự thua kém của bức xạ khí quyển so với bức xạ của vật đen tuyệt đối. Năng lượng bức xạ khí quyển được tính theo công thức:

Ekq = a.σ.

kqT

Thực ra, bức xạ khí quyển phát ra mọi phía: một phần nhỏ năng lượng bức xạ của lớp dưới khí quyển đi lên phía trên, bị lớp khí quyển phía trên hấp thụ và đến lượt mình lớp khí quyển phía trên lại phát ra bức xạ... Kết quả là khi lan đến lớp trên cùng của khí quyển thì bức xạ khí quyển cũng mất đi một phần rất nhỏ vào không gian vũ trụ; còn phần lớn năng lượng khí quyển phát ra lại hướng về trái đất và phần bức xạ nghịch này được mặt đất hấp thụ tới 90%, do đó có thể nói mặt đất được khí quyển giữ nhiệt nhất là khi mặt đất hoàn toàn phát xạ về ban đêm.

3) Bức xạ hiệu dụng

(2-28)

Như đã nêu ở trên, cùng một lúc mặt đất phát ra bức xạ mặt đất Eđ và lại nhận từ khí quyển bức xạ nghịch Ekq. Người ta gọi hiệu số giữa năng lượng bức xạ mặt đất Eđ và năng lượng mà mặt đất nhận được của bức xạ khí quyển δ.Ekq là bức xạ hiệu dụng hay bức xạ hữu hiệu, ký hiệu là E0. E0 = Eđ − δ.Ekq Trong đó: δ là khả năng hấp thụ trung bình của mặt đất đã nêu ở trên. Thay Eđ bằng công thức (2-26) và Ekq bằng công thức (2-27), ta có:

E0 = σ ( δ.

kqT )

dT − a.

Cộng, trừ thêm một lượng δ.σ.

kqT , ta có:

E0 = δ.σ.

dT −

kqT (1 − a) + δ.σ (

kqT )

[Với: (x4 − a4) = (x − a).(x3 + ax2 + a2x2 + a3) ; Khi x ≈ a thì có thể xem: (x4 − a4) = Δx . 4x3 ] Do vậy:

E0 = δ.σ.

kqT ΔT)

Nếu lấy gần đúng thì:

kqT (1 − a) + 4δ.σ kqT (1 − a)

E0 = δ.σ. Trong đó: a được xác định như sau:

a = A1 − B.e-Ce

Thay vào:

E0 = δ.σ.

kqT (1 − A1 + B.e-Ce)

Hoặc:

(2-28’)

E0 = δ.σ.

kqT (A + B.e-Ce)

Như vậy, với điều kiện trời không mây bức xạ hiệu dụng được tính theo công thức (2-28’); còn khi bầu trời có mây bức xạ hữu hiệu được tính theo công thức: 4 (2-28’’)

E0 = δ.σ.

kqT (A +B.e-Ce). (1 − cn)

e: sức trương hơi nước; c: hệ số phụ thuộc lượng mây; n: lượng mây

- Bức xạ hữu hiệu phụ thuộc vào lượng mây: nhiều mây thì E0 nhỏ, ít mây thì

- Ngoài ra, bức xạ hữu hiệu còn phụ thuộc vào nhiệt độ, đặc biệt là sự chênh

Tđ = Tkq: Tđ > Tkq: Tđ < Tkq:

E0 = 0 E0 > 0 E0 < 0

Trong đó: A, B, C: các hằng số thực nghiệm; Công thức tính bức xạ hữu hiệu (2-28’) và (2-28’’) cho ta biết rằng: - Bức xạ hữu hiệu tỷ lệ nghịch với sức trương hơi nước. Có nghĩa là nếu hơi nước nhiều thì E0 nhỏ, ngược lại nếu hơi nước ít thì E0 lớn. Vì vậy trời âm u đỡ lạnh hơn trời hanh, ban đêm rét hơn ban ngày. E0 lớn. lệch nhiệt độ giữa mặt đất và khí quyển: Tóm lại, tuỳ tình hình cụ thể của trạng thái khí quyển và mặt đất mà bức xạ hữu hiệu sẽ biến đổi theo thời gian sẽ khác nhau. Theo tính toán thì cường độ bức xạ hữu hiệu trung bình chừng 0,1 đến 0,2 cal/cm2ph.

2.2.3 Cân bằng bức xạ

Cân bằng bức xạ (hay còn gọi là cán cân bức xạ) của mỗi vật thể là hiệu số giữa phần năng lượng thu vào và phần năng lượng mất đi bằng con đường bức xạ. Như vậy, cân bằng bức xạ là một phương trình và các thành phần của nó đóng vai trò rất to lớn trong chế độ nhiệt của trái đất. 1) Cân bằng bức xạ của mặt đất

- Định nghĩa: Cân bằng bức xạ của mặt đất là hiệu số giữa năng lượng mà mặt đất hấp thụ được và năng lượng mà mặt đất mất đi bằng con đường bức xạ, ký hiệu là Rđ. - Công thức tính Rđ: Tính Rđ tức là tính hiệu số phần năng lượng mà mặt đất hấp thụ và mất đi bằng con đường bức xạ. Phần năng lượng bức xạ mà mặt đất hấp thụ được bao gồm: hấp thụ năng lượng tổng xạ Q(1 − A); hấp thụ năng lượng bức xạ nghịch δ Ekq. Phần năng lượng bức xạ mà mặt đất mất đi là năng lượng bức xạ mặt đất Eđ. Do đó cân bằng bức xạ bề mặt được tính theo công thức:

(2-29)

Rđ = Q(1 − A) + δ Ekq − Eđ Rđ = Q(1 − A) − E0

+ Rđ phụ thuộc vào tính chất và đặc điểm của mặt đệm: ở cùng vĩ độ, Rđ trên

Công thức (2-29) là phương trình cán cân bức xạ của mặt đất, trong đó: phần thu chính là năng lượng mà mặt đất hấp thụ được và phần chi là bức xạ hữu hiệu. - Cán cân bức xạ của mặt đất có thể dương; bằng 0 hoặc âm. Dễ dàng nhận thấy rằng: + Rđ phụ thuộc vào thời gian chiếu nắng, độ cao mặt trời hO, các điều kiện thời tiết và ngày mùa trong năm. + Rđ phụ thuộc vào vĩ độ: ở vĩ độ càng thấp thì trị số của cân bằng dương càng lớn và trị số của cân bằng âm càng nhỏ; ở vĩ độ càng cao thì trị số của cân bằng dương càng nhỏ và trị số của cân bằng âm càng lớn. đại dương lớn hơn Rđ trên đất liền. - Sự biến đổi của Rđ theo thời gian: Trong một ngày: Rđ > 0 (gọi là cân bằng dương) vào các giờ ban ngày và cực đại vào khoảng từ 10 đến 12 giờ trưa; Rđ = 0 vào lúc trước khi mặt trời mọc và sau khi mặt trời lặn khoảng chừng 1 giờ và Rđ < 0 vào các giờ ban đêm (gọi là cân bằng âm). Trong một năm: Cực đại của Rđ quan sát vào mùa hè (tháng 6 - 7), cực tiểu quan sát vào mùa đông (tháng 1, 2, 3). Vào mùa hè đa số Rđ > 0, còn vào mùa đông đa số Rđ < 0. Nói chung, tính trung bình nhiều năm, trên toàn bề mặt trái đất cán cân bức xạ Rđ đều dương, chỉ trừ có khu vực cực đới nơi bề mặt đóng băng vĩnh viễn Rđ mới âm. Trị số Rđ trung bình đạt từ 70 đến 80 kcal/cm2năm, trong đó: ở vùng vĩ độ nhiệt đới: từ 80 đến 100 kcal/cm2năm, ở vùng vĩ độ cao: từ 40 đến 50 kcal/cm2năm.

2) Cân bằng bức xạ của khí quyển

Rkq = (Q.k + a.Eđ) − (δ Ekq − E∞) Rkq = Q.k + a.Eđ − δ Ekq + E∞

- Định nghĩa: Cân bằng bức xạ của khí quyển là hiệu số giữa năng lượng mà khí quyển hấp thụ được và năng lượng mà khí quyển mất đi bằng con đường bức xạ, ký hiệu là Rkq. - Công thức tính Rkq: Để tính Rkq ta tính từng thành phần năng lượng mà khí quyển hấp thụ được và mất đi bằng con đường bức xạ. Phần năng lượng bức xạ mà khí quyển hấp thụ được bao gồm: hấp thụ năng lượng bức xạ mặt trời: Q. k (k: hệ số hấp thụ bức xạ mặt trời của khí quyển); hấp thụ năng lượng bức xạ mặt đất a Eđ. Phần năng lượng bức xạ mà khí quyển mất đi bao gồm: bức xạ mà mặt đất hấp thụ được δ Ekq, bức xạ đi vào không gian vũ trụ E∞. Do đó cân bằng bức xạ khí quyển được tính theo công thức: Nếu gọi p là hàm số cho xuyên thông bức xạ sóng dài (p < 1) thì: a.Eđ = Eđ − p. Eđ Vậy:

Rkq = Q.k + Eđ − p. Eđ − δ Ekq + E∞

Rkq = Q.k + (Eđ − δ Ekq) − (p. Eđ + E∞)

(2-30)

Rkq = Q.k + E0 − E’∞

Hay: Trong đó: E’∞ là phần bức xạ đi vào không gian vũ trụ. Công thức (2-30) là phương trình cán cân bức xạ của khí quyển, trong đó: phần thu chính là tổng năng lượng mà khí quyển hấp thụ được của tổng xạ tại biên giới trên của khí quyển và bức xạ hữu hiệu, phần chi là bức xạ sóng dài đi vào không gian vũ trụ. Trên toàn cầu, tính trung bình nhiều năm cán cân bức xạ Rkq luôn luôn âm vì phần chi lớn hơn phần thu, và như vậy nếu chỉ có con đường bức xạ thì nhiệt độ không khí sẽ giảm đi liên tục! Song thực tế nhiệt độ không khí không giảm đi mãi là nhờ sự trao đổi nhiệt giữa mặt đất và khí quyển bằng các con đường phi bức xạ mà chúng ta sẽ đề cập ở Đ2.3.

3) Cân bằng bức xạ của hệ thống trái đất - khí quyển

Q . k + Q(1 − A) = Q (1 − A )

A là Albêđô của hành tinh, theo tính toán A = 37%; Q là tổng lượng bức xạ tại biên giới trên của khí quyển.

R = Q (1 − A ) − E’∞

R < 0

- Định nghĩa: Cân bằng bức xạ của hệ thống trái đất - khí quyển hay còn gọi là cân bằng bức xạ của hành tinh R . Vì hành tinh của chúng ta bao gồm trái đất và khí quyển bao bọc nó, do đó khi viết phương trình cân bằng bức xạ của hành tinh, chúng ta chỉ việc kết hợp phương trình cân bằng bức xạ của mặt đất (2-29) và phương trình cân bằng bức xạ của khí quyển (2-30). - Công thức tính R : Phần thu trong phương trình cân bằng bao gồm: hấp thụ năng lượng bức xạ mặt trời của khí quyển: Q. k (k: hệ số hấp thụ bức xạ mặt trời của khí quyển), hấp thụ bức xạ mặt trời của mặt đất Q(1 − A). Tổng năng lượng mà hành tinh thu được là: Trong đó: Phần chi trong phương trình cân bằng là năng lượng đi vào không gian vũ trụ của cả hành tinh: E’∞. Do đó phương trình cán cân bức xạ của hành tinh có dạng: (2-31) Công thức (2-31) là phương trình cán cân bức xạ của hành tinh chúng ta, trong đó: Phần thu trong phương trình cân bằng chính là tổng năng lượng mà hệ thống trái đất khí quyển hấp thụ được của bức xạ mặt trời, phần chi chính là năng lượng bức xạ sóng dài mà hệ thống trái đất khí quyển mất đi vào không gian vũ trụ. - Sự biến đổi của R : Nếu tính trung bình cả năm thì cán cân bức xạ của hành tinh R = 0, tức là nhiệt độ của hành tinh chúng ta không thay đổi. Song ở từng nơi, từng mùa thì R có thay đổi và từ đó dẫn đến các hiện tượng nội tại, các quá trình khí quyển phát sinh. R phụ thuộc vào vĩ độ, theo tính toán cho thấy: Từ: ϕ = 0 ÷ 30o R > 0. = 30 ÷ 90o ϕ

2.3 Chế độ nhiệt của đất, nước và không khí

2.3.1 Sự nóng lên và lạnh đi của các vùng đất, nước và không khí Bề mặt trái đất bao gồm các vùng đất, nước trực tiếp nhận nhiệt của bức xạ mặt

trời và phát xạ dưới dạng bức xạ sóng dài gọi là “mặt hoạt động”.

Về ban ngày, đặc biệt là mùa hè: mặt hoạt động hấp thụ năng lượng bức xạ mặt trời, nóng lên rất nhiều và lượng nhiệt này truyền sâu vào các lớp bên dưới và lớp không khí tiếp giáp - Đó là quá trình nóng lên.

Về ban đêm, đặc biệt là mùa đông (có thể cả ban ngày) mặt hoạt động bị nguội lạnh vì phát xạ hữu hiệu mạnh. Sự nguội lạnh này lan truyền xuống các lớp bên dưới và lớp không khí tiếp giáp - Đó là quá trình lạnh đi.

Như vậy, ta có thể nói rằng: đất, nước và không khí nóng lên nhiều nhất vào thời kỳ chiếm ưu thế của nhật chiếu và lạnh đi nhiều nhất vào thời kỳ chiếm ưu thế của phát xạ.

* Tuy nhiên, do tính chất nhiệt của đất, nước và không khí khác nhau nên sự nóng

lên và lạnh đi của các loại đất và nước cũng khác nhau. Cụ thể:

- Khác nhau về nhiệt dung thể tích Cv (nhiệt lượng cần thiết để làm cho 1 cm3 vật

chất nóng lên (lạnh đi) thêm 1oC): = 0,4 ÷ 0,6 cal/cm3độ = 1 cal/cm3độ

Cvđất Cvnước Cvkhông khí = 0,0003 cal/cm3độ. Vậy: + Cvnước > Cvđất: do đó nước nóng lên và lạnh đi chậm hơn so với đất. + Cvđất ẩm > Cvđất khô: do đó đất ẩm nóng lên và lạnh đi chậm hơn đất khô. - Khác nhau về hệ số dẫn nhiệt λ (lượng nhiệt đi qua một diện tích 1 cm2 với độ dày là 1 cm trong thời gian là 1 phút khi chênh lệch nhiệt độ ở trước sau, trên dưới là 1oC - Nó biểu thị mức độ dẫn nhiệt của vật chất):

= (1 ÷ 6).10-3 cal/cmsđộ λđất = 13.10-3 cal/cmsđộ λnước λkhông khí = 5 .10-3 cal/cmsđộ Vậy: + λnước > λđất: do đó bề mặt nước sẽ nóng lên và lạnh đi chậm hơn nhiều so với bề

mặt đất.

+ λđất ẩm > λđất khô: do đó bề mặt đất ẩm sẽ nóng lên và lạnh đi chậm hơn

nhiều so với bề mặt đất đất khô.

- Khác nhau về hệ số truyền nhiệt độ hay độ truyền nhiệt độ a (a biểu thị sự truyền

(cm2/s) nên:

nhiệt độ trong lòng vật chất). Vì: a =

λ Cv

+ anước < ađất: do đó trong quá trình nóng lên và lạnh đi nước thay đổi nhiệt độ

theo độ sâu và theo thời gian không lớn bằng đất.

+ ađất ẩm < ađất khô: do đó trong quá trình nóng lên và lạnh đi đất ẩm thay đổi

nhiệt độ theo độ sâu và theo thời gian không lớn bằng đất khô.

- Khác với đất, nước có tính trong suốt nên bức xạ mặt trời xâm nhập xuống khá sâu: nước trong suốt với tia tử ngoại, tia màu tím, xanh thẫm, xanh da trời, xanh lá cây. Nước lại hấp thụ các tia bức xạ sóng dài, tia màu vàng và đặc biệt là tia hồng ngoại; sự

hấp thụ này sẽ tăng lên rất nhiều nếu nước bị vẩn đục hoặc tia bức xạ mặt trời chiếu xiên.

- Khác hẳn với đất, nước có tính linh động. Đây là đặc tính cơ bản nhất của nước khác với đất. Do đặc tính này nên nước có sự chuyển động loạn lưu (đối lưu động lực) nên trong quá trình nóng lên và lạnh đi của nước sự truyền nhiệt xuống các lớp phía sâu bên dưới chủ yếu bằng con đường loạn lưu, còn của đất bằng con đường dẫn nhiệt phân tử là chủ yếu. Quá trình truyền nhiệt bằng phương thức đối lưu động lực nhanh hơn rất nhiều so với phương thức dẫn nhiệt bằng phân tử. Do vậy, nước truyền nhiệt nhanh chóng hơn, diễn biến nhiệt độ của vùng nước điều hoà hơn so với vùng đất.

2.3.2 Quá trình truyền nhiệt vào trong lòng đất, nước và không khí 1) Quá trình truyền nhiệt vào trong lòng đất, nước

Để nghiên cứu sự truyền nhiệt trong lòng đất nước, ta chọn một trong hai đối tượng đất hoặc nước (ở đây ta chọn môi trường đất), từ đó lấy kết quả ứng dụng cho đối tượng kia.

Chọn trường hợp truyền nhiệt vào trong lòng đất. Trong vùng đất đã chọn, tách ra một cột đất có tiết diện 1 cm2. (hình 2-9).

Q1 z1 z2 z

Hình 2-9

Giả thiết rằng các lớp đất có tính đồng nhất, nhiệt lượng chỉ có truyền theo phương thẳng đứng mà không có sự truyền nhiệt theo phương ngang. Quy ước: trục z hướng từ trên xuống dưới và sự phân bố nhiệt độ trong cột đó giảm theo độ sâu. Với quy ước như vậy, trường hợp này tương ứng với thời kỳ chiếm ưu thế của nhật chiếu và dòng nhiệt từ lớp trên xuống lớp sâu hơn:

ở độ sâu z1 có một thông lượng nhiệt Q1 đi tới. ở độ sâu z2 có một thông lượng nhiệt Q2 đi tới.

dz (

là

Nếu biết nhiệt độ ở độ sâu z1 là T thì ở độ sâu z2 nhiệt độ là: T +

T z

∂ ∂

građiăng trung bình của nhiệt độ theo chiều thẳng đứng).

Vì các lớp đất chỉ đồng nhất theo chiều ngang, chứ không đồng nhất theo chiều

ở các độ sâu khác nhau thì khác nhau. Do đó:

thẳng đứng nên

T z

∂ ∂

Q1 = - λ

Q2 = - λ

∂ ∂

T zz

dz) do đó:

Mà tại z2 nhiệt độ là (T +

( T +

dz)

Q2 = - λ

Q2 = - λ (

z)dz

T z

∂ z∂ ∂ ∂

1z T ∂ z ∂ T ∂ z ∂ 2 T ∂ 2 ∂

+ λ

Q2 = - (λ

T 2

z)dz

∂ ∂

T zz

Nếu lấy q = Q1 - Q2 thì đấy chính là lượng nhiệt đã mất vào trong lớp đất dz khi đi

từ z1 đến z2. Ta có:

+ λ

q = Q1 - Q2 = - λ

T 2

∂ ∂

T 1zz

q = λ

T 2

∂ ∂

(*)

Một cách tổng quát:

q = λ

T 2

∂ ∂

Phần nhiệt này dùng để thay đổi nhiệt độ đất có chiều dày dz. Gọi độ thay đổi

nhiệt độ này là ΔT thì nhiệt lượng q sẽ tính theo công thức sau: dz ΔT

q = C ρ

Trong đó: C là nhiệt dung riêng (tỷ nhiệt) của đất; ρ là tỷ trọng của đất.

Hay:

q = Cv dz ΔT

Nếu tính sự thay đổi nhiệt độ trong một đơn vị thời gian thì nhiệt lượng q sẽ là:

q = Cv dz

(**)

T ∂ t ∂

Nên Cv

Cv dz

= λ

T 2

T ∂ t ∂

T 2 z

∂ ∂

mà

= a

λ Cv

T ∂ t ∂ λ Cv

Kết hợp (*) và (**), ta có: ∂ z ∂ T ∂ t ∂

T 2 z

∂ ∂

Do đó ta nhận được:

= a

(2-35)

T ∂ t ∂

T 2 z

∂ ∂

Trong đó: a là hệ số truyền nhiệt độ (bằng con đường phân tử). Công thức (2-35) là phương trình truyền nhiệt vào trong lòng đất được áp dụng

rộng rãi trong khí tượng học để xác định nhiệt độ của đất phân bố theo độ sâu.

Trong phương trình (2-35), a là hệ số truyền nhiệt độ chủ yếu bằng con đường phân tử. Để có thể áp dụng phương trình (2-35) cho quá trình truyền nhiệt vào trong lòng nước chúng ta có thể sử dụng hệ số truyền nhiệt độ bằng con đường loạn lưu. Như vậy phương trình truyền nhiệt vào trong lòng nước cũng có dạng:

(2-35’)

= a

T ∂ t ∂

T 2 z

∂ ∂

Trong đó: a là hệ số truyền nhiệt độ (bằng con đường loạn lưu). Giải phương trình (2-35) ta thu được quy luật dao động của nhiệt độ trong lòng

đất, nước. Phương trình được giải bằng phương pháp chuỗi Fourier với:

- Điều kiện ban đầu:

T(z, 0) = T0

- Điều kiện biên:

Tại z = 0

T(0, t) = T0 + A0sin

2π P

Tại z = ∞ Az → 0:

T(z, t) = Tz

Nghiệm của phương trình có dạng:

−

π aP

)

−

sin

(2-36)

T(z, t) = T0 + A0

z 2

2 π P

P a π

⎡ ⎢ ⎣

⎤ ⎥ ⎦

Trong đó:

T0 và T(0, t): nhiệt độ trung bình ngày (năm) ở mặt đất và tại thời điểm

nào đó trên mặt đất;

A0: biên độ dao động của nhiệt độ ngày (năm) trên mặt đất; P: chu kỳ dao động (chu kỳ ngày hoặc năm).

Như vậy: Tại z = 0 và tại z bất kỳ, dao động nhiệt độ đều có dạng hình sin và theo

−

π Pa

và pha dao động chậm đi một

độ sâu thì biên độ dao động giảm đi một lượng là

so với mặt đất.

lượng là

z 2

P a π

Từ nhận xét trên đây, ta có thể rút ra quy luật dao động nhiệt độ truyền bá trong

lòng đất, nước như sau:

(1) Nhiệt độ ở tất cả các độ sâu trong lòng đất, nước đều có chu kỳ dao động như

nhau (bằng chu kỳ ở trên mặt đất: P)

(2) Biên độ dao động nhiệt độ giảm dần theo độ sâu

−

π aP

Az = A0

−

π aP

được gọi là độ tắt dao động.

Với: Theo tính toán lý thuyết thì Az = 0 khi z → ∞. Nhưng trong thực tế khi A0 = 1.000 Az thì có thể xem như Az = 0. Các lớp nằm phía dưới mực có Az = 0 này được gọi là lớp có nhiệt độ bất biến.

(3) Pha dao động nhiệt độ chậm dần theo độ sâu Pha dao động nhiệt độ sẽ chậm hơn so với pha dao động ở bề mặt là τ:

(z) =

z 2

P a π

Như vậy, nhiệt độ cực đại Tmax và cực tiểu Tmin ở hai độ sâu khác nhau z1, z2 (z1 >

z2) không phải xuất hiện cùng một lúc mà tại z1 sẽ xuất hiện trước tại z2.

Như vậy sự chậm pha này tỷ lệ thuận với độ sâu. Qua tính toán thấy rằng: trong biến trình ngày cứ sâu thêm 10 cm thì sự chậm pha này là 2 đến 3 giờ, trong biến trình năm cứ sâu thêm 1 m thì sự chậm pha này là 20 đến 30 ngày.

(4) Sự phụ thuộc giữa độ sâu tồn tại dao động và chu kỳ dao động Ta xét sự phụ thuộc giữa độ sâu tồn tại dao động với chu kỳ ngày Png và độ sâu

tồn tại dao động với chu kỳ năm Pnăm:

Gọi zng là độ sâu tồn tại dao động với chu kỳ ngày và znăm là độ sâu tồn tại dao động với chu kỳ năm. Dựa vào độ tắt dao động, như trên đã nêu, nếu cùng giảm đi

1.000 lần biên độ dao động của chúng đều bằng 0, do đó tại đó độ tắt dao động như nhau:

−

ngz

namz

π ngP

π namP

Lập tỷ số:

1 19

365

nam

Như vậy: Nếu như trong chu kỳ dao động 1 ngày đêm độ sâu tại đó còn tồn tại dao động nhiệt độ người ta tính được là 1 m thì trong chu kỳ dao động 1 năm độ sâu tồn tại dao động nhiệt độ sẽ là 19 m, hay độ sâu hàng năm nhiệt độ bất biến lớn hơn 19 lần độ sâu hàng ngày nhiệt độ bất biến.

(5) Độ sâu tại đó không tồn tại dao động nhiệt độ phụ thuộc vào tính chất vật lý

của môi trường (lấy vùng đất và vùng nước để minh hoạ)

Nếu ta gọi lần lượt zđ và zn là độ sâu nhỏ nhất tại đó không tồn tại dao động nhiệt

độ trong vùng đất và vùng nước, thì:

z d −

π Pd

Độ tắt dao động trong đất:

z −

n a

π n

Độ tắt dao động trong nước: Dựa vào độ tắt dao động, như trên đã nêu, nếu cùng giảm đi 1.000 lần biên độ dao

z −

z d −

n a

động của chúng đều bằng 0, do đó tại đó độ tắt dao động như nhau: π Pd

π n

Do đó:

z z

Với: ađ = 0,01 ; an = 5 , ta có:

01,0

z z

1 22

d = n

Vậy: Nếu như ở trong đất độ sâu tại đó không tồn tại dao động nhiệt độ là 1 m thì

ở trong nước độ sâu tại đó không tồn tại dao động nhiệt độ phải là 22 m. 2) Các phương thức trao đổi nhiệt giữa mặt đất và khí quyển: Sự trao đổi nhiệt giữa bề mặt và không khí nêu trên diễn ra rất phức tạp và bằng

nhiều phương thức khác nhau. Sau đây là các phương thức chủ yếu:

(1) Phương thức dẫn nhiệt phân tử: Phương thức dẫn nhiệt phân tử thực chất là sự trao đổi động năng giữa các phân tử. Thông lượng nhiệt trong quá trình truyền nhiệt theo phương thức này được biểu thị như sau:

Q1 = − λ

dT dz

Trong đó: Q1: thông lượng truyền nhiệt phân tử

λ: hệ số dẫn nhiệt ≈ 0,00005

: građiăng nhiệt độ thẳng đứng.

dT dz

Bằng phương thức này, chỉ có một lớp không khí rất mỏng sát mặt đất được

nóng lên và lạnh đi mà thôi, do đó nó đóng vai trò vô cùng nhỏ. (2) Phương thức bức xạ:

Mặt đất nhận năng lượng bức xạ mặt trời, sau đó lại phát ra bức xạ sóng dài vào các lớp không khí sát mặt đất. Các lớp không khí sát mặt đất hấp thụ năng lượng bức xạ sóng dài nóng lên và lại phát ra bức xạ sóng dài vào các lớp lân cận, các lớp lân cận bên trên nó lại nóng lên... Cứ tiếp diễn như vậy nên nhiệt được truyền từ lớp dưới lên lớp trên. Phương thức truyền nhiệt như vậy được gọi là phương thức truyền nhiệt bằng con đường bức xạ. Thông lượng nhiệt trong quá trình truyền nhiệt theo phương thức này được biểu thị như sau:

Q2 = − i

dT dz

Q2: thông lượng truyền nhiệt bằng bức xạ; i = 0,2 hệ số dẫn nhiệt bức xạ của không khí.

Trong đó: Do đó, trong thời kỳ nóng lên của bề mặt đất thì dòng nhiệt hướng từ bề mặt lên không khí; ngược lại trong thời kỳ lạnh đi của bề mặt đất thì dòng nhiệt hướng từ không khí xuống bề mặt.

Vì không khí dẫn nhiệt kém nên Q2 nhỏ.

(3) Phương thức đối lưu nhiệt:

Đối lưu nhiệt là hiện tượng mà lớp không khí gần mặt đất nóng lên một cách mãnh liệt làm cho không khí chuyển động thẳng đứng với tốc độ khá lớn. Do đó nhiệt lượng nhanh chóng truyền từ lớp dưới lên lớp trên của khí quyển. Nguyên nhân của đối lưu nhiệt là: do địa hình bề mặt không đồng nhất dẫn đến điều kiện bức xạ khác nhau và sự nóng lên của bề mặt cũng khác nhau; do đó không khí nóng lên không đều và sự chênh lệch về nhiệt độ giữa không khí sát mặt và các lớp trên lớn mà sinh ra. Đối lưu nhiệt là một nhân tố quan trọng truyền nhiệt từ bề mặt vào không khí. Nó có thể là sự chuyển động vô trật tự, là dòng, những thể tích không khí riêng biệt, những xoáy... chuyển động từ dưới lên trên. Đối lưu nhiệt thường xảy ra vào ban ngày trên các lục địa, về ban đêm trên biển, vịnh và đại dương.

Nếu ta gọi Q3 là dòng nhiệt đối lưu khi không khí chuyển động qua 1 đơn vị diện

tích trong 1 đơn vị thời gian sẽ được biểu thị:

Q3 = Cp ρ v T Cp: nhiệt dung đẳng áp;

ρ : mật độ không khí; v : vận tốc dòng đối lưu; T : nhiệt độ không khí.

Trong đó: (4) Phương thức loạn lưu:

Loạn lưu, đó là sự chuyển động hỗn loạn của từng phần không khí nhỏ riêng biệt trong dòng không khí lớn. Nguyên nhân loạn lưu là do không khí có tính linh động lớn nên khi chuyển động không khí ma sát với mặt đất làm xuất hiện các xoáy có kích thước

khác nhau; do đó các phân tử khí dưới thấp có thể bốc lên cao và các phân tử khí trên cao có thể sẽ hạ xuống thấp; đồng thời xoáy còn di động theo phương nằm ngang, nên trong dòng không khí lớn xuất hiện loạn lưu. Do quá trình loạn lưu mà có sự xáo trộn không khí và diễn ra sự trao đổi nhiệt cả theo phương thẳng đứng lẫn phương nằm ngang.

Gọi Q4 là dòng nhiệt truyền bằng loạn lưu, một cách tổng quát:

Q4 = − Cp ρ k

dT dn

Trong đó: k là hệ số truyền nhiệt loạn lưu. Sự trao đổi nhiệt bằng phương thức này xảy ra cả ngày lẫn đêm: ban ngày mạnh mẽ hơn ban đêm. Có thể nhận thấy: sự trao đổi nhiệt bằng phương thức đối lưu nhiệt và loạn lưu chính là nhờ bản thân không khí mang đi, nên người ta còn gọi chúng là phương thức giao lưu nhiệt. Đây là phương thức trao đổi nhiệt rất mạnh.

Một cách tổng quát có thể biểu thị dòng nhiệt truyền bằng phương thức giao lưu

nhiệt Q3,4 như sau:

Q3,4 = − A.C

dT dz

Trong đó:

A gọi là hệ số giao lưu nhiệt; C là tỷ nhiệt của không khí.

Qua tính toán, Q3,4 lớn hơn Q1 là 500.000 lần, Q3,4 lớn hơn Q2 là 125 lần.

(5) Phương thức tiềm nhiệt bốc hơi:

Hơi nước từ bề mặt bốc hơi vào trong khí quyển, tại đó quá trình ngưng kết của chúng tỏa nhiệt, cứ 1 gam hơi nước khi ngưng kết tỏa ra 597 calo. Do đó đây cũng là một phương thức truyền nhiệt từ bề mặt vào khí quyển quan trọng. (6) Phương thức truyền nhiệt theo phương ngang:

Trong khí quyển có những dòng không khí chuyển động theo phương nằm ngang, đó là quá trình bình lưu. Không khí nóng tràn đến bề mặt đệm lạnh gọi là bình lưu nóng; không khí lạnh tràn đến bề mặt đệm nóng gọi là bình lưu lạnh. Hiển nhiên rằng bình lưu cũng đóng vai trò nhất định trong vấn đề trao đổi nhiệt của không khí.

Như vậy, dưới tác động của bức xạ mặt trời, chế độ nhiệt của khí quyển được

quyết định bởi chế độ nhiệt của bề mặt đệm.

∑S’+∑D

3) Phương trình cân bằng nhiệt bề mặt đệm: Để có thể minh hoạ quá trình nóng lên và nguội đi của bề mặt hoạt động và các quá trình trao đổi nhiệt giữa bề mặt đất, nước với không khí ta dùng phương trình cân bằng nhiệt. Phương trình cân bằng nhiệt của bề mặt biểu thị quá trình xuất, nhập nhiệt của nó và còn gọi là cán cân nhiệt của bề mặt. Cán cân nhiệt của bề mặt đệm là hiệu số giữa phần nhiệt lượng nhập vào và phần nhiệt lượng xuất khỏi bề mặt hoạt động. V LW

Hình 2-11

Hình 2-10 - Vào ban ngày (hình 2-10):

P = B + F0

+ Phần nhiệt nhập tại bề mặt là: (∑S’ + ∑D) (tổng xạ) + Phần nhiệt xuất khỏi bề mặt bao gồm:

(phản xạ) (bức xạ hữu hiệu) (cho bốc hơi) (cho loạn lưu) (cho các lớp dưới sâu hơn). Trong đó: Với: F0 là thành phần trao đổi nhiệt theo phương ngang;

B là hàm lượng nhiệt thay đổi bên trong lòng đất, nước trong một thời gian nhất định.

R E0 LW V P

Nếu ký hiệu cán cân nhiệt của bề mặt về ban ngày là Qng, từ quá trình xuất, nhập

nhiệt ta viết được phương trình cân bằng sau:

(2-32)

Qng = (∑S’ + ∑D) − R − E0 − LW − V − P

(do ngưng kết) (do loạn lưu sinh) (từ các lớp dưới sâu hơn lên)

LW V P

- Vào ban đêm (hình 2-11): + Phần nhiệt nhập tại bề mặt bao gồm: + Phần nhiệt xuất khỏi bề mặt là: E0 (bức xạ hữu hiệu) Nếu ký hiệu cán cân nhiệt của bề mặt về ban đêm là Qđ, từ quá trình xuất, nhập

nhiệt ta viết được phương trình cân bằng sau:

(2-33)

Qđ = LW + V + P – E0

Từ phương trình (2-32) và (2-33), ta viết được phương trình cân bằng nhiệt của bề

mặt cho một ngày đêm như sau:

(2-34)

Qday = (∑S’ + ∑D) ± LW ± V ± P − R − E0

Phương trình (2-34) biểu thị lượng nhiệt thực tế nhận được hay mất đi trong một đơn vị thời gian của lớp trên mặt trái đất. Từ phương trình (2-34) ta rút ra một số nhận xét sau:

- Tính chất, màu sắc của bề mặt đất cũng như quá trình vận động của nước và

không khí xác định trạng thái cân bằng nhiệt của bề mặt đất.

- Trong các thành phần của phương trình cân bằng nhiệt thì thành phần nhiệt của bức xạ mặt trời và bức xạ hữu hiệu đóng vai trò quyết định trong sự nóng lên và lạnh đi của các vùng đất nước.

- Các thành phần bức xạ đã đo được trực tiếp ở mạng lưới các trạm khí tượng; còn các thành phần khác trong phương trình cân bằng được tính toán bằng nhiều phương pháp khác nhau từ các tài liệu quan trắc về nhiệt độ, độ ẩm, gió...

2.3.3 Sự diễn biến nhiệt độ của bề mặt và không khí theo thời gian và không

gian

1) Biến trình ngày và năm của nhiệt độ bề mặt đất:

a) Dạng biến trình:

Do quá trình nóng lên và nguội đi của bề mặt đất nên nhiệt độ mặt đất luôn biến đổi theo thời gian. Sự biến thiên của nhiệt độ trong một ngày gọi là biến trình ngày của nhiệt độ, hiệu số giữa Tmax và Tmin trong ngày được gọi là biên độ ngày của nhiệt độ. Sự biến thiên của nhiệt độ trong một năm gọi là biến trình năm của nhiệt độ, hiệu số giữa T tháng max và T tháng min trong năm được gọi là biên độ năm của nhiệt độ.

Biến trình ngày và năm của nhiệt độ bề mặt các vùng đất, nước có dạng như nhau

song có sự khác nhau về thời gian xuất hiện các cực trị và độ lớn biên độ:

- Trong biến trình ngày: Tmax của mặt đất xảy ra khoảng 13 giờ, Tmin xảy ra khoảng 4 giờ; còn Tmax của mặt nước xảy ra khoảng 15 - 16 giờ, Tmin xảy ra khoảng 6 - 7 giờ (chậm hơn từ 2 đến 3 giờ).

- Trong biến trình năm: ở Bắc bán cầu: Tmax của mặt đất rơi vào tháng VI - VII, Tmin xuất hiện vào tháng I - II; còn Tmax của mặt nước rơi vào tháng VIII - IX, Tmin xuất hiện vào tháng III - IV (chậm hơn khoảng 2 tháng).

- Biên độ của biến trình nhiệt độ của vùng nước nhỏ hơn ở vùng đất

b) Các nhân tố ảnh hưởng:

- Biến trình ngày của nhiệt độ bề mặt phụ thuộc vào nhiều yếu tố: + Phụ thuộc vào tiết mùa trong năm: Tại một địa điểm, biên độ ngày của nhiệt độ vào mùa hè lớn hơn vào mùa đông. Vùng vĩ độ thấp biên độ ngày của nhiệt độ lớn hơn ở vùng vĩ độ cao; vùng cận nhiệt biên độ ngày của nhiệt độ lớn nhất.

+ Phụ thuộc vào điều kiện thời tiết trong ngày: Những ngày thời tiết tốt (nhất là những ngày quang mây, nhiều ánh sáng) biên độ ngày của nhiệt độ lớn hơn trong những ngày thời tiết xấu (u ám, mây mưa, bão...).

+ Phụ thuộc vào tính chất nhiệt của bề mặt đất: Tính chất nhiệt của các vùng đất, nước biểu thị ở tính phản xạ, nhiệt dung và độ truyền nhiệt độ. Cụ thể: Khả năng phản xạ càng lớn thì nhiệt độ cực đại càng thấp, do đó biên độ ngày của nhiệt độ càng nhỏ, và ngược lại. Nhiệt dung càng lớn thì bề mặt ban ngày nóng lên càng ít và ban đêm nguội đi càng ít, do đó biên độ ngày của nhiệt độ càng nhỏ, và ngược lại. Độ truyền nhiệt độ càng lớn thì bề mặt ban ngày nóng lên càng ít và ban đêm nguội đi càng ít, do đó biên độ ngày của nhiệt độ càng nhỏ, và ngược lại. Như vậy, dễ dàng nhận thấy: biên độ ngày của nhiệt độ bề mặt vùng nước nhỏ hơn ở vùng đất và ở vùng đất ẩm nhỏ hơn ở vùng đất khô.

+ Phụ thuộc vào địa hình và tình trạng lớp phủ: Do hướng của các sườn dốc khác nhau nên sự phân bố nhiệt độ ở các nơi đó khác nhau: nhiệt độ cực đại thường xuất hiện ở sườn phía Nam nhưng hơi lệch về phía Tây; nhiệt độ cực tiểu thường xuất hiện ở sườn phía Bắc nhưng hơi lệch về phía Đông; biến trình ngày cũng khác nhau và biên độ ngày của nhiệt độ ở sườn Nam Tây Nam đạt giá trị lớn nhất và ở sườn Bắc Đông Bắc đạt giá trị nhỏ nhất.

Lớp phủ thiên nhiên là nhân tố điều hoà nhiệt độ bề mặt đất rất tốt: ban ngày (mùa hè) nó ngăn cản bức xạ mặt trời làm mặt đất nóng lên ít, còn ban đêm (mùa đông) nó làm giảm khả năng phát xạ của bề mặt đất làm mặt đất cũng lạnh đi ít. Do đó biên độ ngày của nhiệt độ bề mặt có lớp phủ nhỏ hơn rất nhiều bề mặt không có lớp phủ.

+ Biên độ ngày của nhiệt độ bề mặt nước trên đại dương tăng dần từ cực về xích đạo: ở vùng vĩ độ cao A = 0,1o ; ở vĩ vùng độ trung bình A = 0,4o và ở vĩ độ thấp A = 0,5o.

- Biến trình năm: Biến trình năm của nhiệt độ bề mặt cũng phụ thuộc vào các nhân tố như tính chất nhiệt của bề mặt, địa hình và đặc biệt là lớp phủ thiên nhiên trên bề mặt.

Biên độ của biến trình năm ở các vùng nước nhỏ hơn các vùng đất; ở các vùng

ven biển, hải đảo nhỏ hơn trên lục địa, ở vĩ độ thấp nhỏ hơn ở các vĩ độ cao.

Trên biển biên độ năm của nhiệt độ bề mặt A tăng dần từ xích đạo về cực: ở xích

đạo: A = 2,3o ; ở vĩ độ 20o: A = 3,6o ; ở vĩ độ 40o: A = 7,5o. 2) Phân bố nhiệt độ theo độ sâu của các lớp sát mặt: - Trong thời gian chiếm ưu thế của nhật chiếu, lớp đất trên bề mặt bị đốt nóng và nhiệt độ truyền sâu xuống. Một phần nhiệt lượng bị đất hấp thụ làm nóng lớp đất, một phần nhiệt lượng truyền cho các lớp sâu hơn. Do đó nhiệt độ của tầng đất giảm dần theo độ sâu. Sự phân bố này quan sát thấy vào ban ngày trong biến trình ngày và vào mùa hè trong biến trình năm. Đối với vùng đất trơ trụi điều này thể hiện rất rõ. Trường

> 0.

hợp này:

dT dz

Ngược lại, trong thời gian chiếm ưu thế của phát xạ, lớp đất trên bề mặt bị lạnh đi nhiều; nhiệt lượng từ phía dưới truyền lên phía trên. Một phần nhiệt lượng bị đất hấp thụ, một phần nhiệt lượng truyền cho các lớp bên trên nữa. Do đó nhiệt độ của tầng đất tăng dần theo độ sâu. Sự phân bố này quan sát thấy vào ban đêm trong biến trình ngày

và vào mùa đông trong biến trình năm. Trường hợp này:

< 0.

dT dz

Những điều này thể hiện trên hệ thống các đường đẳng trị của nhiệt độ đất (hình

2-12).

Độ sâu ↓ 10

18 20 14 18 20 22 26 22 16 24 18 3

VIII

X XII

tháng

Hình 2-12

Hình 2-12 cho thấy: càng xuống sâu thì đường đẳng nhiệt càng thưa dần, chứng tỏ

rằng: càng xuống sâu sự biến thiên của nhiệt độ theo độ sâu càng giảm dần.

- Thời kỳ giao thời giữa mùa hè và mùa đông là mùa xuân và mùa thu. Sự phân bố

nhiệt độ theo độ sâu có dạng sau:

+ Mùa xuân: lớp có nhiệt độ thấp nhất nằm ở giữa, phía trên và phía dưới có

nhiệt độ cao hơn.

+ Mùa thu: lớp có nhiệt độ cao nhất nằm ở giữa, phía trên và phía dưới có

nhiệt độ thấp hơn.

Hình 2-13 là sơ đồ các dòng nhiệt trong đất ở các lớp sát mặt trong năm. Q

Q’ Q

Q’ Q Mùa xuân

Mùa hè

Mùa thu

Mùa đông

Hình 2-13

Các nhân tố chủ yếu ảnh hưởng đến sự phân bố nhiệt độ đất theo độ sâu: + Lớp phủ thiên nhiên: cùng một độ sâu ở vùng đất có lớp phủ nhiệt độ thấp hơn so với vùng đất trơ trụi (vào mùa hè và ban ngày còn ban đêm và mùa đông thì ngược lại).

+ Điều kiện thời tiết: chẳng hạn mây, mưa điều hoà nhiệt độ đất làm cho sự biến

đổi nhiệt độ theo độ sâu không lớn lắm...

2.3.4 Sự biến đổi của nhiệt độ không khí theo thời gian và không gian 1) Biến trình ngày và năm của nhiệt độ không khí

a) Biến trình ngày:

Nếu xét ở độ cao 2 m (độ cao đo đạc các yếu tố khí tượng) thì biến trình ngày của nhiệt độ không khí có một cực đại vào khoảng 14 - 15 giờ và một cực tiểu xuất hiện trước lúc mặt trời mọc.

Biến trình ngày của nhiệt độ không khí phụ thuộc vào các nhân tố sau: - Phụ thuộc vào vĩ độ địa lý ϕ: Biến thiên của nhiệt độ trong ngày theo vĩ độ phụ thuộc vào sự biến thiên của độ cao mặt trời lúc giữa trưa: khi vĩ độ tăng thì độ cao mặt trời giảm dần và biên độ nhiệt cũng giảm dần. Ví dụ: ở vùng nhiệt đới biên độ biến trình ngày của nhiệt độ trung bình là 12oC, ôn đới là 8oC đến 9oC, cực là 3oC đến 4oC. - Phụ thuộc vào mùa trong năm: Biên độ ngày của nhiệt độ không khí về mùa đông lớn hơn vào mùa hè. Điều này thể hiện rõ nhất ở vùng ôn đới và các vùng nằm

sâu trong lục địa; các vùng nhiệt đới, các vùng ven biển, hải đảo sự thay đổi của biên độ ngày ít hơn.

- Phụ thuộc vào địa hình bề mặt: Địa hình của bề mặt đất cũng ảnh hưởng lớn đến chế độ nhiệt của không khí. Chẳng hạn: ở sườn đón gió biên độ nhiệt nhỏ hơn ở sườn khuất gió; so với mặt phẳng thì: địa hình lồi làm giảm biên độ nhiệt hàng ngày; còn địa hình lõm làm tăng biên độ nhiệt hàng ngày. Sở dĩ như vậy là vì: ở sườn đón gió, ở những địa hình lồi, ban ngày luôn có lớp không khí mới chưa được sấy nóng tới làm cho nhiệt độ không khí ở đó tăng lên ít; còn ban đêm không khí lạnh ở trên sườn dốc cao chảy xuống phía dưới và không khí nóng ở trên sườn bổ sung xuống làm nhiệt độ không khí ở đó giảm đi ít - biên độ ngày của nhiệt độ nhỏ. Ngược lại ở sườn khuất gió, ở những địa hình lõm, ban ngày không khí tiếp xúc với bề mặt được giữ lại, được đốt nóng và nhiệt độ tăng lên nhiều; còn ban đêm không khí lạnh nặng hơn trườn xuống dốc và phát xạ của mặt đất mạnh làm cho nhiệt độ không khí giảm đi nhiều - biên độ ngày của nhiệt độ lớn.

- Phụ thuộc vào đặc tính của bề mặt đệm: Đặc tính bề mặt đệm khác nhau thì sự biến thiên nhiệt độ ngày cũng khác nhau: Biên độ nhiệt độ ngày ở vùng trên biển, đại dương, hồ lớn nhỏ hơn ở trong đất liền. Biên độ nhiệt độ ngày ở vùng đất cát lớn hơn vùng đất sét; vùng đất thẫm đã canh tác lớn hơn vùng đất sáng màu chưa canh tác; vùng có lớp phủ lớn hơn vùng đất trơ trụi...

- Phụ thuộc vào điều kiện thời tiết: Điều kiện thời tiết ảnh hưởng lớn tới biến trình ngày của nhiệt độ: Ngày nhiều mây biên độ ngày của nhiệt độ nhỏ hơn ngày ít mây; khi mây thấp chiếm ưu thế biên độ ngày của nhiệt độ nhỏ hơn khi mây cao chiếm ưu thế. Ngày có độ ẩm lớn, biên độ ngày của nhiệt độ nhỏ hơn ngày khô ráo. Ngày có gió lớn, biên độ ngày của nhiệt độ nhỏ hơn ngày lặng gió... b) Biến trình năm:

ở độ cao 2 m, biến trình năm của nhiệt độ không khí có dạng như sau: - Dạng xích đạo: Biến trình kép, có 2 cực đại và 2 cực tiểu: Cực đại xuất hiện sau ngày phân (ứng với độ cao mặt trời lớn nhất); cực tiểu xuất hiện sau ngày chí (ứng với độ cao mặt trời nhỏ nhất). Biên độ biến trình nhỏ nhất so với các đới trên địa cầu (sự biến thiên của độ cao mặt trời nhỏ): A = 1oC (trên biển), A = 5oC đến 10oC (trên lục địa).

- Dạng nhiệt đới: Biến trình đơn, có 1 cực đại và 1 cực tiểu: Cực đại xuất hiện sau ngày hạ chí; cực tiểu xuất hiện sau ngày đông chí. Biên độ biến trình khoảng 5oC (trên biển) và 10oC đến 20oC (trên lục địa).

- Dạng ôn đới: Biến trình đơn, có 1 cực đại và 1 cực tiểu: Cực đại xuất hiện vào khoảng tháng VIII (trên biển) hoặc tháng VII (trên lục địa); cực tiểu xuất hiện vào khoảng tháng II (trên biển) hoặc tháng I (trên lục địa). Biên độ biến trình khoảng 10oC trên biển, còn trên lục địa thì lớn hơn nhiều (ví dụ: tại trung tâm lục địa châu á ở Iacútscơ A = 62,5oC).

- Dạng cực đới: Biến trình đơn, có nét đặc biệt: Do đặc trưng của vùng cực đới là mùa đông kéo dài, mùa hè mát và ngắn; nên cực đại của biến trình năm tương đối thấp và xảy ra vào khoảng tháng VII (trên lục địa) và tháng VIII (trên biển), còn cực tiểu lại

rất sâu và xảy ra vào khoảng tháng I (trên lục địa) và tháng II (trên biển). Biên độ năm của nhiệt độ cũng khá lớn, trung bình khoảng 25o, có nơi lên tới 60o (ví dụ: ở Véckhôianscơ A = 65oC).

Biến trình năm của nhiệt độ không khí có dạng của sự diễn biến bức xạ mặt trời và phát xạ mặt đất. Do đó, nó cũng thay đổi theo vĩ độ, địa hình, mặt đệm... trong đó: ảnh hưởng của vĩ độ địa lý là lớn nhất; biên độ năm của nhiệt độ lớn nhất ở vùng cực và nhỏ nhất ở vùng xích đạo.

2) Biến đổi nhiệt độ không khí theo độ cao:

a) Građiăng nhiệt độ thẳng đứng:

Do sự truyền nhiệt giữa bề mặt đất và không khí nên nhiệt độ không khí có sự biến thiên theo độ cao. Để đặc trưng cho sự biến đổi này người ta dùng građiăng nhiệt độ thẳng đứng.

Građiăng nhiệt độ thẳng đứng là trị số biến thiên của nhiệt độ không khí trên một

γ = −

= −

T z

T 2 z

T 1 z

đơn vị độ cao là 100 m. Ký hiệu là γ. T ∂ z ∂

Δ Δ

− −

T1, T2: nhiệt độ không khí ở độ cao z1, z2; Dấu (−) biểu thị sự giảm nhiệt độ theo độ cao trong tầng đối lưu.

Trong đó: γ > 0: nhiệt độ giảm theo độ cao; γ < 0: nhiệt độ tăng theo độ cao và lớp khí quyển đó gọi là lớp nghịch nhiệt; γ = 0: nhiệt độ không đổi theo độ cao và l ớp khí quyển đó gọi là lớp đẳng nhiệt.

γ đặc trưng cho sự phân bố nhiệt độ không khí theo chiều thẳng đứng trong khí quyển tĩnh (građiăng hình học); γ thuộc các khối khí khác nhau thì khác nhau. Tính trung bình trong tầng đối lưu γ = 0,6oC/100m, song ở các lớp không khí sát mặt đất thì γ lớn hơn nhiều. b) Đường cong phân tầng nhiệt độ:

Từ định nghĩa γ, có thể tính được sự biến thiên của nhiệt độ theo độ cao: z

(*)

T2 = T1 − γ

z 2 − 100 Nếu ở mặt đất: z1 = 0 có nhiệt độ T0 thì:

T = T0 − γ

(*’) z 100

Dựa vào (*’) ta có thể xây dựng được đường phân bố nhiệt độ theo độ cao ứng với các γ khác nhau, gọi là đường cong phân tầng của nhiệt độ không khí (trong điều kiện tĩnh), hay còn gọi là đường tầng kết.

Dạng của đường tầng kết là một đường gẫy khúc bao gồm nhiều đoạn (mỗi đoạn ứng với một giá tri γ khác nhau); song thực ra, do không khí là một môi trường liên tục nên đường cong phân tầng của nhiệt độ uốn khúc một cách tương đối đều đặn.

3) Hiện tượng nghịch nhiệt trong khí quyển: Hiện tượng nghịch nhiệt là hiện tượng mà nhiệt độ không khí tăng theo

Lớp nghịch nhiệt độ cao, tức là γ < 0.

Hình 2-14 biểu thị sơ đồ của hiện

tượng nghịch nhiệt trong tầng đối lưu.

Hình 2-14

a) Nghịch nhiệt bức xạ: Sự hình thành nghịch nhiệt bức xạ có liên quan đến sự lạnh đi của bề mặt do bức xạ hữu hiệu: khi bức xạ hữu hiệu khá lớn, bề mặt đất bị mất nhiệt dữ dội làm cho lớp không khí sát bề mặt lạnh đi, trong khi đó các lớp không khí trên cao ảnh hưởng bề mặt ít hơn lạnh đi chậm hơn; kết quả là nhiệt độ không khí ở trên cao cao hơn nhiệt độ không khí ở dưới thấp và hình thành nghịch nhiệt. Nghịch nhiệt bức xạ được chia làm 2 loại: nghịch nhiệt ban đêm và nghịch nhiệt mùa đông. Nghịch nhiệt ban đêm, xảy ra vào ban đêm khi trời quang đãng, gió nhẹ với độ cao khoảng 200 đến 300 m. Nghịch nhiệt mùa đông, xảy ra vào mùa đông khi nhiệt độ không khí hàng ngày luôn giảm đi; độ cao có thể đạt tới 1,5 km.

Trong khí quyển có thể hình thành và tồn tại những loại nghịch nhiệt sau đây:

Ngoài ra, địa hình cũng thúc đẩy nghịch nhiệt bức xạ phát triển nhất là địa hình

lõm. b) Nghịch nhiệt địa hình:

Nghịch nhiệt địa hình hình thành khi ban đêm không khí lạnh từ sườn dốc tràn xuống dưới thung lũng, làm cho không khí đáy thung lũng lạnh hơn không khí phía trên thung lũng tạo thành nghịch nhiệt. Nếu ở thung lũng đã sẵn có nghịch nhiệt bức xạ thì nghịch nhiệt địa hình thúc đẩy làm tăng độ dày của nghịch nhiệt lên rõ rệt. c) Nghịch nhiệt bình lưu nóng:

Nghịch nhiệt bình lưu nóng hình thành trên bề mặt đệm lạnh khi có không khí nóng tràn tới; cũng có thể nó được hình thành trên bề mặt đệm tương đối nóng khi có không khí nóng hơn nó tràn tới. ở vùng ôn đới và cực đới còn có nghịch nhiệt tuyết hay nghịch nhiệt mùa xuân hình thành do không khí nóng hơn mặt tuyết chuyển động trên mặt tuyết phủ hoặc tuyết tan. d) Nghịch nhiệt loạn lưu:

Nghịch nhiệt loạn lưu hay còn gọi là nghịch nhiệt ma sát, hình thành khi không khí chuyển động trên bề mặt, do ma sát mà không khí sinh ra sự xáo trộn loạn lưu. Trong sự xáo trộn này, có những thành phần không khí đi lên và đi xuống; chính thành phần không khí đi xuống nóng lên mà tạo thành nghịch nhiệt. Nghịch nhiệt loạn lưu chỉ hình thành khi građiăng nhiệt độ thẳng đứng của không khí rất nhỏ và thường là lớp nghịch nhiệt không dày trong lớp khí quyển có ma sát. e) Nghịch nhiệt động lực:

Nghịch nhiệt động lực thường hình thành do nguyên nhân động lực. Nghịch nhiệt động lực thường xuất hiện trong khí quyển tự do do tốc độ chuyển động ngang của các lớp không khí không đều nhau. Trong khí quyển tự do, có thể xảy ra trường hợp một lớp không khí ở giữa chuyển động với vận tốc lớn hơn ở lớp trên và

dưới nó, dẫn tới ở lớp giữa sẽ thiếu hụt không khí và không khí sẽ được bổ sung từ trên xuống và từ dưới lên, từ đó tạo ra nghịch nhiệt f) Nghịch nhiệt front:

Nghịch nhiệt front được hình thành trong vùng front, nơi tiếp xúc giữa không khí nóng và lạnh: không khí lạnh ở dưới, không khí nóng ở trên. Nghịch nhiệt front có thể dày tới hàng trăm mét, song cũng có khi vùng front chỉ hình thành lớp đẳng nhiệt hoặc lớp có građăng nhiệt độ thẳng đứng rất nhỏ. g) Nghịch nhiệt nén:

Nghịch nhiệt nén hay còn gọi là nghịch nhiệt lắng. Nó thường được hình thành trong vùng xoáy nghịch (khu vực áp cao). Tại đây, tồn tại dòng không khí từ trên cao giáng xuống. Quá trình giáng này làm cho bản thân không khí nóng lên một cách đoạn nhiệt; đến một lúc nào đó nóng hơn không khí bên dưới nó thì tạo thành nghịch nhiệt. Như vậy, sự hình thành nghịch nhiệt nén phụ thuộc vào chế độ nhiệt trong xoáy nghịch. Có thể xác định được cao độ và độ dày của nghịch nhiệt nén nếu ta biết sự phân bố nhiệt độ không khí theo chiều thẳng đứng.

CÂU HỎI CUỐI CHƯƠNG II

1) Thành phần chớnh của khụng khớ trong khớ quyển và vai trũ của chỳng đối

với bức xạ mặt trời trờn đường đi tới bề mặt trỏi đất ?

2) Những luận cứ nào chứng tỏ rằng khớ quyển của Trỏi đất là khụng đồng nhất

3) Xỏc định cỏc tham số trong định luật Bughờ và mối quan hệ giữa chỳng ? 4) Trỡnh bày cỏc điểm cơ bản về việc hỡnh thành cỏc dũng bức xạ trong khớ

quyển. Phõn loại chỳng theo quan điểm khoa học bức xạ ?

5) Tớnh trung bỡnh trờn toàn trỏi đất cỏn cõn bức xạ bề mặt trỏi đất Rđ > 0 ; Rkq

< 0. Cú phải vỡ thế mà nhiệt độ bề mặt trỏi đất tăng lờn liờn tục khụng, vỡ sao ?

6) Trong thiờn nhiờn, đối với cỏc vựng nước thỡ quỏ trỡnh núng lờn và quỏ trỡnh lạnh đi quỏ trỡnh nào diễn ra nhanh hơn, vỡ sao ? Cũng hỏi như vậy đối với cỏc vựng đất ?

7) Căn cứ vào đõu để nghiờn cứu cỏc quy luật dao động nhiệt độ truyền bỏ trong

lũng đất, nước ?

8) Cỏc dạng biểu thị sự biến đổi theo thời gian của cỏc yếu tố khớ tượng, cho vớ

dụ ?

CHƯƠNG III CƠ SỞ NHIỆT ĐỘNG LỰC HỌC KHÍ QUYỂN 3.1 Cơ sở nhiệt lực học khí quyển

dQ = du + APdV

(3-1)

3.1.1 Các quá trình đoạn nhiệt của không khí 1) Giới thiệu chung Theo nguyên lý thứ nhất của nhiệt động học thì “năng lượng toàn phần của một cơ hệ bằng tổng công sinh ra và nhiệt lượng mà cơ hệ nhận được”, nên nếu có một lượng nhiệt dQ cung cho 1 gam không khí thì nó sẽ biến thành nội năng du và công dãn nở APdV: Trong khí tượng thì: dQ chính là biến thiên nhiệt lượng của khối không khí được

đất đốt nóng; du = Cv dT là nội năng của khối không khí; APdV là công dãn nở không khí; (A là đương lượng nhiệt của công; A = 0,24.10-7cal/ecg).

dQ = Cv dT + APdV (3-2)

d(PV = RT) ⇒ VdP + PdV = RdT ⇒ PdV = RdT − VdP

(3-3) (3-4) dQ = (Cv + AR)dT − AVdP dQ = (Cp)dT − AVdP

dQ = Cp.dT (*);

dQ = CvdT + ARdT = (Cv + AR)dT (**).

mặt Do đó: Do dV không đo được trực tiếp nên ta phải tìm một biểu thức trung gian: Từ phương trình trạng thái: PV = RT Lấy vi phân ta có: Thay vào (3-2) ta có: dQ = Cv dT + ARdT − AVdP Trong đó: Cp là nhiệt dung đẳng áp; Cp = 0,24 cal/gđộ ( Vì trong trường hợp đẳng áp: dP = 0 thì: Vi phân phương trình trạng thái: PdV = RdT, thay vào (3-2), ta có: So sánh (*) và (**) ta có: Cv + AR = Cp ).

RT P

Mà: V = . Do đó:

ART P

dP (3-5) dQ = CpdT −

Phương trình (3-5) là phương trình nhiệt lực học cơ bản hay dùng trong Khí tượng học vì nó có chứa áp suất P, nhiệt độ T là các đại lượng quan trắc được; A, R, Cp là các đại lượng đã biết.

Các phương trình từ (3-1) đến (3-4) đều là các dạng khác nhau của phương trình

nhiệt động học.

dQ Cp

ART P Cp

- Từ phương trình (3-5) có thể tính được dT: dT = + dP

Có nghĩa là sự thay đổi nhiệt độ của khối không khí không chỉ do dQ mà còn do dP nữa. Chẳng hạn: trong trường hợp dQ > 0 nếu dP > 0 thì nhiệt độ tăng, dP < 0 thì nhiệt độ giảm.

- Trường hợp đặc biệt: dQ = 0, ta có phương trình nhiệt lực học như sau:

dP P

Cp dT = ART (3-6)

Và sự biến thiên của nhiệt độ trong khối không khí chỉ phụ thuộc vào sự thay đổi

của áp suất khí quyển.

Trong khí tượng, người ta gọi quá trình ứng với dQ = 0 này là quá trình đoạn

nhiệt.

Thực ra, trong khí quyển không có quá trình đoạn nhiệt một cách hoàn toàn (nhất là trong lớp khí quyển sát đất nơi tiếp xúc với bề mặt đệm), song trong những trường hợp riêng biệt, sự trao đổi nhiệt bằng phương thức phân tử, phát xạ là khá nhỏ, thì ở một chừng mực nào đó có thể bỏ qua sự trao đổi nhiệt của khối không khí với môi trường xung quanh bằng các phương thức này và xem quá trình thăng giáng của không khí là quá trình đoạn nhiệt.

Trong quá trình thăng đoạn nhiệt thì nhiệt độ không khí giảm đi, trong quá trình giáng đoạn nhiệt thì nhiệt độ không khí tăng lên. Sở dĩ như vậy vì: không khí bốc lên cao thì dãn nở và tiêu tốn một công để làm dãn nở nó, công này lấy ở nội năng của không khí làm cho nhiệt độ khối không khí giảm đi. Ngược lại, không khí ở trên cao giáng xuống tới những lớp có áp suất lớn hơn nên bị nén lại do ngoại lực do đó làm tăng nội năng của không khí làm cho nhiệt độ khối không khí tăng lên.

- Các chuyển động thăng, giáng đoạn nhiệt: Các chuyển động thăng, giáng đoạn nhiệt có thể chia làm hai loại: chuyển động thăng, giáng động lực và chuyển động thăng, giáng nhiệt lực.

Chuyển động thăng, giáng động lực do nguyên nhân động lực gây nên mà nhân tố chủ yếu là sự hội tụ, phân kỳ trong chuyển động xoáy; là sự nâng lên hay lắng xuống khi không khí gặp và vượt qua chướng ngại vật.

Chuyển động thăng, giáng nhiệt lực do nguyên nhân nhiệt lực gây nên mà nhân tố chủ yếu là không khí ở tầng dưới bị đốt nóng, tầng trên còn nguội lạnh; là sự giải phóng tiềm nhiệt do ngưng kết của hơi nước... làm cho građiăng nhiệt độ không khí thẳng đứng tăng.

2) Quá trình đoạn nhiệt của không khí khô: Không khí khô là không khí không có hơi nước. Sau đây ta xây dựng phương

Tất nhiên, trong thực tế có thể có một quá trình thăng giáng đoạn nhiệt bao gồm cả hai nguyên nhân trên, trong đó khi thì nhiệt lực chiếm ưu thế, khi thì động lực chiếm ưu thế.

trình đoạn nhiệt của không khí khô:

a) Phương trình đoạn nhiệt của không khí khô - Công thức Poát xông: Xét một đơn vị khối lượng không khí khô có các đặc trưng là: nhiệt độ Ti, mật độ ρi và áp suất Pi được đặt trong môi trường xung quanh có các đặc trưng là: nhiệt độ Te, mật độ ρe và áp suất Pe tham gia quá trình thăng giáng đoạn nhiệt. Vì quá trình chuyển động xảy ra từ từ nên áp suất bên trong của khối không khí cân bằng với áp suất của môi trường xung quanh và bằng áp suất khí quyển (Pi = Pe= P).

Vì quá trình thăng giáng là quá trình đoạn nhiệt nên dQ = 0 và phương trình nhiệt lực

có dạng:

dP P

Cp dT = ART (3-6)

dP P

dT T

AR Cp

= (3-7) Hay:

Trong khối không khí đang tham gia quá trình thăng giáng đoạn nhiệt nêu trên, giả sử tại thời điểm ban đầu các đặc trưng trạng thái của khối không khí được xác định bởi nhiệt độ T0, áp suất P0; sau một thời gian tham gia quá trình thăng giáng đoạn nhiệt các đặc trưng trạng thái của khối không khí được xác định bởi nhiệt độ T, áp suất P.

Muốn xác định được trạng thái khối không khí trong cả quá trình đoạn nhiệt ta lấy

tích phân biểu thức (3-7): P

⇒ ln

AR Cp

dP P

AR Cp

dT T

T = 0T

P 0P

ln = ∫ P0

∫ T0

AR Cp

T = 0T

P 0P

⎛ ⎜⎜ ⎝

⎞ ⎟⎟ ⎠

(3-8) Rút ra:

Công thức (3-8) là công thức Poát xông hay còn gọi là phương trình đoạn nhiệt của không khí khô. Nó cho phép ta xác định được trạng thái của không khí khô trong quá trình thăng giáng đoạn nhiệt.

1 −

Cp Cv

Vì: Cp = Cv + AR ;

AR Cp

Cp − Cp

1 4,1 − 4,1

Cp Cv

= = = Nên: ≈ 0,288

AR Cp

288

≈ 0,288 nên công thức Poát xông có thể viết dưới dạng:

P 0P

T = 0T

⎛ ⎜⎜ ⎝

⎞ ⎟⎟ ⎠

(3-8')

Công thức Poát xông một lần nữa khẳng định mối liên hệ giữa sự thay đổi của

nhiệt độ T chỉ phụ thuộc vào áp suất khí quyển P trong quá trình đoạn nhiệt.

b) Građiăng đoạn nhiệt khô γk: Vấn đề đặt ra là tính toán sự thay đổi của nhiệt độ theo chiều cao trong quá trình đoạn nhiệt. Vẫn khối không khí được tách ra ấy đang tham giá quá trình thăng giáng đoạn nhiệt.

Dùng công thức Poát xông có thể tính được nhiệt độ không khí ở thời điểm cuối cùng khi biết nhiệt độ, áp suất ở thời điểm ban đầu và áp suất ở thời điểm cuối cùng của quá trình đoạn nhiệt.

áp dụng phương trình (3-6), ta có:

dP P

Cp dT = ART

Suy ra: dTi =

dTi = dz

ARTi Cp ARTi . Cp

dP P 1 P

dP dz

. Viết lại:

Với môi trường xung quanh: - Sử dụng quan hệ tĩnh học:

- Dùng phương trình trạng thái: ρe = dP = − ρegdz P eRT

P gdz eRT

Do đó: dP = −

Như vậy:

dTi = dz

Ag Cp

T i T e

. (3-9)

Phương trình (3-9) cho ta biết sự thay đổi nhiệt độ của không khí khô theo độ cao

trong quá trình thăng giáng đoạn nhiệt gọi là građiăng đoạn nhiệt khô γk.

Do nhiệt độ Ti của không khí khô chênh với nhiệt độ Te của môi trường xung

≈ 1. Do đó:

quanh ít, do đó có thể xem

Ag Cp

(3-9')

Ag Cp

T i T e dTi = − dz dTi nên: dz g = 9,81 m/s2 ; Cp = 0,24 cal/gđộ ; A = 24.10-5 cal/(m2/s2g)

Ta có: γk = γk = −

Trong hệ SI:

nên: γk = 0,99o/100m.

Trong khí tượng ta xem γk = 1o/100m. Như vậy, trong quá trình đoạn nhiệt khô, khối không khí cứ thăng lên 100 m thì nhiệt độ của không khí giảm xuống 1oC, cứ giáng xuống 100 m thì nhiệt độ của không khí tăng lên 1oC. Do đó, ta có thể tính được nhiệt độ của khối không khí khô tham gia quá trình thăng giáng đoạn nhiệt ở bất cứ độ cao nào theo biểu thức sau đây:

z 2 − 100

(3-10) T2 = T1 − γk

Trong đó: T1 và T2 là nhiệt độ cần phải tính của khối không khí khô tham gia quá

trình đoạn nhiệt ở độ cao z1 và z2 đã biết.

Nếu có số liệu đo đạc tại mặt đất: z1 = 0, T1 = T0 thì nhiệt độ của khối không khí

khô T tham gia quá trình thăng đoạn nhiệt ở độ cao z bất kỳ sẽ là:

z 100

(3-10’) T = T0 − γk

Đồ thị biểu diễn phương trình (3-

10) và (3-10') có dạng đường thẳng. z

γk 45o T

Đường thẳng này biểu diễn mối liên hệ giữa nhiệt độ của không khí khô khi tham gia quá trình đoạn nhiệt với độ cao và được gọi là đường đoạn nhiệt của không khí khô, còn gọi tắt là đường đoạn nhiệt khô.

Hình 3-1

Đường đoạn nhiệt khô nghiêng với trục hoành một góc 45o (hình 3-1).

Cũng cần lưu ý rằng: bản chất và ý nghĩa của đường đoạn nhiệt khô γk khác

đường tầng kết γ trong khí quyển tĩnh. Cụ thể:

- γk: Biểu diễn sự biến đổi nhiệt độ theo độ cao của không khí khi bản thân nó

tham gia quá trình thăng giáng đoạn nhiệt.

- γ : Sự phân bố nhiệt độ theo độ cao trong khí quyển tĩnh.

3) Quá trình đoạn nhiệt của không khí ẩm chưa bão hoà a) Phương trình đoạn nhiệt của không khí ẩm chưa bão hoà Không khí ẩm chưa bão hoà hơi nước bao gồm các phần tử không khí khô và hơi

nước.

Để xây dựng phương trình biến đổi đoạn nhiệt của không khí ẩm chưa bão hoà hơi nước ta viết các phương trình biến đổi đoạn nhiệt của các phần tử không khí khô và của các phần tử hơi nước, sau đó tổng hợp lại. Sau đây ta viết phương trình đoạn nhiệt cho 1 gam không khí ẩm chưa bão hoà hơi nước.

Tách một thể tích không khí ẩm chưa bão hoà với khối lượng là 1 gam có chứa q gam hơi nước và (1 - q) gam không khí khô. Gọi e là áp suất của hơi nước thì thành phần áp suất của không khí khô sẽ là (P - e).

Nếu có một lượng nhiệt dQ truyền vào thể tích không khí ẩm chưa bão hoà thì lượng nhiệt này có thể chia thành hai thành phần: một phần truyền cho (1 - q) gam không khí khô ký hiệu là dQ1, phần khác truyền cho q gam hơi nước ký hiệu là dQ2:

dQ = dQ1 + dQ2

áp dụng phương trình nhiệt lực học cơ bản ta có:

)eP( d − eP −

dQ1 = (1 − q) Cp dTi − (1 − q)ARTi

e d e

dQ2 = q Cpnước dTi − qARnướcTi

Trong đó: Cpnước và Rnước là nhiệt dung đẳng áp và hằng số hơi đối với hơi nước, Cpnước = 1,83 Cp và Rnước = 1,6 R

e P

Mặt khác: q = 0,622 (*)

Lấy lôgarít biểu thức (*), sau đó lấy vi phân ta được:

q d q

dP P

e d e

= −

Giả sử trong cả quá trình thăng giáng không có sự trao đổi về ẩm, tức là dq = 0, ta

có:

dP P

e d e

Và vì e << P nên:

)eP( d − eP −

dP P Trên cơ sở đó ta tính được: Do đó:

dQ = dQ1 + dQ2

dP P

(3-11) dQ = Cp (1 + 0,83q) dTi − ARTi (1 + 0,6q)

Công thức (3-11) là phương trình thứ nhất của nhiệt lực học viết cho một đơn vị

khối lượng không khí ẩm chưa baõ hoà hơi nước.

Ta đang xét quá trình đoạn nhiệt nên dQ = 0, do đó công thức (3-11) có dạng:

dP P

= 0 Cp (1 + 0,83q) dTi − ARTi (1 + 0,6q)

AR Cp

q6,01 + q83,01 +

dP P

dT i T i

= . . (3-12) Hay:

b) Građiăng đoạn nhiệt ẩm chưa baõ hoà Vấn đề đặt ra là tính toán sự thay đổi của nhiệt độ của bản thân không khí ẩm

Công thức (3-12) là phương trình biến đổi đoạn nhiệt của không khí ẩm chưa bão hoà hơi nước. Nó nói lên rằng sự thay đổi nhiệt độ của bản thân không khí ẩm chưa bão hoà hơi nước trong quá trình đoạn nhiệt cũng phụ thuộc vào áp suất không khí, song không khí có lượng ẩm khác nhau thì quá trình đoạn nhiệt sẽ xảy ra khác nhau.

chưa bão hòa theo chiều cao trong quá trình đoạn nhiệt.

Sử dụng phương trình (3-12):

AR Cp

q6,01 + q83,01 +

dP P

dT = T i

. .

Sử dụng quan hệ tĩnh học với môi trường xung quanh:

T i

dP = − ρegdz = −

. . (3-13)

P gdz eRT Thay vào phương trình (3-12), ta có: dTi = − dz

q6,01 + q83,01 +

Ag Cp

T e

T i T e

≈ 1. Thực tế Ti ≈ Te nên có thể xem

Do đó:

q6,01 + q83,01 +

Ag Cp

. (3-13') dTi = − dz

Phương trình (3-13) và (3-13') cho ta biết sự thay đổi nhiệt độ của không khí ẩm chưa bão hoà hơi nước theo độ cao trong quá trình đoạn nhiệt gọi là građiăng đoạn

nhiệt của không khí ẩm chưa bão hoà hơi nước, gọi tắt là građiăng đoạn nhiệt ẩm chưa bão hoà.

So sánh các công thức (3-9), (3-9') với (3-13), (3-13') ta thấy chỉ sai khác nhau

q6,01 + q83,01 +

một hệ số < 1 và vì vậy có thể thấy rằng về giá trị chính xác thì građiăng

đoạn nhiệt ẩm chưa bão hoà nhỏ hơn građiăng đoạn nhiệt khô.

q6,01 + q83,01 +

Thực ra, vì trong khí quyển thực tế q < 4.10-2 g/g nên có thể xem ≈ 1 nên

građiăng đoạn nhiệt ẩm chưa bão hoà xấp xỉ bằng građiăng đoạn nhiệt khô. Và khi q = 0 thì građiăng đoạn nhiệt ẩm chưa bão hoà bằng građiăng đoạn nhiệt khô.

Do đó để tiện tính toán trong các quá trình đoạn nhiệt người ta coi građiăng đoạn

nhiệt ẩm chưa bão hoà bằng građiăng đoạn nhiệt khô và bằng 1o/100 m.

Từ đây, chúng ta có thể xem một cách đồng nhất sự biến đổi đoạn nhiệt của không khí ẩm chưa bão hòa hơi nước với sự biến đổi đoạn nhiệt của không khí khô vì chúng đều theo quy luật đoạn nhiệt khô mà sai số không lớn. 4) Quá trình đoạn nhiệt của không khí ẩm bão hoà Không khí ẩm bão hoà hơi nước tại một nhiệt độ nào đó khi lượng ẩm chứa trong không khí đó đạt giá trị cực đại, hay sức trương hơi nước của không khí đạt tới sức trương hơi nước bão hòa ở nhiệt độ đó.

Trong quá trình chuyển động đoạn nhiệt không khí sẽ đạt tới một độ cao nào đó mà tại đó không khí đạt tới trạng thái bão hoà và quy luật biến đổi đoạn nhiệt từ đó trở đi theo quy luật đoạn nhiệt của không khí ẩm bão hoà. Độ cao đó được gọi là mực ngưng kết. Hay nói cách khác là độ cao mà hơi nước chứa trong không khí đang bốc lên đạt tới trạng thái bão hoà (có khả năng đầy đủ để xảy ra ngưng kết) gọi là mực ngưng kết.

Sau đây ta xét quá trình đoạn nhiệt của không khí ẩm bão hoà hơi nước. Ta xét một thể tích không khí ẩm bão hoà gồm: không khí khô, hơi nước, sản phẩm ngưng kết (nhưng những sản phẩm này không thoát ra khỏi môi trường bên ngoài để đảm bảo dQ = 0). Đồng thời khi đi lên hay đi xuống, nước trong không khí đó có thể thay đổi trạng thái: từ trạng thái hơi sang trạng thái nước hoặc băng và ngược lại thì khối lượng của nó cũng không thay đổi.

Quá trình thăng giáng của khối không khí với điều kiện như vậy gọi là quá trình

đoạn nhiệt của không khí ẩm bão hoà.

a) Phương trình đoạn nhiệt của không khí ẩm bão hoà Giả sử nếu có một lượng nhiệt dQ cung cấp cho thể tích không khí ẩm bão hoà hơi nước; áp dụng định luật thứ nhất của nhiệt lực học thì lượng nhiệt dQ đó chuyển thành năng lượng làm: tăng nội năng của thể tích không khí ẩm bão hoà (CvdT); biến thành công để giãn nở không khí (ApdV) và bốc hơi các giọt nước trong thể tích không khí ẩm bão hoà (Ldq). Tức là:

Nếu giọt nước hoặc tinh thể băng trong khối không khí rơi ra ngoài thành mưa trong quá trình chuyển động thăng giáng thì quá trình đó gọi là quá trình đoạn nhiệt giả (chúng ta sẽ xét sau).

dQ = CvdT + APdV + Ldq (3-14)

So với không khí khô và không khí ẩm chưa bão hoà hơi nước thì dQ cung cấp cho thể tích không khí ẩm bão hoà hơi nước phải bỏ ra thêm một phần năng lượng là Ldq để làm bốc hơi các giọt nước. Do đó phương trình nhiệt lực học viết cho không khí ẩm bão hoà là:

dP P

+ Ldq (3-14') dQ = CpdTi − ARTi

L = 597 + 0,65t là tiềm nhiệt bốc hơi.

Trong đó: Trong trường hợp nước thăng hoa còn phải tính thêm nhiệt nóng chảy nữa. Nếu thể tích không khí ẩm bão hòa này tham gia quá trình thăng giáng đoạn nhiệt

thì phương trình viết cho quá trình đoạn nhiệt của không khí ẩm bão hoà như sau:

dP P

+ Ldq = 0 (3-14'') CpdTi − ARTi

Phương trình đoạn nhiệt của không khí ẩm bão hoà cũng có thể viết dưới dạng khác

như sau:

Vì dq là lượng hơi nước đã bốc hơi ta không tính được trực tiếp nên ta sẽ biểu

diễn nó qua E, T, P:

E P

e P

, với không khí ẩm bão hòa thì: q = 0,622 Ta đã biết q = 0,622

Lấy lôgarít, sau đó lấy vi phân ta được:

q d q

E d E

E d idT

= Biến đổi = . −

dP P dTi − E

dTi ⇒ E dTi − q . E

dP P

q d q

E d idT

dq = q. . = . ⇒

dP P

+ L q. . = 0 CpdTi − ARTi

E d idT Thay vào công thức (3-14'') ta được: dTi − L q. E d E idT ARTi + L P

q P

ART i

) dP . (Cp + L ) dTi = (

q E d idT E dTi = dP

1 P

+ q E

Lq dE dT i

. (3-15) Vậy:

Công thức (3-15) cũng là một dạng của phương trình biến đổi đoạn nhiệt của không

b) Građiăng đoạn nhiệt của không khí ẩm bão hoà Từ phương trình đoạn nhiệt của không khí ẩm bão hoà (3-14''), ta có:

khí ẩm bão hoà hơi nước.

− CpdTi = − ARTi

dP P

+ Ldq

Sử dụng tĩnh học đối với môi trường xung quanh:

P gdz eRT

dP = − ρegdz = −

ARTi . Cp

L Cp

Ag . Cp

T i T e

P eRT

≈ 1, ta có:

dq . dq = − dz − − dTi = − Tất nhiên là vẫn xem quá trình thăng giáng đoạn nhiệt xảy ra từ từ nên Pi = Pe. Thay vào công thức (3-14'') ta có : gdz P

L Cp dTi và thực tế Ti ≈ Te, nên cũng có thể xem dz

T i T e

Ký hiệu γẩ = −

γẩ = −

L Cp

dTi = dz

Ag Cp

dq dz

+ (3-15')

Phương trình (3-15') cho ta biết sự thay đổi nhiệt độ của không khí ẩm bão hoà hơi nước theo độ cao trong quá trình đoạn nhiệt gọi là građiăng đoạn nhiệt của không khí ẩm bão hoà hơi nước, gọi tắt là građiăng đoạn nhiệt ẩm bão hoà.

Theo phương trình (3-15') thì γẩ = γk khi q = 0, tức là không khí không có lượng

ẩm thì quy luật biến đổi đoạn nhiệt sẽ theo quy luật đoạn nhiệt khô.

Cũng theo phương trình (3-15') thì:

dq dz

- Càng lên cao lượng ẩm càng giảm do ngưng tụ < 0 nên γẩ < γk.

- Lượng hơi ẩm còn phụ thuộc vào nhiệt độ T và áp suất P của không khí nên γẩ

cũng phụ thuộc vào nhiệt độ và áp suất, tức là γẩ không phải là hằng số.

L Cp

dq dz

γẩ sẽ nhỏ. Ngược lại, khi nhiệt độ thấp thì L sẽ nhỏ, do đó

sẽ lớn và như vậy - Nếu cố định P thì: khi nhiệt độ cao thì L sẽ lớn, do đó

L Cp

dq dz

sẽ nhỏ và như vậy γẩ

sẽ lớn.

- Nếu xét trong điều kiện hai khối không khí có cùng thể tích, cùng nhiệt độ, khi đó L như nhau thì: khi áp suất P lớn, không khí bị nén làm cho Cp sẽ lớn, do đó

L Cp

dq dz

sẽ nhỏ và như vậy γẩ sẽ lớn. Ngược lại, khi áp suất P nhỏ, không khí ít bị nén

L Cp

dq dz

làm cho Cp sẽ nhỏ hơn, do đó sẽ lớn và như vậy γẩ sẽ nhỏ.

Như vậy, građiăng đoạn nhiệt ẩm bão hoà γẩ không những phụ thuộc vào áp suất mà còn phụ thuộc vào nhiệt độ bản thân khối không khí (γẩ của không khí có áp suất lớn > γẩ của không khí có áp suất nhỏ và γẩ của không khí có nhiệt độ cao < γẩ của không khí có nhiệt độ thấp).

Từ các nhận xét trên ta đi đến kết luận: Nếu lấy cùng một giá trị P và T thì đường γẩ nằm bên phải đường γk. Nhiệt độ không khí ẩm bão hoà càng thấp hay độ cao thăng lên càng cao thì γẩ càng tiến gần đến γk, tức là càng lên cao đường γẩ càng song song với đường γk. Đường γẩ là đường cong vì

nó không những phụ thuộc vào sự biến đổi của nhiệt độ mà còn phụ thuộc vào độ ẩm của khối không khí (hình 3-2).

Người ta gọi chung γẩ và γk là đường trạng thái của không khí. Đường trạng thái

của khối không khí trong quá trình thăng giáng đoạn nhiệt như hình (3-3).

γẩ mực ngưng kết γk γk γẩ

Hình 3-2 Hình 3-3

Đường trạng thái của một khối không khí tham gia chuyển động thăng lên từ mặt đất trên hình 3-3 có thể mô tả như sau: Lúc đầu không khí thường chưa bão hoà hơi nước nên nhiệt độ biến thiên theo quy luật đoạn nhiệt khô (theo đường γk), đến mực ngưng kết không khí đạt tới bão hoà nên nhiệt độ biến thiên theo quy luật đoạn nhiệt ẩm (theo đường γẩ). Nếu không khí ở mặt đất đã bão hoà hơi nước thì đường trạng thái của khối không khí đó là đường γẩ ngay từ mặt đất.

5) Các loại nhiệt độ khí tượng Để so sánh trạng thái nhiệt của các khối không khí ta phải loại trừ ảnh hưởng của áp suất bằng cách đưa nhiệt độ của các khối không khí về cùng một áp suất. Trên cơ sở đó, người ta đưa ra một số các đặc trưng về nhiệt độ.

a) Nhiệt độ thế vị - Định nghĩa: Nhiệt độ thế vị là nhiệt độ của khối không khí khô có được nếu nó

Đường trạng thái trên hình 3-3 cũng đúng với khối không khí tham gia chuyển động giáng, song cần thấy rằng càng xuống thấp thì nhiệt độ càng tăng, các giọt nước càng bốc hơi nhiều và không còn các sản phẩm ngưng kết, nhiệt độ lại tăng lên thì không khí lúc đó sẽ trở nên không bão hoà hơi nước. Nếu khối không khí không có các sản phẩm ngưng kết thì khi giáng sẽ xuống ngay theo đường γk.

được đưa một cách đoạn nhiệt về áp suất 1000 mb - Ký hiệu là θo.

288

T = 0T

P 0P

⎞ ⎟⎟ ⎠

⎛ ⎜⎜ ⎝ Trong đó, thay: T = θ ; T0 = T ; P = 1000 mb ; P0 = P. Ta có:

288

Như vậy, nhiệt độ thế vị θ được xác định theo công thức Poát xông:

θ = T

1000 P

⎛ ⎜ ⎝

(3-16)

⎞ ⎟ ⎠ θ: nhiệt độ thế vị của khối không khí;

Trong đó:

T: nhiệt độ của khối không khí tại điểm có áp suất P.

z 100

Có thể tính θ bằng đơn vị (oC) như sau: θ(oC) = t(oC) + γk

thế vị θ trên giản đồ:

Trong đó: z là độ cao của khối không khí so với độ cao có áp suất 1000 mb. z - Cách xác định nhiệt độ A B P = 1000

-10o 0 o 10 o T Ví dụ: Tại A có nhiệt độ không khí t = −10oC; từ A kẻ đường song song với đường γk gặp mực có áp suất khí quyển P = 1000 mb tại B. Từ B gióng thẳng xuống trục hoành ta có nhiệt độ thế vị θ = 10oC (hình 3-4).

Hình 3-4

- Sự thay đổi nhiệt độ thế vị trong quá trình đoạn nhiệt:

dP P

Lấy lôgarít và sau đó lấy vi phân (3-16), ta có: = − 0,288

AR Cp

θd θ dT T

Thay: = 0,288 ; ta có: = − dT T AR Cp dP P θd θ

AR Cp

dP P

= dQ = 0 (phương trình đoạn nhiệt) Mà: −

dT T θd θ

= 0 Vậy: Do đó: dθ = 0

Như vậy: Trong quá trình chuyển động thăng giáng đoạn nhiệt, nhiệt độ thế vị

- Sự phân bố nhiệt độ thế vị theo độ cao: AR Cp

không thay đổi và là một hằng số.

AR Cp

1000 P

⎞ ⎟ ⎠

⎛ ⎜ ⎝

; Từ: θ = T Lấy lôgarít 2 vế, ta có: lnθ = ln T + (ln1000 −

lnP)

), ta được: Vì: θ, T, P phụ thuộc vào z, ta có thể lấy đạo hàm theo z (

AR Cp

1 T

1 P

1 T

1 θ∂ z θ ∂

P ∂ z ∂

= = − −

T P AR Cp

AR Cp

Ag Cp

⎛ ⎜ ⎝ T P

T ∂ z ∂ P RT

∂ z∂ P ∂ z ∂ T P

⎞ ⎟ ⎠ P g RT

P ∂ z ∂

T ∂ z ∂ P ∂ z ∂

γ+

g ; nên: Vì: = − ρ g = − = − = − = − γk

1 T

T ∂ z ∂

1 θ∂ z θ ∂

T ∂ z ∂

⎞ ⎟ ⎠

⎛ ⎜ ⎝

Do đó: = nên: ; mà: γ = −

θ T

θ∂ z ∂

= (3-17) (γk − γ)

Công thức (3-17) biểu thị sự phân bố nhiệt độ thế vị theo độ cao. Có thể nhận xét

như sau:

θ∂ z ∂

= 0, tức là nhiệt độ * γk = γ (đường γk trùng hoặc song song với đường γ) thì

thế vị không thay đổi theo độ cao. Trường hợp này trạng thái không khí được gọi là trạng thái cân bằng phiếm định.

θ∂ z ∂

> 0, tức là nhiệt độ thế vị tăng * γk > γ (đường γk nằm bên trái đường γ) thì

theo độ cao. Trường hợp này trạng thái không khí được gọi là trạng thái cân bằng ổn định.

θ∂ z ∂

< 0, tức là nhiệt độ thế vị giảm * γk < γ (đường γk nằm bên phải đường γ) thì

theo độ cao. Trường hợp này trạng thái không khí được gọi là trạng thái cân bằng bất ổn định.

Vì vậy, sự phân bố nhiệt độ thế vị theo độ cao phụ thuộc vào građiăng nhiệt độ thẳng đứng γ. Trong tầng đối lưu đại đa số các trường hợp có γ < γk nên thông thường nhiệt độ thế vị tăng theo độ cao; đặc biệt khi có nghịch nhiệt thì nhiệt độ thế vị tăng

T ∂ z ∂

θ∂ z ∂

theo độ cao rất nhanh (vì khi đó: >> 0). > 0 nên γ < 0, do đó

Bằng đồ thị ta dễ dàng thấy được ở các khu vực trạng thái cân bằng khác nhau thì sự phân bố nhiệt độ thế vị theo độ cao cũng khác nhau (hình 3-5):

Hình 3-5

- Trong khu vực trạng thái cân bằng ổn định thì điểm xuất phát càng cao bao nhiêu thì nhiệt độ thế vị càng cao bấy nhiêu ( θ3 > θ2 > θ1).

- Trong khu vực trạng thái cân bằng bất ổn định thì điểm xuất phát càng cao bao

3θ <

2θ <

1θ ).

nhiêu thì nhiệt độ thế vị càng nhỏ bấy nhiêu ( '

- Trong khu vực trạng thái cân bằng phiếm định thì nhiệt độ thế vị không thay đổi

theo độ cao (θ3 = θ2 = θ1 = θ).

Từ các nhận xét trên đây, chúng ta đi đến kết luận: có thể dựa vào nhiệt độ thế vị

để xác định trạng thái của không khí.

b) Nhiệt độ tương đương và nhiệt độ thế vị tương đương: - Nhiệt độ tương đương: Nhiệt độ tương đương là nhiệt độ có được của một thể tích không khí ẩm nếu như toàn bộ hơi nước trong thể tích không khí ấy ngưng kết và toàn bộ nhiệt lượng toả ra do quá trình ngưng kết ấy dùng để đốt nóng thể tích không khí đó trong điều kiện áp suất không đổi, ký hiệu là T∋.

(3-18)

= 2,52 q (q: độ ẩm riêng)

Trong đó:

ΔT =

(3-18’)

T∋ = T + ΔT q.L Cp T∋ = T + 2,52 q

(3-18’’)

Hay: Nếu có hiện tượng ngưng hoa thì: ΔT = 2,84 q ; nên:

T∋ = T + 2,84 q

Vì: q = 0,622

; Cp = 0,24 ; L = 597, nên còn có thể tính T∋ bằng công thức

e P

(3-18’’’)

T∋ = T +

1570 P

T∋ = T + 1,57 e

Nếu thể tích không khí nằm gần biển thì: Như vậy, nhiệt độ tương đương phụ thuộc vào nhiệt độ bản thân các phần tử khí (T) và lượng hơi nước chứa trong không khí. Nó đặc trưng cho trữ lượng nhiệt chứa trong không khí ẩm và không khí ẩm có nội năng lớn hơn không khí khô.

- Nhiệt độ thế vị tương đương: Nhiệt độ thế vị tương đương là nhiệt độ có được khi di chuyển thể tích không khí có nhiệt độ tương đương ở độ cao nào đó về mực áp suất tiêu chuẩn 1000 mb theo đường đoạn nhiệt khô, ký hiệu là θ∋.

288

T = 0T

P 0P

⎛ ⎜⎜ ⎝ Trong đó, thay: T = θ∋ ; T0 = T∋ ; P = 1000 ; P0 = P. Ta có:

288

Như vậy, nhiệt độ thế vị θ∋ cũng được xác định theo công thức Poát xông: ⎞ ⎟⎟ ⎠

∋ = T∋

1000 P

⎞ ⎟ ⎠

⎛ ⎜ ⎝

(3-19) θ

θ∋: nhiệt độ thế vị tương đương của thể tích không khí; T∋: nhiệt độ tương đương của thể tích không khí tại điểm có áp suất P.

Trong đó: Từ công thức (3-19), ta có thể tính được nhiệt độ thế vị tương đương khi biết được

nhiệt độ, áp suất và độ ẩm q hoặc e.

Ta cũng có thể tính được nhiệt độ thế vị tương đương khi biết được độ cao z của

thể tích không khí so với mực 1000 mb:

∋ = T∋

z 100

(3-19’) θ

Tương tự như nhiệt độ thế vị, trong suốt quá trình đoạn nhiệt nhiệt độ thế vị tương

đương cũng không thay đổi theo độ cao.

288

Nếu so sánh với nhiệt độ thế vị θ thì:

1000 P

⎞ ⎟ ⎠

⎛ ⎜ ⎝

⎞ ⎟ ⎠

⎛ ⎜ ⎝

1000 P Hay: θ∋ = θ + Δθ , tức là θ∋ > θ và càng lên cao do P càng giảm nên sự sai khác này

= T + ΔT θ∋ = (T + ΔT)

càng lớn.

Do tính chất bảo toàn giá trị trong suốt quá trình đoạn nhiệt nên trong dự báo thời

- Nhiệt độ tương đương giả, nhiệt độ thế vị giả: Để đưa ra khái niệm này chúng ta

tiết θ∋ được dùng để so sánh trạng thái nhiệt của các khí đoàn.

phải dựa vào cơ sở thực tế sau đây:

Khi một thể tích không khí ẩm có nhiệt độ T1 ở độ cao nào đó tham gia chuyển động thăng đoạn nhiệt thì: Ban đầu vì chưa đạt tới trạng thái bão hoà nên quy luật giảm nhiệt độ theo độ cao là quy luật đoạn nhiệt khô.

Đến độ cao mực ngưng kết nếu thể tích không khí tiếp tục đi lên thì quy luật giảm nhiệt độ theo độ cao sẽ theo quy luật đoạn nhiệt ẩm và tới một độ cao nào đó mà toàn bộ sản phẩm ngưng kết được giải phóng ra ngoài khỏi khối không khí dưới dạng mưa, không khí sẽ quay trở lại không khí ẩm chưa bão hoà hơi nước hoặc thậm chí có thể trở thành không khí khô.

Sau khi giải phóng hơi ẩm, nếu khối không khí lại được giáng xuống một cách đoạn nhiệt thì quy luật tăng nhiệt độ của không khí sẽ theo quy luật đoạn nhiệt khô. Tới mực xuất phát ban đầu nó nhận được một nhiệt độ mới T2 cao hơn nhiệt độ ban đầu, tức là: T2 > T1.

Quá trình diễn ra theo ba giai đoạn như vậy được gọi là quá trình đoạn nhiệt giả (hình 3-6).

* Trong quá trình đoạn nhiệt giả người ta gọi nhiệt độ của khối không khí tham gia quá trình tại thời điểm cuối cùng là nhiệt độ tương đương giả. Ký hiệu là Ts∋.

* Nếu thể tích không khí tham gia quá trình đoạn nhiệt giả tiếp tục thăng giáng đoạn nhiệt tới mực có áp suất P = 1000 mb thì nhiệt độ không khí có được sau quá trình này gọi là nhiệt độ thế vị giả. Ký hiệu là θ s∋.

Có thể định nghĩa một cách chặt chẽ như sau: 1) Nhiệt độ tương đương giả Ts∋ là nhiệt độ của khối không khí có được sau khi

tham gia một quá trình đoạn nhiệt giả.

2) Nhiệt độ thế vị giả θ s∋ là nhiệt độ có được của một khối không khí tham gia quá trình đoạn nhiệt giả chuyển động đoạn nhiệt từ nhiệt độ cao có áp suất P và có nhiệt độ tương đương giả Ts∋ về mực áp suất tiêu chuẩn P0 = 1000 mb.

Cách xác định Ts∋ và θ s∋: Người ta cũng có thể dùng công thức để tính toán, nhưng khi đó rất phức tạp. Nên để đơn giản ta có thể dùng đồ thị để xác định Ts∋ và θ s∋ (hình 3-6).

ý nghĩa của Ts∋ và θ s∋: Ta cũng dễ dàng nhận thấy rằng Ts∋ và θ s∋ không thay đổi trong suốt quá trình đoạn nhiệt giả. Do đó nó là tính chất cố định nhất của khối không khí, đặc trưng cho toàn bộ trữ lượng nhiệt năng và biểu thị đặc tính nhiệt lực của khối không khí trong quá trình chuyển động đoạn nhiệt.

3.1.2 Chuyển động đối lưu trong khí quyển Người ta gọi chuyển động lên xuống theo chiều thẳng đứng của không khí là chuyển động đối lưu. Nguyên nhân của chuyển động đối lưu: có thể do nhiệt lực như sự đốt nóng không khí của bề mặt đệm gọi là đối lưu nhiệt, có thể do động lực như sự hoạt động của các xoáy thuận, xoáy nghịch gọi là đối lưu động lực; trong đó sự phân bố nhiệt độ theo chiều thẳng đứng là yếu tố cơ bản gây ra chuyển động đối lưu của không khí.

Khi không khí chuyển động đối lưu, người ta nói không khí ở trạng thái bất ổn định. Ngược lại, khi không khí không có chuyển động đối lưu, người ta nói không khí ở trạng thái ổn định. Cường độ và sự phát triển của đối lưu phụ thuộc vào sự phân bố nhiệt độ theo chiều thẳng đứng, tức là phụ thuộc vào tầng kết nhiệt của không khí.

Tầng kết nhiệt của không khí bao gồm 3 loại: - Cân bằng ổn định (γ < γk): muốn có đối lưu phát triển thì phải có ngoại lực tác

động vào; ngoại lực thôi tác dụng đối lưu kết thúc.

- Cân bằng phiếm định (γ = γk): nếu chưa có đối lưu, phải có ngoại lực tác động vào mới có đối lưu; khi ngoại lực thôi tác dụng đối lưu vẫn tiếp tục và đối lưu chỉ kết thúc khi có lực cản.

- Cân bằng bất ổn định (γ > γk): đối lưu đang phát triển, nếu có một lực cản thì

F Hình 3-7 không khí sẽ sinh ra lực để duy trì đối lưu phát triển. 1) Sự ổn định trong chuyển động đối lưu a) Điều kiện ổn định trong chuyển động đối lưu Để khảo sát điều kiện ổn định trong chuyển động đối lưu ta xét một khối không khí có: thể tích V, nhiệt độ Ti, áp suất Pi, mật độ ρi; nằm trong môi trường xung quanh có: nhiệt độ Te, áp suất Pe, mật độ ρe. Khi đó thể tích không khí sẽ chịu tác dụng của 2 lực: trọng lực P = ρi.V.g và lực đẩy Acsimét F = ρe.V.g Đối lưu phát triển khi: F > P (hình 3-7).

Vấn đề đặt ra là tìm gia tốc của chuyển động đối lưu. Nếu gọi f là lực gây ra

f = F − P = g.(ρe − ρi).V (a: gia tốc đối lưu) f = m.a = ρi .V.a

Theo Niutơn thì: Vậy:

ρ e − ρ i

Suy ra: a = g = g ( ) chuyển động đối lưu thì: g.(ρe - ρi).V = ρi .V.a ρ−ρ e ρ

P i RT i

P e RT e

Sử dụng phương trình trạng thái: ρe = ; ρi =

− ) = g (

− ) 1

P.T i e P.T e i

P e RT e P i RT i

Ta có: a = g (

Nếu ta xét trong một khoảng thời gian rất ngắn thì áp suất của không khí có thể xem như là cân bằng với áp suất khí quyển môi trường xung quanh, tức là Pi ≈ Pe. Do đó:

TT − e T e

a = g (3-20)

Có thể nhận thấy rằng: gia tốc của chuyển động đối lưu được quyết định bởi sự sai khác về nhiệt độ giữa không khí tham gia chuyển động đối lưu và môi trường xung quanh. Cụ thể:

- Te < Ti (nhiệt độ môi trường thấp hơn nhiệt độ khối không khí) thì a > 0 và có

chuyển động đối lưu - Trạng thái này gọi là trạng thái không ổn định của không khí.

- Te = Ti (nhiệt độ môi trường bằng nhiệt độ khối không khí) thì a = 0 và chỉ cần một tác động nhỏ khối không khí cũng có thể có đối lưu hoặc chuyển động đi xuống - Trạng thái này gọi là trạng thái phiếm định hay ổn định tương đối của không khí.

- Te > Ti (nhiệt độ môi trường cao hơn nhiệt độ khối không khí) thì a < 0 và khối không khí có xu hướng chuyển động đi xuống, song do phía dưới có áp suất và mật độ không khí lớn hơn nên nó bị giữ lại ở vị trí cũ - Trạng thái này gọi là trạng thái ổn định của không khí.

Như vậy, gia tốc a đặc trưng cho độ ổn định hay bất ổn định của không khí dưới

b) Điều kiện ổn định của không khí khô Nếu một thể tích không khí khô có nhiệt độ ban đầu là Ti(0) tham gia chuyển động đối lưu trong moi trường có nhiệt độ ban đầu là Te(0), khi đạt đến độ cao h nào đó thì nhiệt độ của bản thân khối không khí Ti(h) và nhiệt độ của môi trường xung quanh Te(h) sẽ lần lượt là:

tác dụng của nguyên nhân nhiệt lực.

zΔ 100

Ti(h) = Ti(0) - γk Te(h) = Te(0) - γ

Trong đó: Ti(0) và Te(0): nhiệt độ của khối không khí khô và nhiệt độ tầng kết ở

thái ban đầu;

trạng Ti(h) và Te(h): nhiệt độ của khối không khí khô và nhiệt độ tầng kết ở

độ

cao Δz so với vị trí ban đầu;

γk và γ: građiăng đoạn nhiệt khô và građiăng nhiệt độ tầng kết.

Do đó, gia tốc đối lưu sẽ là:

)

γ−

−

γ−

0T( ( e

0T( ( i

z Δ 100

)

hT ( e

a = g

)

(

)

)0T( ( ) e

0T( ( i

Hay:

)

− hT ( e

Δγ−γ z k hT 100 (e

(3-21) a = g − g

Từ công thức (3-21) ta thấy rằng: gia tốc đối lưu bao gồm 2 thành phần được xác

)

)0T( ) ( e

0T( ( i

định bởi hai nguyên nhân ảnh hưởng tới chúng:

)

− hT ( e

- Thành phần thứ nhất: g , trong đó hiệu số Ti(0) − Te(0) đóng vai trò

(

)

khởi động, tức là quyết định việc đối lưu có xảy ra được hay không.

)

Δγ−γ z k hT 100 (e

- Thành phần thứ hai: − g , trong đó hiệu số (γk − γ) đóng vai trò duy

trì đối lưu, tức là nếu không có hoặc không còn ảnh hưởng của hiệu số Ti(0) − Te(0) thì gia tốc đối lưu a sẽ phụ thuộc vào hiệu số (γk − γ).

- Thành phần duy trì đối lưu Nếu tại vị trí ban đầu Ti(0) = Te(0) thì chuyển động đối lưu sẽ phụ thuộc vào thành phần thứ 2, tức là phụ thuộc vào sự chênh lệch giữa građiăng nhiệt độ khô và građiăng nhiệt độ tầng kết (γk − γ). Khi đó, gia tốc đối lưu sẽ là:

(

)

Sau đây, ta xem xét cụ thể từng thành phần của gia tốc đối lưu a: - Thành phần khởi động đối lưu Ti(0) − Te(0): dễ dàng nhận thấy có đối lưu xảy ra. Ti(0) ≤ Te(0): không có vai trò khởi động; khi đó muốn có chuyển động đối lưu thì phải có tác dụng cơ học như: lực đẩy, lực ép của gió vào các sườn núi hay chuyển động trượt trên các mặt front... và chuyển động đối lưu sẽ phụ thuộc vào thành phần thứ hai - thành phần duy trì đối lưu.

Δγ−γ z 100

k T e

(3-22) a = − g

Mặt khác: = (3-17) (γk − γ)

θ T zΔ 100

θ∂ z ∂ g θ∂ z ∂ θ

(3-22’) Nên: a = −

γ = 1,0o γ = 1,2o γ = 0,4o

10o0 7o0 6o0

10o4 9o8 8o0 8o0 7o2 9o4

10o8 10o8 9o0 9o0 8o4 8o4 Ví dụ: 500 m 400 m 300 m

11o2 11o8 10o0 10o0 9o6 9o4

11o6 11o0 10o8 200 m 100 m

a) ổn định

b) Phiếm định

c) Bất ổn định

0 m 12o0 12o0 12o0

Hình: 3-8 Hình 3-8 mô tả điều kiện ổn định của không khí khô (và chưa bão hoà). Trên đó

biểu thị mặt cắt thẳng đứng của khí quyển từ mặt đất đến độ cao 500 m, trong đó:

- Hình 3-8a ứng với tầng kết γ < γk, nếu ta tác dụng cưỡng bức khối không khí đi lên hoặc đi xuống thì khối không khí sẽ chịu lực tác dụng bắt nó phải quay về mực ban đầu. Sự cân bằng của khối không khí trường hợp này gọi là cân bằng ổn định.

- Hình 3-8b ứng với tầng kết γ = γk, nếu ta tác dụng cưỡng bức khối không khí đi lên hoặc đi xuống thì khi thôi tác dụng cưỡng bức khối không khí sẽ đứng nguyên tại chỗ chứ không quay về mực ban đầu hoặc tiếp tục chuyển động thẳng đều. Sự cân bằng của khối không khí trường hợp này gọi là cân bằng phiếm định.

- Hình 3-8c ứng với tầng kết γ > γk, nếu ta tác dụng cưỡng bức khối không khí đi lên hoặc đi xuống và ngay cả khi thôi tác dụng thì khối không khí sẽ chịu lực tác dụng cùng chiều bắt nó tiếp tục đi lên hoặc đi xuống. Sự cân bằng của khối không khí trường hợp này gọi là cân bằng bất ổn định.

Từ ví dụ nêu trên có thể rút ra một số kết luận sau:

θ∂ z ∂

> 0, nghĩa là khối không khí * Nếu (γk - γ) > 0 thì a < 0. Khi đó: Ti < Te và

lạnh hơn môi trường xung quanh và nhiệt độ thế vị tăng theo độ cao. Trường hợp này ứng với trường hợp cân bằng ổn định và trạng thái khí quyển này gọi là trạng thái ổn định.

θ∂ z ∂

= 0, nghĩa là nhiệt độ khối * Nếu (γk - γ) = 0 thì a = 0. Khi đó: Ti = Te và

không khí bằng nhiệt độ môi trường xung quanh và nhiệt độ thế vị không thay đổi theo độ cao. Trường hợp này ứng với trường hợp cân bằng phiếm định và trạng thái khí quyển này gọi là trạng thái phiếm định.

θ∂ z ∂

< 0, nghĩa là khối không khí * Nếu (γk - γ) < 0 thì a > 0. Khi đó: Ti > Te và

nóng hơn môi trường xung quanh và nhiệt độ thế vị giảm theo độ cao. Trường hợp này ứng với trường hợp cân bằng bất ổn định và trạng thái khí quyển này gọi là trạng thái bất ổn định.

Để xác định trạng thái của khí quyển người ta dùng phương pháp

đồ thị (hình 3-9).

Trong

số

- Độ cao kết thúc đối lưu: Độ cao mà khối không khí chuyển động đối lưu ngừng

nghiệp vụ, người ta dựa vào liệu cao các không để vẽ các đường γ trên giản đồ, sau đó đem so sánh với đường γk hoặc γẩ để từ đó xác định trạng thái của khí quyển.

lại gọi là độ cao kết thúc đối lưu hoặc còn gọi là mực đối lưu.

Nếu gọi z là độ cao kết thúc đối lưu thì tại đó: Ti(z) = Te(z), do đó:

z 100

⇒ = Te(0) − γ Ti(0) - Te(0) = (γk − γ )

z Ti(0) − γk 100

Vậy:

oT oT − )( )( i e γ−γ

z = 100 (3-23)

Công thức (3-23) cho phép ta xác định được độ cao mực đối lưu z. Hiển nhiên là

độ cao kết thúc đối lưu phụ thuộc vào:

- Sự chênh lệch nhiệt độ ban đầu giữa khối khí và môi trường: Ti(0) càng lớn hơn

Te(0) thì z càng lớn.

- Građiăng nhiệt độ thẳng đứng của tầng kết: γ càng lớn, càng tiến gần γk thì chiều cao kết thúc đối lưu càng lớn; γ = γk thì z = ∞; γ > γk thì z < 0, có nghĩa là dưới mực ban đầu ta vẫn tìm được một mực có Ti = Te mà từ đó trở lên nhiệt độ Ti > Te tức là không khí vẫn tồn tại chuyển động đi lên; γ giảm dần thì z cũng giảm đi và khi γ ≤ 0 thì khối không khí sẽ lạnh dần hơn môi trường xung quanh và đối lưu dần dần ngừng hẳn.

Bằng phương pháp đồ thị cũng có thể xác định được độ cao mực đối lưu như sau: Mực đối lưu là nơi có Ti = Te, do đó trên đồ thị nó phải là độ cao đi qua giao điểm của các đường tầng kết γ và đường đoạn nhiệt khô γk.

Trên hình 3-10 thì A là điểm ứng với nhiệt độ không khí của môi trường xung quanh; B là điểm ứng với nhiệt độ không khí tham gia đối lưu:

Khi TB > TA thì: z1, z2 và z3 lần lượt là các độ cao mực đối lưu ứng với: γ = − 0,8o/100 m, γ = 0o/100 m và γ = 0,6o/100 m.

) )0(

c) Điều kiện ổn định của không khí ẩm Nếu xét một thể tích không khí ẩm (bão hòa hơi nước) tham gia chuyển động đối lưu thì cũng tương tự như không khí khô ta tính được gia tốc chuyển động đối lưu. Gia tốc chuyển động đối lưu cũng bao gồm hai thành phần: thành phần khởi động và thành phần duy trì đối lưu như sau: (

T( e

T( i

Lưu ý rằng: các kết quả khảo sát về điều kiện ổn định của không khí khô trên đây đều có thể ứng dụng cho không khí ẩm chưa bão hoà hơi nước, bởi vì quá trình thăng giáng đoạn nhiệt của không khí ẩm chưa bão hoà theo đường đoạn nhiệt khô.

) z a Δ 100

)0( − T e

γ−γ T e

a = g + g

Nếu tại vị trí ban đầu thành phần khởi động Ti(0) - Te(0) bằng 0 thì gia tốc chuyển

(

động đối lưu a sẽ phụ thuộc vào thành phần duy trì đối lưu:

) z a Δ 100

γ−γ T e Với không khí ẩm bão hoà ta cũng rút ra được một số kết luận sau đây: * Nếu (γ - γẩ) < 0, tức là γ < γẩ thì a < 0: khối không khí ẩm cân bằng ổn định và

a = g (3-24)

trạng thái khí quyển này gọi là trạng thái ổn định.

* Nếu (γ - γẩ) = 0, tức là γ = γẩ thì a = 0. khối không khí ẩm cân bằng phiếm định

và trạng thái khí quyển này gọi là trạng thái phiếm định.

* Nếu (γ - γẩ) > 0, tức là γ > γẩ thì a > 0: khối không khí ẩm cân bằng bất ổn định

và trạng thái khí quyển này gọi là trạng thái bất ổn định.

Cũng có thể xác định trạng thái khí quyển bằng đồ thị như hình 3-11.

Kết hợp các hình 3-9 và 3-11 có

thể nhận thấy:

- Nếu đường tầng kết nằm ở bên phải đường trạng thái thì khí quyển ở trạng thái cân bằng ổn định.

- Nếu đường tầng kết nằm ở bên trái đường trạng thái thì khí quyển ở trạng thái cân bằng bất ổn định. z γ < γẩ γ = γẩ γ > γẩ

T Hình 3-11 - Nếu đường tầng kết trùng với đường trạng thái thì khí quyển ở trạng thái cân bằng phiếm định (hay ổn định tương đối).

d) Phân loại độ ổn định của không khí Dựa vào điều kiện ổn định của không khí khô và không khí ẩm đã trình bày ở

Lưu ý rằng: trong trường hợp không khí ẩm ta cũng có thể xác định được chiều cao kết thúc đối lưu tương tự như cách xác định chiều cao kết thúc đối lưu trong trường hợp không khí khô. Nếu so sánh với không khí khô thì chiều cao mực đối lưu đối với không khí ẩm tất nhiên sẽ nhỏ hơn nhiều vì γk > γẩ.

(1) Khi γ < γâ < γk: thì gia tốc chuyển động đối lưu a đối với các loại không khí đều âm. Do đó, khí quyển khô, khí quyển chưa bão hoà hơi nước và khí quyển bão hoà hơi nước đều ở trạng thái cân bằng ổn định và khí quyển ở trạng thái cân bằng ổn định tuyệt đối.

(2) Khi γẩ < γ < γk: thì gia tốc chuyển động đối lưu a đối với: - Không khí ẩm a > 0: cân bằng bất ổn định và khí quyển ở trạng thái cân bằng

trên, có thể khái quát phân loại độ ổn định của không khí thành các trường hợp sau:

bất ổn định, đối lưu phát triển.

- Không khí khô và không khí ẩm chưa bão hoà a < 0: cân bằng ổn định và khí

(3) Khi γ =γẩ < γk: thì gia tốc chuyển động đối lưu a đối với: - Không khí ẩm a = 0: cân bằng phiếm định và khí quyển ở trạng thái cân

quyển ở trạng thái cân bằng ổn định, không có đối lưu.

bằng phiếm định.

- Không khí khô và không khí ẩm chưa bão hoà a < 0: cân bằng ổn định và khí

(4) Khi γk = γ > γẩ: thì gia tốc chuyển động đối lưu a đối với: - Không khí ẩm a > 0: cân bằng bất ổn định và khí quyển ở trạng thái cân bằng

quyển ở trạng thái cân bằng ổn định.

bất ổn định, đối lưu phát triển.

- Không khí khô và không khí ẩm chưa bão hoà a < 0: cân bằng phiếm định và

(5) Khi γ > γk > γẩ: thì gia tốc chuyển động đối lưu a đối với các loại không khí đều dương. Do đó, không khí khô, không khí chưa bão hoà hơi nước và không khí bão hoà

khí quyển ở trạng thái cân bằng phiếm định.

hơi nước đều ở trạng thái cân bằng bất ổn định và khí quyển ở trạng thái cân bằng bất ổn định tuyệt đối.

Ngoài 5 trường hợp nêu trên, không còn bất kỳ một trường hợp nào khác về trạng

thái cân bằng của khí quyển.

Có thể xác định trạng thái khí quyển như sau: dựa vào các số liệu cao không xây dựng được đường tầng kết và hệ thống đường trạng thái trên giản đồ rồi so sánh đường tầng kết với đường trạng thái để rút ra kết luận về trạng thái cân bằng của khí quyển (hình 3-12).

γ3 γ1 γ1” γ1’ γ4 γ2 γ5

Hình 3-12

Trên hình (3-12) ứng với 5 trường hợp trên thì vị trí của các đường tầng kết tương ứng là: γ1, γ2, γ3, γ4, γ5. Hiển nhiên rằng: trong trường hợp nghịch nhiệt, nhiệt độ không khí tăng theo độ cao (đường tầng kết có dạng γ1’) và trường hợp đẳng nhiệt, nhiệt độ không khí không đổi theo độ cao (đường tầng kết có dạng γ1”) thì rõ ràng khí quyển có độ ổn định rất lớn (bởi vì nó thuộc loại họ đường tầng kết của khí quyển với trạng thái cân bằng ổn định tuyệt đối γ1).

Như vậy, có thể rút ra nhận xét sau: - Nếu trị số đường tầng kết γ càng nhỏ, tức là càng xa đường trạng thái về bên phải thì khí quyển càng ổn định; ngược lại, trị số đường tầng kết γ càng lớn, tức là càng xa đường trạng thái về bên trái thì khí quyển càng bất ổn định.

- Khi thay đổi trạng thái nhiệt và lượng ẩm thì khí quyển cũng thay đổi trạng thái cân

bằng.

Từ hai nhận xét trên đây, chúng ta chia trạng thái ổn định và bất ổn định của khí

Loại 1: Trạng thái ổn định tuyệt đối (γ < γẩ < γk): Tất cả các trạng thái khí quyển có đường tầng kết nhiệt độ không khí γ nằm bên phải đường đoạn nhiệt ẩm γâ đều thuộc loại này. Khu vực bên phải đường γâ gọi là khu vực ổn định tuyệt đối.

quyển ra làm 3 loại sau đây (hình 3-13):

đối (γ > γk > γẩ):

Loại 2: Trạng thái bất ổn định tuyệt

Loại 3: Trạng thái ổn định có điều

kiện (γẩ < γ < γk):

Tất cả các trạng thái khí quyển có đường tầng kết nhiệt độ không khí γ nằm bên trái đường đoạn nhiệt khô γk đều thuộc loại này. Khu vực bên trái đường γk gọi là khu vực bất ổn định tuyệt đối.

Tất cả các trạng thái khí quyển có đường tầng kết nhiệt độ không khí γ nằm từ đường γk đến γâ đều thuộc loại này. Khu vực từ đường γk đến γâ gọi là khu vực ổn định có điều kiện hay khu vực bất ổn định ẩm. Trong khu vực này chỉ cần thay đổi rất nhỏ về trạng thái nhiệt hay lượng ẩm cũng làm thay đổi trạng thái đến mức nào đó có thể đưa trạng thái của khí quyển sang ổn định hay bất ổn định tuyệt đối. Chẳng hạn:

- Nếu ta tăng (hoặc giảm) nhiệt độ không khí tại mặt đất thì khối không khí đó sẽ chuyển trạng thái sang cân bằng bất ổn định (hoặc ổn định) hoàn toàn do có thành phần khởi động đối lưu.

- Nếu ta tăng (hoặc giảm) độ ẩm khối không khí tại mặt đất thì không khí đó sẽ chuyển dần sang bão hoà (hoặc khô) và trạng thái của khối không khí sẽ chuyển sang cân bằng bất ổn định (hoặc ổn định) hoàn toàn vì lúc đó nếu có một tác động nào đó bắt không khí chuyển động thẳng đứng thì khối không khí sẽ thăng đoạn nhiệt theo đường γâ (hoặc γk) và như vậy: γ > γẩ (hoặc γ < γk) (hình 3-14).

(a) (b)

γ γẩ γk γ Hình 3-14 Từ đó ta rút ra nhận xét sau: - Không khí ẩm độ ổn định kém hơn không khí khô trong cùng một điều kiện tầng

kết.

- Trong cùng một điều kiện tầng kết, bằng phương pháp thay đổi trạng thái nhiệt, ẩm của khối không khí (có thể là nhiệt lực hoặc động lực), ta có thể thay đổi trạng thái ổn định và bất ổn định của nó.

Phương pháp nhiệt lực làm thay đổi trạng thái ổn định và bất ổn định của không khí dựa trên cơ sở làm tăng độ chênh lệch về nhiệt độ giữa tầng trên và tầng dưới xảy

ra do mặt đất và khí quyển hấp thụ bức xạ mặt trời không đồng nhất, do các quá trình khác như đoạn nhiệt, phi đoạn nhiệt, bình lưu...

Phương pháp động lực làm thay đổi trạng thái ổn định và bất ổn định của không khí dựa trên cơ sở đối lưu động lực như là do các xoáy động lực hay một nguyên nhân nào đó làm không khí chuyển động đi lên, đi xuống sinh ra.

2) Năng lượng không ổn định của không khí Năng lượng không ổn định của không khí là năng lượng thoát ra (hoặc tiêu

thụ) khi di chuyển một đơn vị khối lượng không khí từ mực này sang mực khác.

Tính toán năng lượng không ổn định của không khí tức là tính công chuyển dịch của khối không khí theo chiều thẳng đứng cho một đơn vị khối lượng. Công dịch chuyển được tính theo công thức: A = m . a . s

m.a: đóng vai trò lực gây ra chuyển động đối lưu (a là gia tốc đối lưu); s: quãng đường mà không khí tham gia chuyển động đối lưu đi được.

T e

Trong đó: A: công dịch chuyển đóng vai trò năng lượng không ổn định; Gọi dW là năng lượng không ổn định (dW = A) của một đơn vị khối lượng (m = 1)

T − i T e

tham gia chuyển động đối lưu với gia tốc a (a = g ), khi đi được một quãng đường

dz (dz = s), thì:

TT − e T e

dW = g dz

Nếu đơn vị khối lượng đó chuyển từ z1 đến z2 thì năng lượng không ổn định W sẽ

là:

− T

z 2 W = ∫ z 1

z W d = g ∫ z 1

dP e g. ρ

Sử dụng tĩnh học với môi trường xung quanh: dPe = − ρe g dz ; Suy ra: dz =

RTe g

dP P

P e RT e

RTe d(lnP) g

P 2

T i

Theo phương trình trạng thái: ; Nên: dz = − = − ρe =

− T

RTe d(lnP) g

P 1

−

. Do đó: W = - g ∫

)T e

P 2

d(lnP) (3-25) W = R ∫

Từ công thức (3-25) nhận thấy năng lượng không ổn định có thể dương hoặc âm;

nó phụ thuộc vào sự chênh lệch nhiệt độ giữa khối không khí và môi trường:

- Nếu Ti > Te: không khí nóng hơn môi trường xung quanh thì năng lượng không ổn định dương và gia tốc đối lưu a > 0, tức là nó sẽ thực hiện một công mà không cần lực bên ngoài tác động. Trường hợp này gọi là đối lưu tự động.

- Nếu Ti < Te: không khí lạnh hơn môi trường xung quanh thì năng lượng không

ổn định âm và để nâng không khí lên cần có lực bên ngoài tác động.

(3-25’)

Nếu lấy nhiệt độ Ti và Te là giá trị trung bình thì công thức (3-25) có dạng: W = R (Ti − Te) (lnP1 − lnP2) Công thức (3-25’) là công thức thường được sử dung để tính toán năng lượng không

ổn định của không khí.

Trong nghiệp vụ khí tượng người ta xác định năng lượng không ổn định W trên giản đồ cao không được xây dựng bằng quan hệ nhiệt độ – lôgarit áp suất. Loại giản đồ hay dùng là giản đồ Ema.

Trên giản đồ cao không, năng lượng không ổn định W được biểu thị bằng diện tích nguyên tố giữa đường tầng kết và đường trạng thái. Trên hình 3-15, giả sử khối không khí di chuyển từ mực có áp suất P1 lên mực có áp suất P2 thì một cách gần đúng ta có:

S(ABCD) = k(Ti − Te) (lnP1 −

lnP2) lnP γ lnP2 D C γẩ lnP1 A B mực ngưng kết γk Hay:

R . S(ABCD) k

W =

Hình 3-15

Như vậy, năng lượng không ổn định W tỷ lệ thuận với diện tích nguyên tố trên giản đồ cao không.

Một cách tổng quát ta có: công hay năng lượng không ổn định tổng cộng của toàn bộ lớp khí quyển tỷ lệ với diện tích tổng cộng giới hạn bởi đường trạng thái, đường tầng kết và đường đẳng áp ở mực trên cùng của lớp khí quyển.

Như vậy, tuỳ theo vị trí của đường tầng kết so với đường trạng thái mà năng lượng không ổn định W của khí quyển mang dấu âm hay dấu dương. Cụ thể: Nơi nào đường trạng thái nằm bên phải đường tầng kết, tức là ở cùng một mực không khí sẽ nóng hơn môi trường xung quanh thì W > 0. Ngược lại, nơi nào đường trạng thái nằm bên trái đường tầng kết, tức là ở cùng một mực không khí sẽ lạnh hơn môi trường xung quanh thì W < 0.

Khi xác định năng lượng không ổn định của không khí W, người phân tích giản đồ cao không, dùng màu đỏ để đánh dấu khu vực có năng lượng không ổn định dương −W ); sau +W ) và màu xanh để đánh dấu khu vực có năng lượng không ổn định âm ( ( đó tính diện tích và quy ra các giá trị định lượng của năng lượng không ổn định.

3.2 Cơ sở động lực học khí quyển

3.2.1 Trường khí áp 1) Khái niệm chung về trường khí áp a) Định nghĩa: Cũng như các trường vật lý khác, trường khí áp bao gồm: trường khí áp không gian và trường khí áp nằm ngang. Trường khí áp nằm ngang chỉ sự phân bố khí áp trên mặt nằm ngang; trường khí áp không gian chỉ sự phân bố khí áp trong không gian.

b) Phương pháp biểu thị trường khí áp: Người ta biểu diễn trường khí áp không gian bằng những mặt đẳng áp và trường khí áp nằm ngang bằng những đường đẳng áp.

Mặt đẳng áp là mặt mà tại tất cả các điểm của nó áp suất khí quyển đều bằng nhau. Do đó mặt đẳng áp trong không gian thường uốn sóng và lập với mặt phẳng nằm ngang một góc nhất định. Mặt đẳng áp chỉ song song mặt phẳng nằm ngang khi không khí hoàn toàn yên tĩnh.

Đường đẳng áp là đường nối những điểm có cùng một trị số áp suất. Ta sẽ nhận được đường đẳng áp khi dùng một mặt phẳng mực cắt mặt đẳng áp; giao tuyến giữa hai mặt này là đường đẳng áp. Mặt phẳng nằm ngang lấy ở mực biển có độ cao z = 0.

* Biểu diễn trường khí áp ở mặt đất Trên bản đồ mặt đất các trị số áp suất đã quy về mực biển. Dựa vào các trị số khí áp đó ta tiến hành vẽ các đường đẳng áp theo quy tắc đẳng trị. Khi vẽ các đường đẳng áp cần lưu ý: dùng phương pháp nội suy để tiến hành nối các điểm có áp suất như nhau. Tuỳ theo yêu cầu chuyên môn mà các đường đẳng áp được vẽ cách nhau 5 mb, 3 mb hoặc 2,5 mb; các đường đẳng áp nhất thiết không được cắt nhau; trên toàn bộ địa cầu đường đẳng áp phải đóng kín, trong từng bản đồ khu vực đường đẳng áp có thể đứt ở rìa bản đồ, còn bên trong bản đồ đường đẳng áp không được đứt đoạn.

Ngoài quy tắc đẳng trị, để hình dạng hệ thống các đường đẳng áp được xác định, khi vẽ các đường đẳng áp cần sử dụng quy tắc gío địa chuyển (ở Bắc bán cầu theo chiều gió thổi bên phải là ap cao, bên trái là áp thấp).

Hệ thống các đường đẳng áp hợp thành biểu diễn hệ thống khí áp trên mặt đất. Hệ

thống khí áp bao gồm các dạng cơ bản sau đây:

- Vùng áp thấp (xoáy thuận): là vùng có áp suất tăng từ trung tâm ra ngoại vi, ký

hiệu T.

- Vùng áp cao (xoáy nghịch): là vùng có áp suất giảm từ trung tâm ra ngoại vi,

ký hiệu C.

- Rãnh khí áp: là vùng có áp suất thấp kéo dài có trục rãnh nằm xen kẽ giữa hai

vùng có khí áp cao hơn.

- Lưỡi khí áp: là vùng áp suất cao nhô ra, có trục nằm giữa hai vùng có khí áp thấp

hơn và còn gọi là sống cao áp.

- Yên khí áp: là vùng nằm giữa hai xoáy thuận và hai xoáy nghịch đối xứng qua

đường chéo của chúng.

- Giải áp thấp: là giải khí áp nằm dài giữa hai miền có khí áp cao. Ngược lại

giữa hai miền có áp suất thấp có thể hình thành một giải áp cao.

- Xoáy thuận riêng phần: là xoáy thuận mới hình thành ở vùng rãnh khí áp đang sâu

xuống.

- Nhân (phó cao áp) là xoáy nghịch mới hình thành ở vùng lưỡi khí áp đang phát

triển.

* Biểu diễn trường khí áp không gian

Hình 3-16 trình bày sơ đồ các hệ thống khí áp trên bản đồ mặt đất.

Để biểu diễn hình thế của một mặt đẳng áp người ta dùng các đường đẳng cao. Có thể lập những bản đồ trên đó vẽ hệ thống các đường đẳng cao đối với mỗi mặt đẳng áp khác. Các bản đồ như thế gọi là bản đồ hình thế khí áp. Để minh họa chúng ta có thể biểu diễn mặt đẳng áp P (mb) bằng hình thế khí áp của mặt đẳng áp đó (hình 3-17).

a) H5 H4 H3 H2 H1 b) H2 H3 H4

C H1

Hình 3-17: a) Hình cắt thẳng đứng của mặt đẳng áp P (mb); b) Hình thế khí áp của mặt đẳng áp P đó (damđtv).

Qua hình (3-17) ta thấy: nơi nào mặt đẳng áp lỗi lên thì nơi ấy các đường đẳng cao trên bản đỗ xung quanh đóng kín sao cho trung tâm của nó có độ cao lớn nhất; các đường đẳng cao sắp xếp tương tự như các đường đẳng áp trong xoáy nghịch - Vùng đó là tâm cao (C) biểu thị khu áp cao. Ngược lại, nơi nào mặt đẳng áp lõm xuống thì nơi ấy các đường đẳng cao trên bản đồ đóng kín sao cho trung tâm của nó có độ cao nhỏ nhất; các đường đẳng cao sắp xếp tương tự như các đường đẳng áp trong xoáy thuận - Vùng đó là tâm thấp (T) biểu thị khu thấp áp.

Ngoài ra các đường đẳng cao trên bản đồ hình thế khí áp cũng tạo thành các dạng

như rãnh, lưỡi, yên... tương tự như đã xảy ra với hệ thống các đường đẳng áp.

Trong thực tế, người ta xác định được độ cao của mặt đẳng áp tại các điểm khác nhau theo các số liệu cao không và ghi các trị số độ cao đó lên bản đồ. Từ đó vẽ được hệ thống các đường đẳng cao trên từng bản đồ. Nguyên tắc vẽ các đường đẳng cao cũng giống như nguyên tắc vẽ các đường đẳng áp. Đơn vị để biểu thị giá trị của hệ thống các đường đẳng cao này là đềcamét địa thế vị, viết tắt là damđtv.

2) Nguyên nhân hình thành trường khí áp Trường khí áp được hình thành do sự kết hợp giữa nguyên nhân nhiệt lực và

động lực.

a) Xét nguyên nhân nhiệt lực là chủ yếu (động lực là phụ) Xét về nguyên nhân này tức là xét sự hình thành trường khí áp gây nên do sự phân

(C)

P-4 P- P-2 P-1 bố nóng lạnh không đều trên bề mặt: - Tại vùng nóng: do nhiệt lực mà không khí bốc lên và áp suất tại đó nhỏ hơn xung quanh có nhiệt độ thấp hơn nó. Do đó gần mặt đất mặt đẳng áp P mb có dạng lõm ở vùng có nhiệt độ cao hơn.

(T) lạnh nóng

Dùng bậc khí áp, bậc khí áp thì tỷ lệ với nhiệt độ, một cách định tính ta vẽ được lần lượt các mặt đẳng áp: P-1 mb, P-2 mb, P- 3 mb, P-4 mb, P-5 mb... (hình 3- 18).

Hình 3-18

lạnh

Kết quả là: ở dưới thấp mặt đẳng áp lõm xuống hình thành áp thấp nóng; trên cao

mặt đẳng áp lồi lên hình thành cao áp nóng. Gọi tắt chúng là "thấp nóng" và "cao nóng".

P-4

(T) P-3

- Tại vùng lạnh: thì ngược lại, khu vực lạnh hơn xung quanh thì có mật độ lớn hơn hình thành khu vực cao áp. Do đó gần mặt đất mặt đẳng áp P (mb) có dạng lồi ở vùng có nhiệt độ thấp hơn.

P-2 P-1

Dùng bậc khí áp, một cách định tính ta có thể vẽ được lần lượt các mặt đẳng áp: P-1 mb, P-2 mb, P-3 mb, P-4 mb, P-5 mb... (hình 3-19).

nóng lạnh nóng Hình 3-19

Kết quả là: ở dưới thấp mặt đẳng áp lồi lên hình thành "cao lạnh" và ở trên cao mặt

đẳng áp lõm xuống hình thành "thấp lạnh".

Lưu ý: Trong thực tế, sự phân bố của nhiệt độ mặt đệm không phải bao giờ cũng đối xứng như hai kiểu đã nêu trên. Khi có sự phân bố nóng lạnh xê xích đi thì ta cũng tiến hành làm tương tự để tìm ra sự phối hợp giữa áp suất và nhiệt độ như đã làm ở trên.

b) Xét nguyên nhân động lực là chủ yếu (nhiệt lực là phụ) Xét nguyên nhân này tức là xét sự hình thành trường khí áp do sự thăng giáng động

lực của không khí trên mặt đất là chủ yếu. - Tại vùng nóng: Do dòng giáng liên tục và mạnh mẽ làm cho mật độ không khí tăng lên và mặt đẳng áp gần mặt đất P mb có dạng lồi lên.

Từ mặt đẳng áp P, dùng bậc khí áp, ta có thể vẽ được các mặt đẳng áp: P-1 mb, P-2 mb, P-3 mb... (hình 3-20).

- Tại vùng lạnh: Do dòng thăng động lực mạnh mẽ liên tục làm cho mật độ không khí giảm và mặt đẳng áp gần mặt đất P mb có dạng lõm xuống.

Từ mặt đẳng áp P, dùng bậc khí áp, tương tự như trên, ta cũng có thể xác định được các mặt đẳng áp: P-1 mb, P-2 mb, P- 3 mb... (hình 3-21).

Ngoài ra nguyên nhân động lực còn tạo ra các xoáy trên cao: cao nóng trên cao

(hình 3-22a) và thấp lạnh trên cao (hình 3-22b). (T) nóng lạnh nóng a) Hình 3-22 3.2.2 Các lực sinh ra chuyển động của không khí 1) Lực Cơriôlít hay lực lệch hướng địa chuyển Năm 1838, Cơriôlít đã chứng minh được rằng: Mọi chuyển động trên mặt đất đều có khuynh hướng lệch khỏi hướng chuyển động ban đầu. Sở dĩ như vậy là vì: trên trái đất mọi vật thì đều chịu tác dụng của gia tốc quay. Gia tốc này bị gây nên bởi một lực, lực này gọi là lực Cơriôlít. Dưới tác dụng của lực Cơriôlít A gây ra do sự quay của quả đất đó mà các chuyển động ở Bắc bán cầu lệch về bên phải, ở Nam bán cầu lệch về bên trái so với hướng ban đầu.

→ A = − 2 [

→ → v ] ω × →→→ i j ωωω

(3-26)

→ A = − 2

y v

(3-27) Hay:

Như vậy, về hướng lực A sẽ vuông góc với véc tơ tốc độ v.

Y x Chiếu lên các trục toạ độ ta có: Ax = − 2 (ωyvz − ωzvy) Ay = − 2 (ωzvx − ωxvz)

→ ω

(3-28)

Az = − 2 (ωxvy − ωyvx) Chọn hệ tọa độ trên mặt đất như sau: Oz: vuông góc với mặt đất hướng từ

dưới lên.

Ox: tiếp tuyến với vòng vĩ tuyến từ

Tây sang Đông.

Oy: tiếp tuyến với vòng kinh tuyến z a O ϕ R Hình 3-23 từ Nam sang Bắc.

ωy = ω cosϕ ωz = ωsinϕ

Trong khí tượng gọi hệ tọa độ này là hệ tọa độ chuẩn (hình 3-23). Thì: ωx = 0 Véc tơ ω có hướng dọc theo trục quay về phía mà theo đó chuyển động quay diễn ra ngược chiều kim đồng hồ: trong chuyển động quay của trái đất ω hướng về phía Bắc.

(3-29)

Ax = 2ωsinϕvy − 2ωcosϕvz Ay = − 2ωsinϕvx Az = 2ωcosϕvx

Thay vào (3-27) ta sẽ có: Về mặt gây ra chuyển động thì Az coi như không đáng kể. Do đó khi đề cập đến

vấn đề chuyển động nằm ngang thì Az không có ý nghĩa gì cả. Ta có thể bỏ qua Az.

v x , vy >> vz Mặt khác: Do đó: 2ωcosϕvz << 2ωsinϕvy Do vậy (3-29) viết được dưới dạng sau: (3-29') Ax = 2ωsinϕvy Ay = − 2ωsinϕvx

(3-29") Ký hiệu 2ωsinϕ = l (tham số Cơriôlít) thì: Ax = l vy Ay = − l vx

Tóm lại, lực Côriôlít sẽ nhỏ nhất ở xích đạo (A ≈ 0) và đạt giá trị cực đại ở cực. A chỉ làm thay đổi hướng của chuyển động chứ không thay đổi về tốc độ chuyển động.

2) Lực ly tâm Lực này xuất hiện khi phân tử vật chất chuyển động theo quỹ đạo cong (hình 3-

24). Trong đó:

→ C

- Hướng của lực ly tâm C bao giờ

cũng theo bán kính về phía lồi.

- Độ lớn của C cho bởi công

thức:

v 2 r

C = (3-30)

→ v

Hình 3-24

Trong đó: r: bán kính quỹ đạo tại điểm đó; v: tốc độ chuyển động của phân

tử.

Độ lớn của lực ly tâm C thường nhỏ song ở những xoáy nhỏ có r bé và v lớn thì C

đôi khi vượt quá G.

= 0 X −

(3-31) = 0 Y −

1 ρ 1 ρ 1 ρ

= 0 Z −

1 ρ

3) Lực građiăng khí áp Lực này xuất hiện do sự phân bố khí áp không đều. Như chúng ta đều biết, điễu kiện cân bằng của một khối không khí nào đó khi chỉ có tác dụng của trọng lượng (đối với một đơn vị khối lượng) sẽ được xác định bằng các phương trình sau: P ∂ x ∂ P ∂ y ∂ P ∂ z ∂ Trong đó: X, Y, Z là hình chiếu trên trục toạ độ của lực trọng trường; P ∂ z ∂

P ∂ x ∂

P ∂ y ∂

là hình chiếu trên trục toạ độ của các thành , − , − −

phần lực do áp suất tĩnh của không khí tác dụng lên một đơn vị khối

lượng.

X = Y = 0 và Z = − g

Do đó dễ dàng thấy: Và hệ thống phương trình (3-31) có dạng sau:

= 0 −

P ∂ x ∂ P ∂ y ∂

= 0 (3-31') −

P ∂ z ∂

= 0 − g −

1 ρ 1 ρ 1 ρ P ∂ n ∂

Trong điều kiện tĩnh thì = 0 tức là các mặt đẳng áp song song với mặt phẳng

mực. Song thực tế các mặt đẳng áp không song song với mặt phẳng mực mà lập thành

P ∂ n ∂

một góc β nào đó tức là ≠ 0, và sinh ra lực građiăng khí áp. Véc tơ lực građiăng

khí áp được xác định như sau:

→ G = −

1 ρ

grad P (3-32)

Hướng của G thẳng góc với mặt đẳng áp về phía áp suất thấp. Và các thành phần

tương ứng của G theo các trục toạ độ có dạng:

Gx = −

(3-32') Gy = −

1 ρ 1 ρ 1 ρ

P ∂ x ∂ P ∂ y ∂ P ∂ z ∂

Gz = −

Hay có thể viết gọn thành phần nằm ngang của lực građiăng khí áp G như sau:

1 ρ

P ∂ n ∂

(3-32") G = −

4) Lực ma sát Lực ma sát sinh ra do tác dụng kìm hãm của mặt đất với dòng không khí đang chuyển động hay do các dòng không khí chuyển động với tốc độ khác nhau. Người ta chia ra làm hai dạng ma sát: ma sát ngoài và ma sát trong (tính nhớt).

Như vậy lực građiăng khí áp có thể xác định một cách dễ dàng nếu biết trị số của građiăng khí áp và mật độ của không khí. Dưới tác dụng của lực G các phần tử không khí sẽ chuyển động theo hướng của lực G đó.

- Ma sát ngoài: lực ma sát ngoài sinh ra do tác dụng kìm hãm của mặt đất với

(3-33) chuyển động của không khí lực này được biểu diễn bằng công thức: R = − kV

Trong đó: V: là tốc độ gió; k: hệ số ma sát.

Dấu ( − ) biểu thị hướng R ngược với V. - Ma sát trong: lực ma sát trong (đôi khi còn gọi là ma sát loạn lưu) sinh ra do tốc độ chuyển động của các lớp không khí khác nhau: về mặt cơ học chất lỏng ta có thể xem không khí như là một chất lỏng nhớt, do đó giữa các lớp sát nhau khi chuyển động với tốc độ khác nhau sẽ sinh ra ma sát trong. Lực ma sát trong được biểu diễn bằng công thức sau:

1 ρ

τ∂ z ∂

R = (3-34)

= (A + μ) τ Trong đó: τ là sức căng ma sát trong: V ∂ z ∂

Với: A là hệ số ma sát loạn lưu; μ là hệ số ma sát phân tử.

V 35o R

* Thực tế hướng của R không ngược hẳn với hướng chuyển động mà thường lệch đi về bên trái một góc chừng 35o (hình 3-25).

Hình 3-25 Cường độ của V càng lớn thì R càng

lớn.

Như thế phương trình chuyển động trong toạ độ đề các như sau:

1 ρ

P ∂ x ∂

+ 2ωz vy − 2ωy vz + Rx

(3-35) + 2ωx vz − 2ωz vx + Ry

1 ρ 1 ρ

dVx = − t d dVy = − t d dVz = − t d

P ∂ y ∂ P ∂ z ∂

+ 2ωy vx − 2ωx vy + Rz − g

Trong hệ phương trình (3-35) tuỳ theo vai trò của các lực thành phần, tuỳ theo từng trường hợp cụ thể những lực phụ có thể bỏ qua trong tính toán. Ví dụ: lực ma sát chỉ có ý nghĩa với lớp khí quyển sát mặt đất; trên cao ma sát rất nhỏ có thể bỏ qua R; ngược lại ở mặt đất thì lực Cơriôlít không đáng kể vì V nhỏ nên có thể bỏ qua A v.v...

Sau đây chúng ta chỉ xem xét trong phạm vi chuyển động nằm ngang. 3.2.3 Chuyển động ổn định của không khí Chuyển động ổn định là chuyển động trong đó ở mỗi điểm của không gian độ lớn và hướng (véc tơ) tốc độ gió không thay đổi theo thời gian (tức là chuyển động ổn định không có gia tốc; tốc độ gió không phụ thuộc vào thời gian t ở mỗi điểm.). Song khi chuyển từ điểm này sang điểm khác thì V có thể thay đổi.

dV dt

1) Chuyển động ổn định trong trường hợp không có ma sát Các lớp không khí có độ cao lớn hơn 500 ÷ 1000 m có thể coi là những lớp không có ma sát. Các chuyển động ổn định xảy ra trong lớp không có ma sát được gọi là gió građiăng.

Vậy trong chuyển động ổn định thì: = 0 ; ∑ F = 0 và V = f(x).

a) Gió địa chuyển Gió địa chuyển là chuyển động ổn định theo chiều nằm ngang của không khí theo các đường đẳng áp thẳng. Tốc độ gió địa chuyển ký hiệu Vg (ug và vg là các thành phần nằm ngang tương ứng với trục Ox và Oy).

Chúng ta phân biệt gió građiăng ra làm hai loại: gió građiăng trong trường hợp đường đẳng áp thẳng (gió địa chuyển) và gió građiăng trong trường hợp đường đẳng áp tròn (gió địa chuyển xoáy).

1 ρ

0 = − + 2ωz vg Khi xuất hiện gió địa chuyển thì phương trình chuyển động có dạng: P ∂ x ∂

0 = − + 2ωz ug

1 ρ 1 ρ

P ∂ y ∂ P ∂ n ∂

Hay: 0 = − + 2ωz Vg

Hoặc:

1 ρ

P ∂ n ∂

(3-36) − + 2ωsinϕVg = 0

2 u + g

2 g

Trong đó: Vg =

Do đó về độ lớn:

1 ρωsin 2

(3-37) Vg =

1 ρ

P ∂ x ∂

vg = − Gx = −

1 l ρ 1 l ρ

1 ρ

P ∂ n ∂ Về hướng, như đã nói ở trên, thì véc tơ tốc độ gió Vg sẽ song song với đường đẳng áp và dọc theo hướng gió về phía tay trái là áp thấp và tay phải là áp cao. Ta có thể chứng minh được điều đó như sau: P ∂ x ∂ P ∂ y ∂

→ gV

Gy = − ug = −

→ G = ug . Gx + vg . Gy =

P ∂ y ∂

P ∂ x ∂

P ∂ y ∂

1 2ρ

P ∂ y ∂ 1 P ∂ 2ρ x ∂

. = 0 Mà: −

Vg ⊥ Gn

Vậy: Từ công thức (3-37) ta có thể rút ra kết luận sau đây: Tốc độ gió địa chuyển tỷ lệ thuận với građiăng khí áp và tỷ lệ nghịch với vĩ độ địa lý và mật độ không khí. Tức là:

- Đường đẳng áp càng xít thì Vg càng lớn và ngược lại. - Nếu G và ρ không thay đổi thì khi ϕ tăng thì Vg giảm, ở cực (ϕ = 90o) Vg phải nhỏ hơn bất kỳ ở một vĩ độ nào khác và ở xích đạo ϕ = 0 thì Vg → ∞ có nghĩa là ở xích đạo không thể có gió građiăng.

- Cùng một G khi ρ càng lớn thì Vg càng nhỏ và ngược lại có nghĩa là cùng một

građiăng khí áp gió sẽ tăng dần theo độ cao.

Những kết luận trên đây chỉ đúng và có ý nghĩa thực tiễn với lớp khí quyển có độ

cao từ 500 m đến 1000 m trở lên tức là ở nơi có gió gần với gió građiăng.

P RT

Mặt khác: ρ =

Nên:

RT sin ω

P ∂ n ∂ Tức là: Tốc độ gió địa chuyển phụ thuộc vào nhiệt độ, áp suất; cụ thể là: tỷ lệ

(3-37') . Vg =

b) Gió địa chuyển xoáy

- Trong vùng xoáy thuận

→ C

thuận với nhiệt độ và tỷ lệ nghịch với áp suất khí quyển.

→ A

→ gV

Xét tại một điểm M nào đó, phần tử chuyển động sẽ chịu tác dụng của ba lực cơ bản đó là G; A; và C.

→ G

Vì là chuyển động ổn định tức là chuyển động không có gia tốc nên G + A + C = 0 (hình 3-26).

Ω M

Hình 3-26

Về hướng: Phần tử không khí sẽ chuyển động dọc theo đường đẳng áp sao cho bên tay trái là áp suất thấp và bên tay phải là áp suất cao (tức là với xoáy thuận thì ngược chiều kim đồng hồ ở Bắc bán cầu).

Về độ lớn: Phương trình chuyển động trong trường hợp này sẽ có dạng:

− + 2ωz vgΩ + Cx = 0

1 ρ 1 ρ

P ∂ x ∂ P ∂ y ∂

− − 2ωz ugΩ + Cy = 0

Hay:

V 2 gΩ = 0 r

P ∂ r ∂

1 ρ

(3-38) − 2ωsinϕ VgΩ +

P ∂ r ∂

= 0, chúng ta nhận Giải phương trình (3-38) và đặt điều kiện VgΩ = 0 khi

22 r

sin

+ϕ

được:

r ρ

P ∂ r ∂

(3-38') VgΩ = − ω r sinϕ +

P ∂ r ∂

: nếu tăng thì Từ công thức (3-38') ta thấy VgΩ phụ thuộc rất nhiều vào

P ∂ r ∂

VgΩ tăng và → ∞ thì VgΩ → ∞.

- Trong vùng xoáy nghịch

Tuy vậy trong thực tế VgΩ chỉ đạt được khoảng 200 km/h (siêu cấp). Tốc độ này có được ở các xoáy thuận nhiệt đới do dự trữ năng lượng của mặt đất trong suốt mùa xuân và mùa hè gây nên.

→ G

→ C

Xét tại một điểm M nào đó, phần tử chuyển động sẽ chịu tác dụng của ba lực cơ bản đó là G, A, và C.

Vì là chuyển động ổn định tức là chuyển động không có gia tốc nên G + A + C = 0 (hình 3-27).

→ A

M → gV Ω

Về hướng: Phần tử không khí sẽ chuyển động dọc theo đường đẳng áp sao cho về bên tay trái là áp suất thấp và bên tay phải là áp suất cao (tức là với xoáy nghịch thì cùng chiều kim đồng hồ ở Bắc bán cầu).

Về độ lớn: Phương trình chuyển động trong trường hợp này sẽ có dạng:

Hình 3-27

V 2

1 ρ

gΩ = 0 r

P ∂ r ∂

(3-39) - 2ωsinϕ VgΩ +

P ∂ r ∂

= 0, chúng ta nhận Giải phương trình (3-39) và đặt điều kiện VgΩ = 0 khi

22 r

2 sin

−ϕ

được:

r ρ

P ∂ r ∂

(3-39') VgΩ = ω r sinϕ −

Từ công thức (3-39') ta suy ra rằng: khác với trường hợp xoáy thuận muốn cho

P ∂ r ∂

r ρ

1 ρ

Do đó: ω2 r2 sin2ϕ ≥ ≤ ω2 r sin2ϕ VgΩ ≥ 0 thì biểu thức trong dấu căn phải ≥ 0, tức là: P ∂ r ∂

Nói một cách khác là độ lớn của lực građiăng khí áp bị giới hạn. Gọi giá trị giới

1 ρ

= ω2 r sin2ϕ G* = hạn của lực građiăng khí áp đó là G* thì: P ∂ r ∂

Khi đó tốc độ gió địa chuyển xoáy trong vùng xoáy nghịch cũng bị giới hạn và giới

(3-39") VgΩ* = ω r sinϕ

hạn đó là: Công thức (3-39") biểu thị tốc độ cực đại của gió địa chuyển xoáy trong vùng xoáy

nghịch.

Như vậy, trong vùng xoáy nghịch tốc độ gió lớn đến một giới hạn nào đó rồi yếu đi, ít gây tác hại, đường đẳng áp trong xoáy nghịch thưa hơn nhiều so với xoáy thuận. Điều này thể hiện khá rõ trong thực tế.

2) Chuyển động ổn định trong trường hợp có ma sát Ta cũng lần lượt xét cho hai trường hợp: trường hợp đường đẳng áp thẳng và

trường hợp đường đẳng áp tròn.

a) Trường hợp đường đẳng áp thẳng và song song Trong trường hợp có ma sát thì phần tử tham gia chuyển động chịu tác dụng của 3 lực: lực građiăng khí áp G, lực lệch hướng địa chuyển A và lực ma sát R. Phân bố của các lực này như sau (hình 3-28):

→ G

P - 1

P O B

→ R

→ A

Hình 3-28

G: vuông góc với đường đẳng áp và hướng về phía áp suất thấp. Giả sử hướng chuyển động lập với G một góc α. A: vuông góc với hướng chuyển động về bên phải và R: lập với hướng chuyển động một góc khoảng chừng 35o, có xu hướng ngược chiều với hướng chuyển động. Để đơn giản ta coi như R ngược chiều với V.

Phân tích lực G thành hai lực thành phần: OB theo hướng chuyển động và OP vuông góc với hướng chuyển động. Như vậy, OB sẽ ngược hướng với R và OP sẽ ngược hướng với A.

G + A + R = 0

Vì chuyển động ổn định không có gia tốc nên: Để xác định hướng chuyển động và tốc độ chuyển động ta phải xác định góc lệch

α và độ lớn của tốc độ gió V.

- Xác định góc lệch α (xác định góc lệch α thực chất là xác định hướng gió): Về độ lớn của các lực thành phần OP và OB: Do đó, độ lớn của A và R sẽ là:

1 ρ

G = Mặt khác: A = 2ωV sinϕ ; R = kV ; OP = G sinα ; OB = G cosα A = G sinα ; R = G cosα P ∂ n ∂

(*) Do đó ta có: . sinα = 2ωV sinϕ

1 ρ 1 ρ

P ∂ n ∂ P ∂ n ∂

(*') . cosα = kV

sin k

(3-40) Rút ra: tgα =

Công thức (3-40) cho ta tìm được góc lệch của hướng gió so với građiăng khí áp

và từ đó tìm ra được hướng của véc tơ tốc độ gió.

Từ công thức (3-40) ta nhận thấy: + ở xích đạo ϕ = 0 ⇒ tgα = 0 ⇒ α = 0, tức là hướng gió trùng với hướng của

građiăng khí áp.

+ Khi ϕ càng tăng thì góc lệch α càng lớn. Đồng thời khi k → 0 thì α → 90o,

tức là gió trở về trường hợp gió địa chuyển.

- Xác định độ lớn của tốc độ gió: Để xác định độ lớn tốc độ gió, ta bình phương 2 vế của các phương trình (*) và

(*') rồi cộng lại, ta được:

1 ρ

P ∂ n ∂

( . sinα)2 + ( . cosα)2 = (2ωV sinϕ)2 + (kV)2

P ∂ n ∂ 1 ρ

P ∂ n ∂ G

( )2 = V2 [(2ωV sinϕ)2 + k2 ]

sin

)

V = Rút ra: (3-41)

Công thức (3-41) cho ta thấy rằng: khi có ma sát thì tốc độ gió nhỏ hơn khi không

→ A

→ C

→ R

VgΩ G1

→

b) Trường hợp đường đẳng áp tròn - Đối với xoáy thuận Xét phần tử không khí nằm trong vùng xoáy thuận. Phần tử không khí này sẽ chịu tác dụng của các lực: G hướng về tâm xoáy, A và C hướng thẳng góc với hướng chuyển động của dòng không khí trong đó V lập với G một góc α < 90o, lực ma sát R để đơn giản lấy hướng ngược chiều với hướng chuyển động (hình 3-29).

có ma sát và khi k = 0 thì tốc độ gió là tốc độ gió địa chuyển.

Vì chuyển động ổn định không có gia tốc nên ta có: G + A + C + R = 0

Hình 3-29

Vấn đề đặt ra là phải xác định cho được góc lệch α, từ đó mà suy ra hướng của V và xác định độ lớn ⎜V ⎜.

- Xác định góc lệch α: Phân tích lực G thành hai thành phần: G1 theo hướng chuyển

động và G2 thẳng góc với hướng chuyển động.

⎜G1 ⎜ = ⎜G cosα ⎜ ; ⎜G2 ⎜ = ⎜G sinα ⎜

Ta có: Vì chuyển động ổn định nên: G2 = − (A + C) và G1 = − R Do đó thay vào ta có: G cosα ⎜ = ⎜R ⎜ = kV ⎜

V 2 r

sin

+ϕ

V r

G sinα ⎜ = ⎜A + C ⎜ = 2ωVsinϕ + ⎜

(3-42) Vậy: tgα =

Như vậy trong xoáy thuận góc lệch α sẽ lớn hơn trong trường hợp đường đẳng áp

thẳng.

Ta có thể hình dung hoàn lưu không khí (hình 3-30a) và các đường dòng (hình 3-

30b) trong xoáy thuận như sau:

a) T T

Trong đó: a) biểu thị hướng gió tại mỗi điểm của xoáy thuận; b) biểu thị đường dòng (đường mà tiếp tuyến với nó tại mỗi điểm thì

hướng gió tại điểm đó).

trùng Rõ ràng khi có ma sát thì đường dòng hội tụ vào tâm ngược chiều kim đồng hồ

Hình 3-30

(đối với xoáy thuận); khi không có ma sát thì đường dòng sẽ trùng đường đẳng áp.

−

- Về độ lớn của tốc độ gió: Cũng tính toán tương tự như đối với đường đẳng áp thẳng, ta nhận được:

V4 g l r

⎤ ⎥ ⎥ ⎦

⎡ 1 ⎢ ⎢ ⎣

V = (3-43) rl 2

1 ρωsin 2

P ∂ r ∂

→

Trong đó: . l = 2ωsinϕ ; Vg =

→ C

→ R

→ A

- Đối với xoáy nghịch Các lực tác dụng lên một phần tử không khí nằm trong vùng xoáy nghịch sẽ được sắp đặt như sau: Lực G hướng từ trung tâm ra ngoài. Hướng chuyển động V lệch về bên phải G một góc α < 90o. Lực A và C vuông góc với hướng chuyển động song ngược chiều nhau. Lực R lấy ngược chiều với hướng chuyển động cho đơn giản (hình 3-31).

VgΩ

G2 Hình 3-31 Vì chuyển động ổn định không

có gia tốc nên ta có:

G + A + C + R = 0 Tương tự như trình tự đã làm với xoáy thuận:

- Xác định góc lệch α: Phân tích lực G thành hai thành phần: G1 theo hướng chuyển động và G2 thẳng góc với hướng chuyển động. Vì chuyển động ổn định không có gia tốc nên các lực cân bằng nhau, cụ thể về độ lớn:

A = G2 + C G1 = R

Thế các giá trị tương ứng của các lực ta sẽ có:

V2 r

Gsinα = 2ωvsinϕ −

sin 2 −ϕω

v r

Gcosα = kV

(3-44) Vậy: tgα =

b): biểu thị đường dòng (đường mà tiếp tuyến với nó tại mỗi điểm thì

Như vậy trong xoáy nghịch góc lệch α sẽ nhỏ hơn góc lệch α trong trường hợp đường đẳng áp thẳng. Và hoàn lưu, đường dòng trong xoáy nghịch như sau (hình 3- 32a, 3-32b): a) C T

Hình 3-32 Trong đó: a) biểu thị hướng gió tại mỗi điểm của xoáy nghịch; trùng hướng gió tại điểm đó). Hình (3-32) cho thấy trong xoáy nghịch gió thổi từ trung tâm ra ngoài, các đường dòng phân kỳ từ trung tâm ra ngoài và xoáy theo chiều kim đồng hồ.

−

- Về độ lớn của tốc độ gió: Cũng tính toán tương tự như đối với trường hợp đường

rl 2

V4 g l r

⎤ ⎥ ⎥ ⎦

V = (3-45)

đẳng áp thẳng, ta nhận được: ⎡ 1 ⎢ ⎢ ⎣

1 ρωsin 2

P ∂ r ∂

Trong đó: l = 2ωsinϕ ; Vg =

Trên đây chúng ta xác định được hướng chuyển của gió trong trường hợp chuyển động ổn định có ma sát đối với đường đẳng áp tròn. Từ đó ta có thể rút ra một kết luận có ý nghĩa thực hành lớn sau đây: Nếu nhìn theo chiều gió thì áp suất thấp sẽ ở bên trái và hơi lệch về phía trước còn áp suất cao sẽ ở bên phải và hơi lùi về phía sau.

3.2.4 Gió địa phương Gió địa phương tức là các luồng không khí chuyển động có tính chất điển hình do ảnh hưởng của các điều kiện vật lý, địa lý của địa phương nào đó như: gió đất, gió biển, gió núi, gió thung lũng, gió phơn...

1) Gió đất và gió biển a) Gió biển Ban ngày mặt đất liền nóng hơn mặt biển nên mặt đẳng áp ở sát mặt đệm sẽ có dạng nghiêng về phía không khí nóng. Do đó gió sẽ thổi song song với mặt nước và hướng vào bờ ở các lớp dưới thấp tạo thành gió biển. Dùng bậc đẳng áp ta xác định được các mặt đẳng áp ở trên cao. Qua đó ta nhận thấy ở trên cao mặt đẳng áp lại nghiêng về phía không khí lạnh và gió sẽ thổi ngược lại so với dưới thấp tức là từ đất liền ra biển (hình 3-33a).

b) Gió đất Ban đêm mặt đất liền lạnh đi nhanh hơn mặt biển. Tương ứng với điều đó thì sự phân bố các mặt đẳng áp sẽ ngược lại và hình thành gió đất (hình 3-33b). Tốc độ của gió đất thường rất nhỏ trung bình chỉ chừng 1m/s. Gió đất có thể thổi ra biển tới 8 km đến 10 km. Thời gian thịnh hành của gió đất trong một ngày thường xảy ra ban đêm sau 21 h.

Tốc độ trung bình của gió biển chừng 2 m/s cực đại có thể đạt tới 7 m/s đến 8 m/s. Gió biển thường vào sâu trong đất liền chừng vài chục km (20 km đến 30 km) cá biệt có khi tới 100 km. Thời gian hoạt động của gió biển trong một ngày rõ rệt nhất từ 8 giờ sáng đến 14, 15 giờ chiều.

Gió đất và gió biển thường quan sát thấy quanh năm ở vĩ độ nhiệt đới, còn ở vĩ độ ôn đới và vĩ độ cao chúng chỉ xuất hiện vào mùa hạ nhất là những ngày nóng bức ít mây.

G G b) Ban đêm

G G a) Ban ngày Hình 3-33

2) Gió núi - thung lũng Tương tự như hoàn lưu gió đất và gió biển, hoàn lưu gió núi - thung lũng cũng do

a) Gió sườn dốc Đó là loại gió thổi dọc theo sườn dốc; ban đêm hướng từ trên sườn dốc xuống chân dốc còn ban ngày thì ngược lại. Nguyên nhân hình thành gió sườn dốc là sự nóng lên và lạnh đi không đồng đều của không khí cùng độ cao sát sườn dốc và trong thung lũng. Cụ thể là:

nguyên nhân nhiệt lực chi phối. Có hai loại hoàn lưu núi - thung lũng sau đây:

Ban ngày: ở sát sườn dốc không khí nóng lên mạnh hơn so với không khí trong thung lũng. Do đó sẽ xuất hiện građiăng khí áp hướng từ thung lũng tới sườn dốc sẽ xuất hiện gió thổi từ thung lũng tới sườn. Càng lên cao tốc độ gió càng giảm, giảm dần và tới một mức nào đó sẽ đổi hướng ngược lại và tiếp tục mạnh lên. Kết quả sẽ hình thành một vòng hoàn lưu khép kín (hình 3-34a).

b) Ban đêm

Ban đêm: không khí ở sát sườn dốc lạnh đi nhanh hơn so với trong thung lũng nên xuất hiện G nằm ngang hướng từ sườn tới thung lũng do đó xuất hiện gió thổi từ sườn dốc vào thung lũng. Trên cao dòng không khí có hướng ngược lại. Kết quả là sẽ tạo thành một vòng hoàn lưu khép kín (hình 3-34b). G a) Ban ngày Hình 3-34

b) Gió núi - thung lũng Khác với gió sườn dốc, quy mô của gió núi - thung lũng thực sự rộng lớn hơn: ban ngày gió thổi lên cao theo thung lũng (gió thung lũng) còn ban đêm thổi xuống dưới về phía thung lũng rộng hoặc đồng bằng (gió núi) theo sơ đồ dưới đây (hình 3-35).

Tóm lại: ban đêm trên sườn dốc có gió thổi từ đỉnh sườn xuống chân; ban ngày có gió thổi ngược lại từ chân lên đỉnh. Gió sườn dốc thể hiện rất rõ rệt vào những ngaỳ tháng mùa hạ đặc biệt vào những ngày quang mây.

Biểu diễn gió núi Biểu diễn gió thung lũng

Hình 3-35 Ban ngày: các vách thung lũng nóng lên mạnh hơn trong khí quyển tự do bên trên thung lũng cùng độ cao vì vậy xuất hiện G nằm ngang hướng từ thung lũng vào vách. Còn ban đêm ngược lại xuất hiện G nằm ngang hường từ vách vào thung lũng. Do đó ban ngày gió thổi lên phía vách thung lũng đó là gió thung lũng, còn ban đêm gió thổi từ phía vách xuống thung lũng đó là gió núi.

3) Gió phơn Gió phơn là thứ gió địa phương nóng, khô thổi từ núi xuống. Sự hình thành gió phơn: Gió phơn hình thành khi có sự chênh lệch khá lớn về áp suất giữa hai phía của dãy núi. Nguyên nhân của sự chênh lệch này có thể là do phía sườn đón gió bên này của dãy núi áp suất tăng lên còn sườn khuất gió phía bên kia áp suất giảm xuống hoặc là do có sự chênh lệch áp suất giữa đỉnh và chân núi: đỉnh núi áp suất cao, chân núi áp suất thấp. Trường hợp có sự chênh lệch áp suất không khí giữa hai phía của dãy núi có thể xảy ra khi dòng không khí có tốc độ lớn gặp dãy núi chắn ngang phải trườn theo sườn rồi vượt qua sang bên kia núi rồi giáng xuống tạo thành phơn. Trường hợp có sự chênh lệch áp suất giữa đỉnh và chân núi còn có thể xảy ra khi chân núi có sự giảm áp đột ngột do một nguyên nhân nào đó.

Trên đây là hai loại gió địa phương hình thành do nguyên nhân nhiệt lực. Sau đây ta xét thêm một loại gió địa phương hình thành do nguyên nhân động lực đó là gió phơn.

Sở dĩ gió phơn khô, nóng là vì: khi không khí ẩm gặp dãy núi bốc lên đoạn nhiệt và sinh ra mưa bên sườn đón gió. Do đó khi qua dãy núi không khí đã khô và tiếp tục

Hình 3-36

đi xuống theo sườn khuất gió và nóng lên đoạn nhiệt. Kết quả của hiện tượng phơn này là không khí khô và nóng (hình 3-36). Do đó phơn liên quan tới điều kiện địa hình và chế độ gió thịnh hành của từng khu vực. Phơn có thể kéo dài từ vài giờ đến vài ngày hoặc vài tháng. ở nước ta hiện tượng phơn thịnh hành trong khoảng thời gian khá dài đầu mùa hè ở vùng khu IV và Tây bắc đó là gió Tây Nam khô nóng (dân ta thường gọi là gió Lào). Gió phơn rất có tác hại với cây trồng, có thể đốt cháy cây trồng, hoặc gây hạn hán cho một khu vực rộng lớn. 3.3 Tuần hoàn của nước trong thiên nhiên

Dưới tác dụng nhiệt của bức xạ mặt trời, nước ở mặt đất, biển, sông ngòi, ao hồ, thực vật... chuyển thành hơi bay vào khí quyển; một phần ngưng tụ thành mây, một phần bay lơ lửng trong khí quyển. Từ mây giọt nước ngưng tụ lớn dần lên đủ trọng lượng rơi xuống bề mặt trái đất rồi lại bốc hơi rồi lại ngưng tụ... Quá trình vận động như vậy của nước gọi là quá trình tuần hoàn nước trong thiên nhiên (hình 3-37). Tuần hoàn nước trên địa cầu có thể chia làm hai loại: đại tuần hoàn và tiểu tuần hoàn:

- Đại tuần hoàn: Bốc hơi trên biển vào khí quyển tạo thành mây, theo gió vào đất liền rồi mưa trên lục địa; nước mưa qua dòng chảy của sông ngòi ra biển rồi lại bốc hơi – Tạo thành vòng tuần hoàn khép kín.

- Tiểu tuần hoàn: Nước trên biển hoặc lục địa bốc hơi thành mây và mưa xuống rồi lại bốc hơi... tạo thành vòng tuần hoàn khép kín. Như vậy, tiểu tuần hoàn bao gồm: tiểu tuần hoàn biển và tiểu tuần hoàn lục địa.

Hình 3-37

Như vậy, vòng tuần hoàn nước gồm ba khâu chính: bốc hơi, ngưng kết và mưa.

3.3.1 Bốc hơi 1) Bản chất vật lý của sự bốc hơi a) Quá trình vật lý của bốc hơi Bốc hơi là quá trình nước ở thể lỏng hay thể rắn biến thành nước ở thể hơi. Quá

trình nước ở thể rắn chuyển thành nước ở thể hơi còn gọi là quá trình thăng hoa.

Quá trình bốc hơi diễn ra như sau: Những phân tử chất nước và băng ở trạng thái không ngừng chuyển động với tốc độ và hướng khác nhau. Những phân tử nước ở ngay trên mặt chất nước (còn gọi là mặt thoáng bốc hơi), khi đạt đến một tốc độ nào đó thắng lực kết dính phân tử vượt ra khỏi chất nước đi vào không khí.

Do đó, từ mặt thoáng bốc hơi luôn luôn có những luồng hơi nước đi ra từ mặt

thoáng vào không gian khí quyển; ký hiệu số phân tử đó là N↑.

Khoảng không gian tiếp xúc với mặt bốc hơi N↑ Mặt thoáng bốc hơi Hình 3-38

Ngược lại, trong không gian tiếp xúc với mặt thoáng, các phân tử hơi nước cũng chuyển động theo hướng và vận tốc khác; cũng có những phân tử trở lại mặt thoáng, số lượng những phân tử đó ký hiệu là N↓. Trong số N↓ một phần bị mặt thoáng hấp thụ Nht một phần bị mặt thoáng phản xạ Npx (hình 3-38).

(3-46) Kết quả của cả quá trình đó sẽ tồn tại một số phân tử hơi nước thoát ra khỏi khoảng không gian tiếp xúc với mặt bốc hơi và đi vào khí quyển. Ký hiệu số phân tử này là Nbh và: Nbh = N↑ − (N↓ − Npx) Nbh = N↑ − Nht

Công thức (3-46) cho ta biết một cách định tính về quá trình bốc hơi chứ chưa cho

biết được về lượng bốc hơi.

Từ quá trình trên ta nhận thấy: - Tại lớp không gian tiếp xúc với mặt thoáng thì: + Nếu e < E thì số lượng N↑ chiếm ưu thế; N↓ nhỏ và Nht càng nhỏ và bốc hơi

xảy ra.

+ Nếu e = E (lớp không khí sát mặt thoáng bão hoà) thì số lượng N↑ tương đương với số lượng N↓ và bốc hơi ngừng lại - Trạng thái này gọi là trạng thái cân bằng động.

+ Nếu e > E thì số lượng N↑nhỏ hơn số lượng N↓ và quá trình xảy ra ngược lại

gọi là quá trình ngưng tụ.

Như vậy, độ bốc hơi phụ thuộc vào độ hao hụt bão hoà của lớp không khí sát mặt

thoáng.

b) Các nhân tố ảnh hưởng đến bốc hơi Trong thiên nhiên bốc hơi phụ thuộc vào rất nhiều vào điều kiện vật lý của nước

- Quá trình bốc hơi sẽ làm giảm nhiệt độ của lòng chất nước vì trong lòng chất nước chỉ còn lại các phân tử chuyển động với tốc độ tương đối chậm chứng tỏ có sự giảm nhiệt lượng. Muốn cho chất nước bốc hơi giữ được nhiệt độ không đổi ta phải cung cho nó một lượng nhiệt. Nhiệt lượng này gọi là nhiệt bốc hơi.

và điều kiện khí tượng.

- Điều kiện vật lý của nước: + Lực tương tác giữa các phân tử nước ở trạng thái rắn (băng) lớn hơn ở trạng

thái lỏng dẫn đến sự bốc hơi trên mặt băng khó hơn trên mặt nước.

+ Nhiệt độ của nước càng cao thì tốc độ chuyển động của các phân tử nước càng lớn. Do đó, trong một đơn vị thời gian số lượng phân tử thoát ra khỏi mặt thoáng vào khí quyển càng nhiều dẫn đến tốc độ bốc hơi càng nhanh và ngược lại.

+ Diện tích mặt thoáng càng rộng số Nbh càng nhiều trong một đơn vị thời gian

dẫn đến tốc độ bốc hơi càng nhanh và ngược lại.

+ Độ cong mặt ngoài càng lớn bốc hơi càng dễ dàng - Điều này có thể giải thích bằng tổng hợp các lực tương tác giữa các phân tử nước đối với một phân tử nằm ngay trên mặt nước như sau (hình 3-39):

F2 F3

Hình 3-39

F3 > F1 > F2

Rõ ràng: Tức là qua mặt cong dễ hơn qua mặt phẳng dễ hơn qua mặt lõm. + Lượng tạp chất trong nước càng lớn hay dung dịch càng đặc thì tốc độ bốc hơi càng chậm do sự giảm diện tích mặt thoáng do các tạp chất đó chiếm chỗ và ngược lại.

+ Trong thiên nhiên nước nông tăng nhiệt mạnh hơn nước sâu nên bốc hơi

mạnh hơn.

+ Nếu nước bốc hơi từ đất thì độ bốc hơi phụ thuộc vào đặc tính vật lý của đất,

trạng thái mặt đất, điều kiện địa hình, điều kiện thực vật phủ, nước ngầm...

Chẳng hạn: Đất có mao quản rỗng bốc hơi chậm hơn đất có mao quản nhỏ, đất càng khô bốc hơi càng chậm; mặt gồ ghề bốc hơi càng lớn (diện tích mặt thoáng lớn); lớp phủ thực vật càng dày bốc càng chậm, độ cao mực nước ngầm càng lớn bốc hơi càng lớn,...

- Điều kiện khí tượng: + Gió lớn và loạn lưu mạnh làm cho độ hao hụt bão hoà lớn do đó độ bốc hơi

càng lớn và ngược lại.

+ Độ ẩm của không khí càng nhỏ thì độ hao hụt bão hoà càng lớn dẫn đến độ

bốc hơi càng lớn và ngược lại.

+ Nhiệt độ không khí càng cao thì sức trương hơi nước bão hoà E trên mặt thoáng bốc hơi càng càng lớn dẫn đến độ hao hụt bão hoà tại đó càng lớn làm cho độ bốc hơi càng lớn và ngược lại.

+ áp suất khí quyển càng lớn thì số phân tử hơi nước từ bề mặt thoáng đi vào

khí quyển càng ít do đó tốc độ bốc hơi chậm, độ bốc hơi nhỏ và ngược lại.

Trên đây chúng đã nghiên cứu quá trình bốc hơi và các nhân tố ảnh hưởng đến nó một cách định tính. Để nghiên cứu một cách định lượng cần xem xét tiếp về các phương pháp xác định độ bốc hơi trong thiên nhiên. 2) Các phương pháp xác định bốc hơi trong thiên nhiên

Trong thiên nhiên, độ bốc hơi được đặc trưng bởi tốc độ hay cường độ bốc hơi W tức là bằng lượng nước đã bốc hơi từ một đơn vị diện tích bề mặt trong một đơn vị thời gian. Trong công tác nghiệp vụ, người ta biểu diễn W theo độ dày của lớp nước đã bốc hơi tính bằng mm: 1mm ≈ 1kg/1m2.

Để xác định độ bốc hơi, người ta thường: đo trực tiếp bằng thùng bốc hơi, hoặc sử

a) Đo trực tiếp bằng thùng bốc hơi Có thể dùng các loại thùng, chậu bốc hơi khác nhau để đo độ bốc hơi; thông thường ta dùng loại thùng ΓΓ - 3000, chậu Class-A, chậu Sunken, ống Piche và đo trực tiếp độ bốc hơi của nước ở trong thùng.

dụng các công thức kinh nghiệm, các công thức lý thuyết để tính toán

Xác định lượng bốc hơi theo phương pháp này như sau: - Đối với thùng ΓΓ - 3000 thì lượng bốc hơi sẽ bằng hiệu số đọc tại kỳ quan trắc

với kỳ quan trắc trước đó (nếu không mưa) và cộng thêm lượng mưa (nếu có mưa).

- Đối với chậu Class - A hoặc chậu Sunken thì: nếu không mưa lượng bốc hơi sẽ bằng tổng lượng nước đổ vào cho tới khi bằng mực chuẩn tại kỳ quan trắc quy ra mm; nếu có mưa thì phải múc đổ ra bằng lượng mưa, sau đó lại mới tính như không có mưa.

- Đối với ống Piche thì lượng bốc hơi bằng hiệu giữa số đọc tại kỳ quan trắc với kỳ

trước.

Phương pháp đo đạc trực tiếp bốc hơi có những ưu, nhược điểm sau đây: - Ưu điểm: đo đạc được một cách trực tiếp, kết quả đo được chính xác hơn so với

dùng phương pháp tính toán trong cùng một điều kiện tự nhiên.

- Nhược điểm: kết quả đo được chưa phản ánh đúng với tốc độ bốc hơi thực tế của một vùng rộng lớn mà chỉ phản ánh cái gọi là “khả năng bốc hơi” tức là độ bốc hơi lớn nhất có thể đạt được trong điều kiện khí tượng thực tế với lượng trữ nước đầy đủ, dư thừa.

ở đây chúng ta cần phân biệt hai khái niệm: Khả năng bốc hơi và độ bốc hơi thực

tế.

* Khả năng bốc hơi (như đã nói) là độ bốc hơi lớn nhất có thể xảy ra trong điều kiện khí tượng thực tế với lượng trữ nước đầy đủ (có khi còn dư thừa) ở một địa điểm nào đấy.

* Độ bốc hơi thực tế là lượng nước bốc hơi trong điều kiện khí tượng và lượng trữ

nước thực tế ở một địa điểm nào đấy.

Do vậy khả năng bốc hơi và độ bốc hơi có khác nhau. Tại một địa điểm trong cùng một điều kiện khí tượng thì độ bốc hơi luôn luôn nhỏ hơn hoặc cùng lắm là bằng khả năng bốc hơi. Chẳng hạn: ở sa mạc khả năng bốc hơi rất lớn còn độ bốc hơi lại rất nhỏ.

b) Tính toán bốc hơi bằng các công thức kinh nghiệm Công thức kinh nghiệm, tức là những công thức thu được nhờ kết quả quan trắc thực nghiệm, nó biểu diễn quan hệ giữa bốc hơi với các yếu tố khí tượng cơ bản như độ thiếu hụt bão hoà, tốc độ gió... Ví dụ:

Vì vậy, kết quả đo đạc bằng thùng bốc hơi chỉ phù hợp với bề mặt dư thừa lượng ẩm. Để khắc phục nhược điểm trên ta dùng phương pháp khác: phương pháp tính toán độ bốc hơi.

e) f(u) (3-47)

- Công thức Su-lây-kin: w = (E − Trong đó: w: tốc độ bốc hơi tính bằng g/cm2s; Công thức (3-47) có thể sử dụng được để tính độ bốc hơi ở trên mặt biển và lục địa. Theo Xa-môi-len-cô thì u, e, E xác định trên độ cao quan trắc là 2 m trên mặt biển.

E - e : độ hao hụt bão hoà của lớp không khí sát mặt thoáng; f(u) : hàm số kinh nghiệm của tốc độ gió Với: A, B là các hệ số. f(u) = A + Bu

(3-48) w = (E - e) (15 + 3u)

- Công thức Mai-e-ti-khô-mi-rốp: Trong đó: w: lớp nước bốc hơi (mm) trong tháng; Công thức (3-48) áp dụng với những vùng nước thoáng. Công thức kinh nghiệm thường chỉ dùng trong phạm vi một diện tích không rộng lắm có điều kiện tương tự như điều kiện của vùng đã thiết lập quan hệ kinh nghiệm.

c) Tính toán bốc hơi bằng các công thức lý thuyết Phương pháp này sử dụng các phương trình cân bằng nhiệt, cân bằng nước và

E: sức trương hơi nước bão hoà tính theo từng tháng; e: sức trương hơi nước tính theo nhiệt độ trung bình tháng và độ ẩm tương đối r%; u: tốc độ gió trung bình tháng (m/s) ở độ cao 8-10 m.

phương pháp khuếch tán:

- Phương pháp cân bằng nhiệt Chúng ta đã có phương trình cân bằng nhiệt trong một ngày đêm của mặt đệm là: Trong đó: (∑S ' + ∑ D) − (R + E0) = ΔQ: chính là nhiệt lượng tích luỹ ở mặt đệm

Q = ∑S ' + ∑ D ± P ± LW ± V − R – E0

trong một ngày đêm.

Thay các dấu ± bằng dấu cộng đại số ta có: (3-49) Q = LW + P + V + ΔQ

LW: nhiệt bốc hơi (L: tiềm nhiệt bốc hơi, W: lượng bốc hơi); P: nhiệt truyền xuống dưới; V: thông nhiệt trao đổi do loạn lưu với không khí; ΔQ: lượng nhiệt tích luỹ của mặt đệm.

Q = LW + P + V

W = (3-50) Trong đó: Q: trị số cán cân nhiệt; Công thức (3-49) là phương trình cân bằng nhiệt của mặt đệm. Nếu tính trong thời gian dài thì ΔQ ≈ 0. Do đó: Vậy công thức tổng quát tính W là: VPQ −− L

Trong công thức tổng quát tính W (3-50) thì P và V có thể xác định bằng nhiều

cách khác nhau. Chẳng hạn:

q ∂ z ∂

θ∂ z ∂

- Theo Buđưcô và Iuđin thì: W = − k ρ , V = − k ρ Cp

Thay vào phương trình cân bằng (với ΔQ = 0), ta có:

q ∂ z ∂

+ L ) Q − P = V + LW = − k ρ (Cp

q ∂ z ∂

θ∂ z ∂ W q ∂ z ∂

Vì: → − k ρ = W = − k ρ

z ∂ q ∂

θ∂ z ∂

Do đó: + L) . Q − P = W (Cp

W =

Viết dưới dạng sai phân:

P Q − z θ∂ ∂ z q ∂ ∂ P Q − θ−θ q q −

(3-51) W =

Công thức (3-51) cho phép ta tính lượng bốc hơi trong từng thời đoạn rất ngắn

khá thuận tiện vì nó không chứa thành phần loạn lưu V khó xác định.

Khi tính toán với thời đoạn dài hơn, nhất là đối với thời đoạn tháng, mùa, năm thì

θ−θ 1 2 q q − 1

<< L, do đó: khi đó P << Q và

Q L

(3-52) W =

Tức là lượng bốc hơi ở một nơi nào đó, trong một phạm vi rộng lớn phụ thuộc chủ yếu vào cán cân nhiệt. Công thức (3-52) đã được kiểm nghiệm đối với các bề mặt đất, nước có độ ẩm lớn.

- Theo Bu-ten thì: giữa loạn lưu và lượng nhiệt của mặt đất mất đi do bốc hơi có

V LW

quan hệ: = α , tức là: V = α . LW

Do khả năng truyền nhiệt của đất kém nên lượng nhiệt truyền xuống các lớp sâu P

≈ 0, do đó phương trình tổng quát (3-52) có dạng:

Q = LW + V (3-52’)

Q = LW + α . LW = LW(1 + α)

Thay: V = α . LW vào ta có: Từ đó rút ra:

)

1(L

Q α+

W = (g/cm2) (3-53)

Hoặc:

1(L

)

Q.10 α+

W = (mm) (3-53’)

Trong đó: Hệ số α được xác định bằng công thức:

V LW

P.Cp L.622,0

TT − 2 e e −

= = (3-54) α =

Với: P: áp suất khí quyển (mmHg); Cp, L: nhiệt dung đẳng áp, ẩn nhiệt bốc hơi; T1, e1: nhiệt độ, sức trương hơi nước trên bề mặt bốc hơi (thường xem e1 ≈ E và tra theo quan hệ E = f(t)); T2, e2: nhiệt độ, sức trương hơi nước ở một độ cao nào đó

cách bề mặt bốc hơi. Trị số α có thể dễ dàng xác định theo các tài liệu đo đạc khí tượng, từ đó dễ

dàng tính được W.

(3-55) W = X − Y

b) Phương pháp cân bằng nước Từ phương trình cân bằng nước, ta có: Trong đó: W: độ bốc hơi tổng cộng trên lưu vực trong năm; Phương pháp này đơn giản dễ tính song do mạng lưới đài trạm (nhất là việc thu

X : lượng mưa trong năm; Y : dòng chảy.

c) Phương pháp khuếch tán Vào thế kỷ 19, dựa vào lý thuyết khuếch tán, Đan tông đã tìm ra được công thức tính tốc độ bốc hơi W. Theo ông, nước bốc hơi từ mặt đệm chủ yếu là do quá trình khuếch tán phân tử. Luồng hơi nước đi từ mặt thoáng vào không gian khí quyển được xác định bởi:

thập số liệu về dòng chảy) không đầy đủ nên đã bị hạn chế kết quả đi rất nhiều.

a ∂ z ∂

q ∂ z ∂ Trong đó: D là hệ số khuếch tán phân tử; ρ và q là mật độ và độ ẩm riêng của

D W = − (vì: a = ρ . q) = − D ρ

không khí.

Dρ P

e P

e ∂ z ∂

Vì: q = 0,622 . Viết dưới dạng sai . , xem P ≈ const; nên: W = − 0,622

e z

Dρ P

Δ Δ

D ρ z.P Δ

= − 0,622 (E − e) ; (vì: Δe = E − e). Đặt: − 0,622 phân: W = − 0,622

ρ z

D Δ

= A

A P

(3-56) Ta có: W = (E − e)

Trong đó: A là hệ số phụ thuộc chủ yếu vào tốc độ gió trên bề mặt bốc hơi. Có thể

xác định A theo hệ số khuếch tán:

T 0T

P 0P

. DT, P = D0. với: D0 = 0,22 ±0,02 cm2.s

Công thức (3-56) do Đan tông tìm ra và được gọi là định luật Đan tông. Như vậy, theo định luật Đan tông thì: Tốc độ bốc hơi tỷ lệ thuận với độ hao hụt bão hoà, tỷ lệ nghịch với áp suất khí quyển và phụ thuộc vào hệ số khuếch tán phân tử của hơi nước. Ngoài ra, Buđưcô đã tính độ bốc hơi theo số liệu quan trắc gần mặt đất bằng công

thức sau:

q − q 1 z z

(3-56’) W = k1 ρ

Trong đó: k1: hệ số trao đổi loạn lưu ở lớp sát đất, với độ cao 1 m thì:

(

t Δ 2u) Δ

k1 = 0,104 Δu (1+1,38 ) (m/s) hoặc k1 = 0,05.uh = 1m (m/s),

với: Δt, Δu là chênh lệch nhiệt độ và tốc độ gió trong 10 phút

ρ: mật độ không khí; q1 − q2: chênh lệch độ ẩm riêng tại độ cao z1 và z2.

giữa độ cao 0,5 m và 2,0 m; Việc xác định độ bốc hơi có ý nghĩa lý luận và thực tiễn rất cao và được nhiều nhà khoa học và các người làm công tác khí tượng thuỷ văn rất quan tâm. Sở dĩ như vậy là vì:

- Bốc hơi là một thành phần quan trọng trong phương trình cân bằng nước, cân bằng

nhiệt.

- Đối với ngành kinh tế quốc dân cung cấp số liệu bốc hơi là điều rất cần thiết. Chẳng hạn với nông nghiệp: dùng bốc hơi để xác định cân bằng nước trong đất, nghiên cứu tiểu khí hậu đồng ruộng... với thuỷ lợi dùng bốc hơi khi tính toán xây dựng hồ chứa, nghiên cứu dòng chảy, xác định mức nước tưới,...

- Cuối cùng, nhờ có bốc hơi mà không khí bao quanh chúng ta mới có một lượng ẩm nhất định. Lượng ẩm chứa trong không khí phụ thuộc vào hai quá trình cơ bản đó là: quá trình bốc hơi từ mặt đệm hay còn gọi là quá trình cung cấp hơi nước cho không khí và quá trình trao đổi loạn lưu, đối lưu hay còn gọi là quá trình vận chuyển hơi nước lên các độ cao.

3) Sự biến đổi độ ẩm không khí theo thời gian và không gian Sở dĩ chúng ta phải nghiên cứu sự biến đổi của độ ẩm không khí là vì nó là kết quả của quá trình bốc hơi nước vào trong khí quyển và là nhân tố gắn liền ba khâu: bốc hơi, ngưng tụ và nước rơi khí quyển của quá trình tuần hoàn nước.

a) Biến trình ngày và năm của độ ẩm không khí Sự biến đổi của độ ẩm theo thời gian được đặc trưng bởi biến trình ngày và năm

- Biến ngày và năm của độ ẩm tuyệt đối: + Biến trình ngày: Qua quan trắc nhiều năm ta thấy quy luật biến đổi của độ ẩm tuyệt đối của không khí ở độ cao quan trắc 2 m (tại các lều khí tượng) trong một ngày được biểu diễn bởi 2 kiểu biến trình sau đây:

của nó:

Kiểu 1: Biến trình có 1 cực đại vào khoảng 13 ÷ 14 h và 1 cực tiểu vào lúc sáng sớm (gọi là biến trình đơn). Biến trình kiểu này thường quan sát được ở trên mặt nước, rừng cây ẩm thấp vào mùa thu và mùa đông. Biến trình ngày loại này thường có biên độ nhỏ.

Kiểu 2: Biến trình có hai cực đại vào khoảng 8 ÷ 9 h sáng và khoảng 20 ÷ 21 h tối và hai cực tiểu vào lúc sáng sớm và vào lúc 15 ÷ 16 h chiều (gọi là biến trình kép). Biến trình kiểu này thường quan sát thấy ở lục địa vào mùa hè.

Có thể giải thích được nguyên nhân hình thành hai kiểu biến trình trên dựa vào sự biến đổi lượng ẩm chứa trong không khí ở độ cao lều khí tượng (2m) phụ thuộc vào sự biến đổi của quá trình bốc hơi từ bề mặt đệm (còn gọi là quá trình cung cấp hơi ẩm) và quá trình xáo trộn do loạn lưu và đối lưu gây lên (còn gọi là quá trình vận chuyển hơi nước).

Giải thích kiểu 1: Về mùa đông bề mặt đệm lạnh cho nên quá trình xáo trộn do loạn và đối lưu không đáng kể. Do đó độ ẩm tuyệt đối chủ yếu phụ thuộc vào quá trình bốc hơi. Vì vậy dạng biến trình ngày gần như song song với biến trình nhiệt độ.

Giải thích kiểu 2: Về mùa hè vào lúc sáng sớm, quá trình bốc hơi và xáo trộn còn rất nhỏ nên độ ẩm a đạt giá trị cực tiểu, đến 8 ÷ 9 h thì nhiệt độ mặt đệm tăng lên, quá trình bốc hơi tăng, lúc này hơi nước chưa vượt quá độ cao 2 m nên độ ẩm a tăng. Càng về trưa chiều đối lưu phát triển mạnh dần quá trình vận chuyển hơi nước ở độ cao 2m lên cao mạnh nên độ ẩm a tại 2 m giảm xuống. Khi đối lưu ngừng lại thì lượng ẩm do bốc hơi cung cấp cho độ cao 2 m tăng dần do đó độ ẩm a tăng cho tới 20 ÷ 21 h rồi giảm. Vì vậy ta có dạng biến trình kép.

- Biến trình ngày và năm của độ ẩm tương đối: Dạng biến trình ngày và năm của độ ẩm tương đối ở bất kỳ đâu cũng hầu như ngược với biến trình của nhiệt độ. Song khi nhiệt độ tăng thì sức trương hơi nước bão hoà E tăng nhanh hơn sức trương hơi nước e do đó độ ẩm tương đối r giảm. Vì vậy:

+ Biến trình năm: Khi tính toán các giá trị trung bình hàng tháng trong năm ta nhận thấy: Sự diễn biến của độ ẩm tuyệt đối a có dạng như diễn biến của nhiệt độ. Tức là: biến trình năm của độ ẩm tuyệt đối ở Bắc bán cầu có một cực đại vào tháng VII và một cực tiểu vào tháng I. Do đó biến trình năm của độ ẩm a cũng có dạng đơn.

+ Biến trình ngày: Biến trình ngày độ ẩm tương đối đạt giá trị cực đại vào lúc trước khi mặt trời mọc và đạt giá trị cực tiểu vào lúc giữa trưa hoặc xê xích vào khoảng từ 14 giờ đến 15 giờ. Biên độ ngày của độ ẩm tương đối ở các vùng sâu trong lục địa lớn hơn vùng duyên hải lớn hơn trên biển cả.

+ Biến trình năm: Tương tự như biến trình ngày, biến trình năm của độ ẩm tương đối r cũng ngược chiều với nhiệt độ. Cực đại của biến trình sẽ xảy ra vào tháng có nhiệt độ thấp và cực tiểu sẽ xảy ra vào tháng có nhiệt độ cao nhất.

b) Sự phân bố độ ẩm không khí theo không gian - Phân bố độ ẩm không khí theo chiều thẳng đứng: Sự phân bố độ ẩm không khí theo chiều cao phụ thuộc vào quá trình bốc hơi, ngưng kết, mưa; phụ thuộc vào nhiệt độ, mức độ đối lưu, loạn lưu... Do đó sự biến thiên của độ ẩm không khí theo độ cao khá phức tạp. Có thể thấy quy luật chung là:

Riêng vùng có chế độ gió mùa thì quy luật này bị phá vỡ: Dạng biến trình của độ ẩm tương đối lại có thể ngược lại với dạng thông thường, có nghĩa là: cực đại sẽ xảy ra vào mùa hè còn cực tiểu xảy ra vào mùa đông. Cơ chế này do hệ thống các khí đoàn thay nhau khống chế trong suốt cả năm.

az 10 −

+ Độ ẩm tuyệt đối: Càng lên cao thì độ ẩm tuyệt đối càng giảm (vì càng xa bề mặt bốc hơi và nhiệt độ càng giảm nên khả năng chứa hơi nước càng ít). Một cách tổng quát chúng ta có thể biểu diễn sự giảm hơi nước theo độ cao như sau: 2bz hoặc: ez = e0.

ez = e0. 10 − βz β, a và b: các hệ số thực nghiệm;

ez và e0: sức trương hơi nước ở độ cao z (m) và tại mực biển.

Trong đó: Trên thực tế, ở độ cao 5.000 m thì độ ẩm tuyệt đối đã giảm đi khoảng 10 lần. + Độ ẩm tương đối: Quy luật thay đổi theo độ cao của độ ẩm tương đối không rõ

rệt:

Về mùa hè nhất là ban ngày độ ẩm tương đối ở mặt đất nhỏ và càng lên cao độ ẩm

tương đối càng tăng và đạt giá trị cực đại ở độ cao 1,5 ÷ 2,5 km.

Về mùa đông (cả ngày lẫn đêm) và ngay cả ban đêm của mùa hè, độ ẩm tương đối của không khí sát mặt đất đạt giá trị cực đại và càng lên cao càng giảm dần; ban đầu giảm nhanh sau đó giảm chậm dần và đạt giá trị xấp xỉ r = 50% ở giới hạn trên của tầng đối lưu. Khi gặp lớp nghịch nhiệt thì sự thay đổi của độ ẩm tương đối theo độ cao vừa nói trên bị rối loạn đi. Trong và trên lớp nghịch nhiệt độ ẩm tương đối thường nhỏ hơn nhiều so với lớp dưới nó (vì nghịch nhiệt cản trở sự bốc hơi và nhiệt độ tăng theo độ cao trong nghịch nhiệt).

Ngoài ra, quy luật thay đổi của sức trương hơi nước bão hoà phụ thuộc chặt chẽ

t45,7 + t 235

vào nhiệt độ. Sự phụ thuộc đó được biểu diễn bằng công thức:

E = E0.

10 Trong đó: E và E0 là áp suất hơi nước bão hoà ở toC và ở to = 0oC. Từ đó ta nhận thấy áp suất hơi nước bão hoà cũng giảm dần theo độ cao (vì nhiệt độ giảm dần theo độ cao). Có thể thông qua quan hệ giữa áp suất hơi nước bão hoà với nhiệt độ để nhận biết quy luật giảm dần đó của E.

Với từng giá trị của nhiệt độ ta tính được E tương ứng. Từ đó ta thiết lập được đồ thị quan hệ E ∼ to. Hình (3-40) biểu thị quan hệ giữa áp suất hơi nước bão hoà với nhiệt độ.

mb 6,1 A(0,0075;

6,1) Ta có nhận xét sau: * Từ 0oC trở xuống đồ thị chia làm hai nhánh: - Một nhánh vẽ đường liền biểu diễn áp suất hơi nước trên mặt nước quá lạnh (nước mà nhiệt độ giảm quá 0oC mà vẫn không hoá nước đá).

- Một nhánh vẽ đường đứt đoạn biểu thị áp suất hơi nước bão hoà trên mặt nước đá hoặc mặt băng. E’ E

toC

0,0075

Hình 3-40

Như vậy, ở cùng một nhiệt độ sẽ có hai giá trị áp suất hơi bão hoà, và áp suất hơi bão hoà trên mặt nước quá lạnh sẽ lớn hơn áp suất hơi bão hoà trên mặt nước đá hoặc mặt băng.

* Từ 0o trở lên chỉ có một giá trị áp suất hơi nước bão hoà. - Sự phân bố độ ẩm không khí theo chiều nằm ngang: Nói chung, độ ẩm không khí phân bố theo chiều nằm ngang trên mặt địa cầu có liên

quan đến sự phân bố nhiệt độ:

+ Độ ẩm tuyệt đối: Độ ẩm tuyệt đối phân bố gần như sự phân bố của nhiệt độ, có nghĩa là trị số lớn nhất quan sát thấy ở xích đạo và giảm dần ở hai cực: ở xích đạo độ ẩm tuyệt đối đạt tới 25 mb, còn ở ϕ = 65o B và N thì chỉ còn 4 mb.

+ Độ ẩm tương đối: Phân bố của độ ẩm tương đối phức tạp hơn độ ẩm tuyệt đối và phụ thuộc vào nhiều yếu tố đặc biệt là đặc điểm bề mặt đệm. Trên đại dương hầu như độ ẩm tương đối ít thay đổi (r khoảng 80%). Càng xa đại dương về mùa hè độ ẩm tương đối càng giảm; về mùa đông độ ẩm tương đối không chênh lệch so với các vùng duyên hải, thậm chí có nơi như ở vùng đồng bằng châu á độ ẩm tương đối còn lớn hơn vùng duyên hải và đại dương (vì sự phân bố r ngược chiều với sự phân bố của nhiệt độ).

Dọc theo vĩ tuyến độ ẩm không khí cũng thay đổi: Giá trị của e và r trên biển lớn hơn trên lục địa và ngay trên lục địa thì sự phân bố độ ẩm cũng không đồng đều và phụ thuộc vào điều kiện địa phương. 3.3.2 Ngưng kết

Ngưng kết và đông kết là khâu thứ hai của vòng tuần hoàn nước. Ngưng kết là quá trình chuyển hoá từ hơi nước sang nước ở thể lỏng như sự hình thành sương, mây... Đông kết là quá trình chuyển hoá nước từ thể khí hoặc từ thể lỏng sang thể rắn như sự hình thành băng, tuyết...

1) Điều kiện ngưng kết hơi nước trong khí quyển Điều kiện cho quá trình ngưng kết xảy ra là: Sức trương hơi nước trong khí quyển phải đạt tới hoặc vượt quá sức trương hơi nước bão hoà (e ≥ E) hay nhiệt độ không khí thấp hơn hoặc bằng nhiệt độ điểm sương (to ≤ τ) và phải có những nhân ngưng kết, đó là những hạt bụi khí quyển có nguồn gốc từ bề mặt đệm như bụi từ các đám cháy rừng, các hạt muối từ các đại dương, các hợp chất hữu cơ, vi sinh vật... có kích thước đạt tới cỡ μ hoặc nhỏ hơn.

a) Điều kiện thứ nhất - Điều kiện cần: e ≥ E tức là to ≤ τ Điều kiện này hình thành do bốn nguyên nhân sau đây: - Do mặt đất và các lớp không khí tiếp giáp với mặt đất lạnh đi vì phát xạ. Nguyên

nhân này thường xảy ra khi trời quang, lặng gió vào những giờ ban đêm.

- Do sự tiếp xúc giữa không khí nóng với bề mặt đệm lạnh. Nguyên nhân này thường xảy ra khi không khí nóng từ mặt biển đi vào mặt đất liền lạnh, hoặc từ mặt đất nóng ra mặt biển lạnh, hoặc từ mặt biển ấm sang mặt biển lạnh hơn v.v...

- Do sự xáo trộn hai khối không khí bão hoà (hoặc gần bão hoà) có nhiệt độ khác nhau. Khi đó sức trương hơi nước hỗn hợp này có thể lớn hơn sức trương hơi nước bão hoà ứng với nhiệt độ trung bình của hỗn hợp nên có thể có ngưng kết.

- Do sự bốc lên cao đoạn nhiệt hoặc sự giãn nở không khí, sẽ kèm theo sự lạnh đi một cách tương ứng. Nguyên nhân này có ý nghĩa quan trọng trong quá trình ngưng kết của hơi nước trong khí quyển tự do. Quá trình này xảy ra khi không khí bốc lên cao đoạn nhiệt theo đường γk đạt tới điểm sương, nếu tiếp tục bốc lên nữa thì ngưng kết sẽ xảy ra.

b) Điều kiện thứ hai - Điều kiện đủ: có hạt nhân ngưng kết Có thể nói nhân ngưng kết là môi giới để các phân tử nước kết hợp với nhau tạo thành các giọt nước. Căn cứ vào kích thước người ta chia nhân ngưng kết ra làm 3 loại: hạt có kích thước nhỏ nhất có đường kính từ 5.10-7 ÷ 2.10-5 cm; hạt có kích thước trung bình có đường kính từ 2.10-5 ÷ 10- 4 cm và hạt lớn có đường kính lớn hơn 10-4 cm một chút.

Ngoài ra ngưng kết còn có thể xảy ra khi nhiệt độ không khí giảm xuống ở một địa điểm nào đó khi áp suất giảm rất nhanh làm không khí giãn nở - Trường hợp này ít thấy vì sự hạ thấp nhiệt độ không đáng kể.

c) Những điều kiện đông kết Có thể dễ dàng nhận thấy, ngoài điều kiện nhiệt độ của nước phải giảm xuống điểm băng hoặc thấp hơn điểm băng (0oC), muốn có đông kết cũng cần phải có nhân

Trung bình mà xét thì ở các lớp dưới của khí quyển thường xuyên có vào khoảng 5.000 hạt/ 1cm3 (ở lục địa) và khoảng 1.000 hạt/ 1cm3 (ở trên biển). Thành phần hoá học của đa số các hạt nhân ngưng kết phổ biến nhất là hợp chất có chứa Cl, S, N2, Mg, Na, Ca. Trong đó, tinh thể NaCl là một loại nhân ngưng kết mạnh. NaCl hấp thụ nước khá mạnh cho nên khả năng hút hơi nước trong khí quyển để tạo ngưng kết lớn; giọt nước có chứa NaCl trở thành dung dịch với sức trương hơi nước bão hoà Edd nhỏ hơn Enc' tinh khiết và dung dịch NaCl này có xu hướng hút nước mạnh để đạt được trạng thái ngang bằng về sức trương hơi nước bão hoà Edd xấp xỉ bằng Enc tinh khiết.

đông kết cho sẵn. Nhân đông kết thường là các tinh thể băng trên đỉnh các đám mây vũ tích.

Nếu không có nhân đông kết thì nước ở nhiệt độ −20o ÷ −30oC vẫn ở thể lỏng và đó là những giọt nước quá lạnh. Trong thực tế, mây trong khí quyển ở nhiệt độ −12oC đến −15oC vẫn còn có những giọt nước chứ không phải toàn bộ là các tinh thể băng.

Trong trường hợp khí quyển không có nhân đông kết, có thể tạo ra đông kết bằng

các cách sau đây:

- Có thể thả vào các đám mây một lượng băng khô hoặc CO2 cứng, băng khô hoặc CO2 cứng bốc hơi rất nhanh tạo thành một môi trường xung quanh nó một nhiệt độ rất thấp (− 78oC). Với nhiệt độ này các giọt nước quá lạnh cũng có thể phải đông kết. - Có thể thả vào các đám mây các vật chất đồng hình với tinh thể băng như AgI,

PbI2. Các vật chất này đóng vai trò của nhân đông kết.

Dựa vào các khả năng tạo thành đông kết này, người ta có thể điều khiển giáng

2) Ngưng kết của hơi nước ngay trên bề mặt trái đất a) Sương Sương là những giọt nước nhỏ hình thành trên mặt đất và nhất là trên các ngọn cỏ lá cây khi nhiệt độ bề mặt còn cao hơn 0oC. Sự hình thành sương có thể giải thích như sau:

thủy theo ý muốn của con người.

Vào các buổi tối, về ban đêm do phát xạ hiệu dụng, bề mặt mất đi một lượng nhiệt lượng lớn nên mặt đất và lớp phủ thực vật bắt đầu lạnh đi. Do đó, không khí tiếp xúc với chúng cũng lạnh đi và gần tới trạng thái bão hòa. Khi mặt đất và cây cỏ lạnh xuống đến điểm sương thì hơi nước bắt đầu ngưng kết tạo thành những giọt đọng lại trên mặt đất và trên cành lá - Đó là những hạt sương. Do đó, sương có thể hình thành khi nhiệt độ mặt đất và lớp phủ thực vật đạt tới điểm sương, khi đó nhiệt độ của lớp không khí tiếp xúc với mặt đất và cây cỏ cũng có thể còn cao hơn điểm sương chút ít, tức là không khí cũng có thể chưa đạt tới trạng thái bão hoà.

Trong thực tế, sương còn có thể hình thành do sự ngưng kết của hơi nước khi bốc

từ các lớp đất nóng ở bên dưới lên gặp bề mặt đệm lạnh hơn.

Trong năm, sương hình thành nhiều vào mùa xuân, hạ, thu. b) Sương muối Sương muối là những hạt có kiến trúc trắng, xốp, nhẹ đọng lại trên bề mặt và trên

các cành lá thực vật.

Sự hình thành sương muối về cơ chế cũng giống như sự hình thành sương, nhưng có điểm khác cơ bản là khi đó nhiệt độ mặt đất và nhiệt độ các vật trên mặt đất phải xuống tới hoặc dưới 0oC. Nói một cách khác, sự hình thành sương muối thực chất là quá trình đông kết của hơi nước. Cũng không nhất thiết nhiệt độ không khí của lớp sát đất phải đạt đến 0oC.

Trong thực tế, rất ít gặp trường hợp sương muối hình thành do hơi nước bão hòa ở

c) Điều kiện thuận lợi để hình thành sương, sương muối

lớp sâu dưới đất bốc lên gặp bề mặt đệm lạnh có nhiệt độ thấp hơn 0oC.

Trong thiên nhiên, sương và sương muối hình thành nhiều nhất, thuận lợi nhất khi

trời quang và gió nhẹ:

- Trời quang làm tăng thêm sự nguội lạnh của bề mặt đệm vì bức xạ hữu hiệu. - Gió nhẹ là điều kiện cung cấp thêm cho bề mặt những luồng hơi ẩm và mang đi không khí đã mất hơi ẩm sau khi ngưng tụ, đông kết. Gió mạnh và lặng gió đều không phải là điều kiện thuận lợi để tạo thành sương và sương muối, bởi vì: gió mạnh sẽ gây ra sự xáo trộn không khí làm cho không khí tiếp xúc với mặt đệm lạnh chưa kịp lạnh đi đến mức để cho ngưng kết hay ngưng hoa, còn lặng gió thì không có nguồn ẩm mới tiếp đến.

Sương và sương muối thường hình thành nhiều vào ban đêm, có khi xảy ra cả vào lúc chiều tối của những ngày cuối hè, đầu thu ở những nơi có độ ẩm cao như trong các thung lũng và các vùng trũng và sẽ bắt đầu tan đi khi mặt trời mọc do tác dụng của nhật chiếu. ở nước ta, sương muối có thể hình thành và kéo dài cho đến những ngày cuối đông.

Sương có lợi, còn sương muối rất có hại cho cây trồng. Trong nông nghiệp, chúng

3) Ngưng kết của hơi nước ở những lớp khí quyển dưới thấp a) Sương mù và mù - Sương mù và mù là tập hợp những phẩm vật ngưng kết của hơi nước, có kích thước rất nhỏ mà mắt ta không nhìn thấy được, tạo thành một hệ thống keo lơ lửng ở những lớp dưới của khí quyển. Chúng thường có màu trắng nhạt và bao phủ trên một khoảng không gian khá lớn.

ta phải có biện pháp để phòng chống sương muối.

Sương mù hình thành khi không khí tiếp giáp với mặt đất lạnh, làm giảm độ trong suốt của khí quyển; tầm nhìn ngang W có thể giảm xuống đến 1 km. Mù là hiện tượng vẩn đục không khí do ngưng kết của hơi nước khi tầm nhìn ngang W còn lớn hơn 1 km.

W = 50 ÷ 500 m

W = 2 ÷ 10 km W = 1 ÷ 2 km W = 500 ÷ 1.000 m W < 50 m

Mù nhẹ: Mù vừa: Sương mù nhẹ: Sương mù vừa: Sương mù dày: Cần phân biệt mù với mù khô: mù khô là hiện tượng vẩn đục gây ra bởi các hạt bụi, khói lơ lửng trong không khí, nó được hình thành khi ở gần mặt đất gió nhẹ và không lan xa khỏi nguồn vẩn đục. Mù khô tan đi khi gió mạnh hoặc đối lưu phát triển. - Căn cứ vào nguyên nhân, điều kiện hình thành có thể phân chia sương mù ra làm

(1) Sương mù bức xạ: Sương mù bức xạ hình thành khi mặt đệm bị lạnh đi vì bức xạ (đặc biệt vào lúc trời quang). Sự lạnh đi này sẽ truyền vào các lớp không khí tiếp giáp với nó làm cho hơi nước trong lớp không khí đó có thể đạt tới điều kiện ngưng kết tạo thành sương mù.

5 loại:

Sương mù bức xạ phát triển thuận lợi khi bức xạ hữu hiệu lớn, gió nhẹ và dung lượng hơi ẩm trong không khí đủ lớn. Sương mù bức xạ hình thành vào ban đêm và

(2) Sương mù bình lưu: Sương mù bình lưu hình thành khi khối không khí nóng ẩm di chuyển trên bề mặt đệm lạnh. Độ dày của nó rất lớn và không gian mà nó choán chỗ rất rộng. Do đó, sương mù bình lưu có thể hình thành vào bất cứ lúc nào và có thể tồn tại ngay cả khi có gió lớn.

tan dần khi có tác dụng của nhật chiếu. Về mùa thu và mùa xuân, chiều dày sương mù bức xạ tới vài mét, bay lởn vởn trên mặt đất. Về mùa đông, sương mù bức xạ có thể kéo dài với chiều dày tới vài trăm mét.

(3) Sương mù bốc hơi: Vào thời gian cuối thu đầu đông, nhiệt độ trên bề mặt nước có thể cao hơn nhiệt độ của lớp không khí tiếp giáp với nó. Do đó, ngay sát mặt nước quá trình bốc hơi nước vẫn xảy ra. Vì nhiệt độ của không khí tiếp giáp nhỏ hơn nhiệt độ của nước nên khi hơi nước bốc lên gặp lạnh sẽ ngưng kết tạo thành sương mù.

Sương mù bình lưu phát triển thuận lợi khi: không khí nhiệt đới chuyển dịch lên các vĩ độ cao hơn (vào mùa đông); khi không khí lục địa nóng chuyển dịch sang mặt biển lạnh (vào mùa hạ); khi không khí biển nóng chuyển dịch sang mặt lục địa lạnh - sương mù duyên hải (vào mùa đông); khi không khí chuyển dịch từ mặt nước nóng sang mặt nước lạnh - sương mù biển (thường gặp trong suốt cả năm ở nơi giao lưu của các dòng biển nóng lạnh).

Sương mù bốc hơi có thể xảy ra trên các hồ ao, đầm lầy, vịnh và biển không đóng

(4) Sương mù hỗn hợp: Sương mù hỗn hợp hình thành khi có sự hỗn hợp hai

băng vào mùa đông.

khối không khí có nhiệt độ và trạng thái bão hoà khác nhau. Chẳng hạn:

Khối khí 1 có nhiệt độ t1 và áp suất hơi nước bão hòa E1. Khối khí 2 có nhiệt độ t2 và áp suất hơi nước bão hòa E2.

− t =

Khi trộn hai khối không khí vào nhau thì ta được một khối không khí hỗn hợp có:

1 + 2

, E =

− t này có một áp suất hơi nước bão hoà E < E (hình 3-41). Lượng dư: E - E = ΔE > 0 này sẽ làm cho không khí sau khi hỗn hợp trở nên quá bão hoà, lượng hơi nước ΔE sẽ ngưng kết tạo thành sương mù.

Với nhiệt độ

(5) Sương mù trước front nóng: Trước front nóng có 2 hiện tượng xảy ra cần lưu ý, một là: nước rơi khí quyển (mưa) và nước mưa từ mặt đệm bốc hơi làm cho không khí tăng thêm lượng ẩm; hai là áp suất khí quyển giảm nhanh sẽ gây ra dãn nở đoạn nhiệt làm cho không khí lạnh đi và nhiệt độ giảm xuống, độ ẩm tăng thêm dễ dẫn đến ngưng kết và tạo thành sương mù ngay trước front nóng. Dựa vào dấu hiệu của sương mù front mà dự báo viên có thể dự báo được thời điểm mà front đi qua trạm khí tượng.

Sương mù hỗn hợp khá thịnh hành khi chênh lệch nhiệt độ giữa hai khối không khí bão hòa không lớn lắm: Δt ≥ 10oC và độ ẩm tương đối r ≥ 95%. Trong thực tế cường độ sương mù hỗn hợp tương đối yếu.

b) Sự thay đổi theo thời gian và không gian của sương mù - Phân bố sương mù theo không gian: Một đặc điểm nổi bật trong sự phân bố sương mù theo không gian là số lần xuất hiện chúng tăng dần từ vĩ độ thấp đến vĩ độ cao. ở cực sương mù xảy ra thường xuyên. ở các miền ven biển, đặc biệt ở nơi có địa hình cao chắn các luồng không khí lạnh sương mù xảy ra nhiều hơn có khi đạt tới 24 đến 26 ngày trong tháng.

- Sự thay đổi của sương mù theo thời gian Sương mù có quá trình ngày và năm rõ rệt. Trong một ngày đêm cường độ sương mù đạt giá trị cực đại về ban đêm và đạt giá trị cực tiểu về ban ngày. Đường quá trình năm của sương mù phụ thuộc vào vĩ độ địa lý.

* Trên thực tế, sự hình thành sương mù nhiều khi rất phức tạp. Ngoài các loại sương mù nêu trên, đôi khi chúng ta còn quan sát thấy các dạng sương mù khác như sương mù sườn dốc, sương mù thành phố...

Trên lục địa sương mù thường xuất hiện nhiều vào mùa thu, trên biển vào mùa

xuân khi mặt biển lạnh nhất.

ở Việt Nam, theo số liệu khí hậu thì: Sương mù xảy ra nhiều nhất ở đồng bằng ven biển; càng xa biển khả năng có sương mù càng giảm. ở vùng núi sương mù tăng lên vì bức xạ. Sương mù khá tập trung vào các tháng mùa đông đặc biệt là tháng II, III (có thể đến 20 ngày/tháng). Những ngày mùa đông sương mù kéo dài đến 8-9 h sáng, còn mùa hè sương mù ít và tan nhanh khi mặt trời mọc.

Vẫn cần phải nhắc lại rằng: không được nhầm lẫn giữa sương mù, mù với mù khô

(mua khô là hiện tượng vẩn đục do các hạt bụi, khói... lơ lửng trong không khí).

4) Sự ngưng kết hơi nước trong khí quyển tự do - Mây a) Định nghĩa mây Mây là tập hợp các sản phẩm ngưng kết hay đông kết của hơi nước tại những độ cao nào đó trong khí quyển tự do. Như vậy, về bản chất vật lý thì mây cũng giống như sương và sương mù chỉ có khác nhau ở chỗ là sự phân bố của chúng trong khí quyển.

Sương mù ảnh hưởng rất lớn đến tầm nhìn xa. Do đó, việc quan trắc và dự báo sương mù có tầm quan trọng đặc biệt đối với các ngành hàng không, giao thông, vận tải...

Mây có thể gồm các giọt nước nhỏ, hoặc các tinh thể băng hoặc hỗn hợp cả hai. Các giọt nước và tinh thể băng này được gọi là các phần tử mây. Các phần tử mây có kích thước rất khác nhau: giọt nước thường có đường kính từ 2 đến 8 μ. Các tinh

b) Phân loại mây - Theo hình dạng bề ngoài và độ cao chân mây: người ta đưa ra “Bảng phân loại

thể băng thường có dạng lăng trụ, đôi khi có dạng hình sao, hoa tuyết với kích thước cỡ phần mấy mi li mét. Dạng và kích thước của chúng phụ thuộc rất nhiều vào nhiệt độ và độ ẩm không khí. Khi có điều kiện các phần tử mây này lớn lên, đủ sức nặng chúng có thể rơi xuống bề mặt trái đất tạo thành mưa.

mây quốc tế” (1929 - 1963) đã đề cập trong chương I.

- Theo kết cấu mây người ta chia ra làm 3 loại mây sau đây: + Mây nước: mây chủ yếu do các giọt nước tạo thành. + Mây băng: mây chủ yếu do các hạt băng tạo thành. + Mây hỗn hợp: mây gồm cả các giọt nước và các hạt băng, tuyết tạo thành. c) Sự hình thành mây - Mây đối lưu nhiệt Vào mùa hè, do sự nóng lên không đều của bề mặt đệm, đối lưu nhiệt phát triển mạnh. Các dòng không khí nóng ẩm lớn được đưa lên cao đạt đến độ cao ngưng kết và tạo thành mây, gọi là mây đối lưu nhiệt. Sự hình thành mây đối lưu nhiệt phụ thuộc vào độ bất ổn định của không khí, tức là khi nhiệt độ và độ ẩm càng lớn thì mây đối lưu phát triển càng mạnh. Mây đối lưu nhiệt chỉ hình thành khi mực ngưng kết thấp hơn mực đối lưu. Thường có ba dạng mây đối lưu nhiệt ứng với các trường hợp sau:

Ngoài các loại mây đã có trong bảng, đôi khi chúng ta còn có thể quan trắc được mây xà cừ và mây bạc. Mây xà cừ ở độ cao khoảng 25 - 30 km, mỏng có ánh sáng ngũ sắc chói lọi nhất là khi mặt trời sắp mọc và mặt trời sắp lặn chút ít; phần tử mây là những giọt nước quá lạnh. Mây bạc ở độ cao khoảng 80 - 85 km, mỏng có ánh sáng chói như bạc; nhiều nhà khoa học cho rằng các phân tử của mây bạc là những tinh thể băng.

+ Đối lưu nhiệt không phát triển tới hết tầng đối lưu do bị ngăn giữ bởi một lớp nghịch nhiệt, mây được hình thành có dạng thành quách, độ cao thấp, đó là mây tích phẳng, dẹt: Cuhum và Cumed (hình 3-42a).

+ Đối lưu nhiệt phát triển tới mực đối lưu, mây được hình thành có dạng gò đống

cao, đó là mây tích dầy: Cucong (hình 3-42b).

+ Đối lưu nhiệt phát triển rất mạnh đạt tới mực băng kết, các phần tử mây tại đỉnh có kiến trúc tinh thể, mây vũ tích Cb (hình 3-42c). Khi nhiệt độ của không khí tham gia chuyển động đối lưu vẫn lớn hơn nhiệt độ của môi trường xung quanh, mây Cb vẫn tiếp tục phát triển; nếu nó bị đột ngột dừng lại do gặp phải lớp nghịch nhiệt bên trên thì đỉnh mây sẽ toả ra dạng hình đe. Đôi khi do dòng năng lượng đối lưu lớn, mây Cb có thể vượt qua giới hạn dưới của lớp nghịch nhiệt và đỉnh mây khi đó bị tơi tả dưới dạng hoa cải, hoặc để lại ở đó một lớp mây trung tích có dạng thấu kính.

Nghịch nhiệt

mực đối lưu

mực băng kết

Nghịch nhiệt

c b

Hình 3-43

a Hình 3-42 - Mây dạng sóng (mây luống cày) Trong khí quyển thường tồn tại những mặt phân cách giữa các lớp không khí, chẳng hạn giữa không khí nóng và không khí lạnh (thường là mặt dưới của lớp nghịch nhiệt) và khi không khí chuyển động dưới dạng sóng (với biên độ trung bình từ 20 đến 50 m, bước sóng từ 300 đến 500 m) thì tại đỉnh sóng không khí được nâng lên một cách đoạn nhiệt, không khí bị lạnh đi và hơi nước có điều kiện ngưng kết tạo thành mây; còn tại bụng sóng không khí đi xuống đoạn nhiệt, không khí lại nóng lên, hơi nước không có điều kiện ngưng kết tạo thành mây, thậm chí còn làm tan mây đã có.

Do đó trên diện rộng cả mặt phân cách hình thành các luống mây xen kẽ các khoảng trời xanh gọi là mây dạng sóng hay mây luống cày (hình 3-43).

- Mây bức xạ Mây bức xạ hình thành do bề mặt đệm lạnh đi mãnh liệt vì phát xạ và sự lạnh này lan truyền lên các lớp không khí bên trên nó cho đến khi có đủ điều kiện để hơi nước ngưng kết tạo thành mây. Do vậy, mây bức xạ thường là những dạng mây tằng, không cho mưa. Trong điều kiện thời tiết ổn định, mây bức xạ hình thành một cách êm ả, dày đặc có khi che kín cả bầu trời song cũng dễ tan đi khi có tác dụng của nhật chiếu.

- Mây front * Hệ thống mây front nóng: Hệ thống mây front nóng do không khí nóng trườn lên dọc theo mặt front lạnh đi đoạn nhiệt mà hình thành. Đỉnh mây khá cao, có khi đạt quá giới hạn của mực băng kết; chân mây thường trùng với mặt front.

Loại mây này thuộc loại mây trung tằng As. - Mây loạn lưu Trong khí quyển hiện tượng loạn lưu luôn xảy ra. Trong các dòng chuyển động loạn lưu, có các phần tử chuyển động đi lên, có các phần tử đi xuống. Các phần tử đi lên sẽ lạnh đi đoạn nhiệt và có điều kiện hình thành mây. Mây này gọi là mây loạn lưu. Mây loạn lưu thường gặp là các dạng mây mảnh, không liên tục chuyển động không ngừng và mây tằng St.

Mưa

Băng kết As

Hình 3-44

Qui mô của mây phụ thuộc vào qui mô của front. Hệ thống mây front nóng bao gồm: mây vũ tằng (Ns), mây trung tằng (As) cho mưa dầm ngay trước đường front và mây tầng cao trên mực băng kết thường là các dạng mây ti (Cs, Ci) không cho mưa (hình 3-44).

* Hệ thống mây front lạnh: Hệ thống mây front lạnh được hình thành khi front lạnh di chuyển, không khí lạnh đẩy không khí nóng buộc không khí nóng phải nâng lên cao. Có thể phân biệt hệ thống mây front lạnh thành hai loại:

- Hệ thống mây front lạnh loại I: Front lạnh loại I di chuyển chậm, độ bất ổn định

của không khí nóng trước front nhỏ.

As Ns nghịch

Ci Cs nhệt

St, Sc

Mưa

Hình 3-45

Hệ thống mây giống như mây front nóng, song trình tự sắp xếp ngược lại. Gần đường front do độ dốc của nêm lạnh khá lớn nên hình thành dòng không khí chuyển động thẳng đứng, tạo thành mây Cb; khi gặp lớp nghịch nhiệt thấp có thể hình thành mây Sc, lên cao theo mặt front là Ns và As và trên cùng là họ mây cao Ci, Cs (hình 3-45).

Hệ thống mây front lạnh loại I cho mưa từ Ns, As và Cb trước và sau front song mưa

này qua nhanh hơn so với mưa từ hệ thống mây front nóng.

- Hệ thống mây front lạnh loại II: Front lạnh loại II có tốc độ di chuyển nhanh, độ

bất ổn định của khối không khí nóng phía trước front lớn.

Cb Ac

Cs Cc Băng kết nghịch nhiệt Hình 3-46

Do độ dốc của nêm front rất lớn nên trước đường front chuyển động thẳng đứng rất mạnh, mây Cb phát triển ngay sát trước đường front và do front di chuyển nhanh nên không khí nóng trên nêm lạnh trườn theo mặt front xuống tạo điều kiện hình thành các đám mây trung tích Ac. Dòng không khí này cùng với dòng đối lưu trước front đẩy không khí nóng phía trước front lên cao tạo thành các loại mây ti Cs, Cc (hình 3-46).

So với các hệ thống mây front thì mây front lạnh loại II diện hẹp hơn (vì sự đi lên của không khí diễn ra trong phạm vi hẹp hơn) và tập trung hầu hết về phía trước front, có mưa lớn từ Cb ngay sát đường front; phía sau front và phía xa trước front thời tiết quang đãng và không mưa. - Mây địa hình

Mây địa hình thường hình thành vào mùa hè trên các vùng đồi núi do sự nâng lên của các dòng không khí trên mực ngưng kết gây nên bởi điều kiện địa hình. Với loại mây này thường bắt gặp ở các dạng vũ tằng Ns, trung tằng As với chân nhỏ, đỉnh rộng.

3.3.3 Nước rơi khí quyển Nước rơi khí quyển (hay còn gọi là giáng thủy) là khâu thứ ba của quá trình tuần hoàn nước. Nước rơi khí quyển tức là nước từ thể hơi chuyển sang thể lỏng hoặc rắn lớn dần lên và rơi trong khí quyển từ một độ cao nào đó về phía bề mặt trái đất. Chúng ta gọi lượng nước dưới dạng lỏng hoặc rắn nói trên đạt đến bề mặt trái đất là mưa.

Những đặc trưng cơ bản nhất của mưa là lượng mưa và cường độ mưa. Lượng mưa là độ dày của lớp nước mưa trên mặt nằm ngang mà chưa bị mất đi vì bất cứ lý do gì (như bốc hơi, ngấm, chảy...). Cường độ mưa được tính bằng lượng mưa trong một đơn vị thời gian.

1) Sự hình thành mưa - Phân loại mưa a) Điều kiện hình thành mưa Muốn có mưa thì trước hết phải có mây, tức là trong khí quyển phải có ngưng kết để tạo thành các phần tử mây Từ mây phải có một bước nhảy vọt về sự lớn lên của các phần tử mây để có đủ trọng lượng thắng lực đẩy Asimét hoặc lực đẩy của các dòng đối lưu đi lên trong khí quyển để rơi xuống, tạo thành nước rơi khí quyển. Cuối cùng, nước rơi khí quyển phảI có đạt tới bề mặt trái đất để tạo thành mưa.

Trong lĩnh vực thủy văn, thủy lợi các đặc trưng của mưa quan trọng thường được sử dụng là: mưa trung bình năm (trong tính toán trữ lượng nước, cân bằng nước...); mưa thời đoạn ngắn (mưa 15, 30 phút dùng tính toán xói mòn đất; mưa giờ dùng trong tính lũ, mưa ngày dùng trong tính nhu cầu dùng nước...); mưa thời đoạn dài (mưa 1, 3, 5, 7 ngày max, dùng cho tính tiêu).

- Lớn lên do ngưng kết trực tiếp + Khi độ ẩm không khí đạt tới quá bão hoà thì hiện tượng ngưng kết xảy ra trên

Vấn đề bốc hơi, ngưng kết, mây đã được xem xét kỹ ở các tiết trước; dưới đây chúng ta sẽ đề cập đến quá trình lớn lên của các phần tử mây. Có thể khái quát sự lớn lên của các phần tử mây bằng hai cách sau đây:

bề mặt giọt nước và giọt nước đó lớn lên. Có thể minh họa điều đó như sau:

Gọi mật độ hơi nước ngay sát trên bề mặt giọt nước là ag, mật độ hơi nước ở môi trường xung quanh là ak thì điều kiện để có ngưng kết trực tiếp là ak > ag, tức là độ ẩm xung quanh giọt nước đạt tới quá bão hoà so với mặt giọt nước; còn nếu ag > ak thì khi đó giọt nước bốc hơi cung cấp thêm lượng ẩm cho môi trường xung quanh.

Trong quá trình ngưng kết trực tiếp, tốc độ thay đổi của bán kính giọt nước cho bởi

−

r d g = D td

k ρ n

công thức:

Trong đó: D là hệ số khuếch tán phân tử; ρn là mật độ hơi nước.

+ Giọt nước có thể lớn lên do chuyển dịch khuyếch tán, tức là do hiện tượng nước từ giọt này bốc hơi vào không khí rồi chuyển sang ngưng kết trực tiếp trên giọt khác.

Nếu gọi Er là sức trương hơi nước bão hòa trên bề mặt giọt nước và E∞ là sức

rC r

trương hơi nước bão hòa trên bề mặt nước phẳng thì:

Er = E∞ .

Trong đó: Cr là hệ số phụ thuộc nhiệt độ: Cr = 0,52.10-7 khi t = 0oC; Cr = 0,47.10-7 khi t

= 20oC.

- Lớn lên do kết dính + Có thể do chuyển động hỗn loạn làm cho các giọt nước tụ họp, chập lại với

Tức là: giọt nước nhỏ đòi hỏi lượng hơi nước nhiều hơn để bão hoà so với giọt nước lớn; do đó trong không gian giọt nước nhỏ thường bay hơi chuyển sang ngưng kết trên các giọt nước lớn, hoặc chuyển sang ngưng kết trên các hạt băng và nhờ vậy các giọt nước lớn, các tinh thể băng tiếp tục lớn lên.

nhau thành giọt nước lớn hơn. Sự lớn lên theo cách này xảy ra thường chậm chạp.

+ Có thể do chuyển động loạn lưu mà các giọt nước tiếp xúc với nhau và lớn

lên.

+ Có thể do các giọt nước có tích điện khác dấu có khả năng hút nhau làm

thành những giọt nước lớn hơn.

+ Kết dính trọng lực: sự lớn lên của các phần tử mây do kết dính theo các cách trên đây chỉ đóng vai trò thứ yếu trong qúa trình hình thành nước rơi khí quyển; vai trò chủ yếu của nó là sự lớn lên do kết dính trọng lực. Kết dính trọng lực xảy ra khi các giọt nước có kích thước và trọng lượng khác nhau rơi xuống với tốc độ khác nhau. Giọt nước lớn có tốc độ rơi lớn hơn và đuổi kịp các giọt nước nhỏ rơi xuống trước nó.

Nếu đảm bảo độ ẩm của không khí lớn hơn 90% thì kết dính sẽ xảy ra khi 2 giọt nước lớn và nhỏ có kích thước không chênh lệch nhau nhiều lắm; ngược lại kết dính sẽ không xảy ra khi giọt nước nhỏ hơn có kích thước quá bé so với giọt nước lớn và khi đó giọt nước nhỏ sẽ theo dòng không khí lùi lại phía sau.

2 2

2 Hình (3-47a): biểu thị qúa trình xảy ra kết dính trọng lực; hình (3-47b): biểu thị qúa trình không xảy ra kết dính trọng lực.

a) b)

Hình 3-47

b) Sự hình thành mưa tuyết

Tất nhiên, để có được nước rơi khí quyển, các phần tử mây từng lúc, từng nơi có thể lớn lên bằng các cách riêng rẽ hoặc kết hợp các cách trên đây cùng một lúc.

Từ điều kiện để hình thành mưa, có thể nhận thấy: các phần tử mây (các giọt nước, các tinh thể băng trong mây) sẽ khó lớn lên nếu như chúng có kích thước đồng nhất hoặc kích thước chênh lệch nhau quá lớn; các phần tử mây cũng khó lớn lên nếu chúng gồm toàn những giọt nước hay toàn những tinh thể băng. Sở dĩ như vậy bởi vì khi đó sự lớn lên của các phần tử mây do ngưng kết trực tiếp và do kết dính đều khó thực hiện.

Kết luận này cho phép chúng ta hiểu được tại sao các loại mây cao như Ci, Cs, Cc (các phần tử mây chỉ gồm các tinh thể băng và độ ẩm nhỏ), các loại mây như Cu mỏng dẹt, As (các phần tử mây chỉ gồm các giọt nước tương đối đồng đều) thường không cho mưa. Trong khi đó, các loại mây như St, Sc (các phần tử mây gồm gồm các giọt nước có kích thước tương đối không đồng đều) cũng có thể cho mưa nếu chúng tồn tại lâu trên bầu trời.

Trên thực tế sự hình thành mưa chủ yếu ở các loại mây có các phần tử mây bao gồm hỗn hợp các hạt băng và các giọt nước có kích thước khác nhau như mây Cb, Ns, As với độ dày lớn.

Sự hình thành mưa tuyết từ các loại mây dạng vũ (Cb, Ns) có thể mô tả tóm tắt như

c) Phân loại mưa - Phân loại theo hình dạng bề ngoài: Căn cứ vào hình dạng bên ngoài người ta chia ra các dạng mưa sau: + Tuyết: tuyết bao gồm các loại giáng thủy dưới dạng sao tuyết, hoa tuyết, bông tuyết. Trước khi tuyết rơi, đôi khi cả trong lúc tuyết rơi, thường quan sát thấy có các viên tuyết, hạt tuyết màu trắng đục. Viên tuyết có kích thước từ 2 đến 5 mm, hạt tuyết có kích thước nhỏ hơn 1 mm.

Phần trên của mây được tập hợp bởi các phần tử mây là các tinh thể băng; phần giữa của mây là hỗn hợp của các giọt nước quá lạnh và các tinh thể băng; còn phần dưới của mây bao gồm các giọt nước nhỏ. Trong các đám mây này, các phần tử mây này sẽ lớn lên bằng cách chuyển từ các giọt nước sang tinh thể băng tạo thành các bản băng hình sao, gọi là sao tuyết. Hơi nước tiếp tục ngưng kết vào những cánh sao nhô ra của sao tuyết tạo thành những hoa tuyết. Các hoa tuyết này rơi xuống qua các vùng có các giọt nước và tiếp tục được lớn lên; càng lớn lên càng rơi xuống nhanh hơn. Trong qúa trình rơi các hoa tuyết va chạm vào nhau và kết dính thành các bông tuyết lớn. Các bông tuyết này tiếp tục rơi, khi gặp các lớp không khí có nhiệt độ lớn hơn 0oC ở bên dưới các bông tuyết tan dần ra thành các giọt nước và rơi xuống mặt đất dưới dạng lỏng gọi là mưa. Nếu các lớp không khí dưới nó có nhiệt độ nhỏ hơn 0oC, nhất là nhiệt độ không khí giữa mây và mặt đất đều nhỏ hơn 0oC, thì các hoa tuyết, bông tuyết sẽ đạt đến mặt đất dưới dạng tuyết rơi. Nếu tuyết đang tan đạt tới bề mặt trái đất thì gọi là tuyết ướt.

+ Mưa băng: mưa băng là những hạt mưa hình cầu, rắn và trong suốt, đường kính hạt mưa từ 1 đến 3 mm; hoặc các viên băng nhỏ mặt ngoài trong suốt, ở giữa có lõi màu trắng, đường kính từ 2 đến 5 mm. Khi trời băng giá còn quan sát thấy các tinh thể băng trong suốt có kích thước nhỏ dưới dạng các kim băng.

+ Mưa thường: mưa thường là giáng thủy dưới dạng các giọt nước có kích

thước khác nhau. Đường kính trung bình của các giọt nước từ 0,5 ÷ 7 mm.

Giữa tuyết, mưa băng và mưa có dạng mưa trung gian sau đây: + Tuyết ướt: tuyết ướt đó là giáng thủy dưới dạng tuyết đang tan hay tuyết lẫn

dạng mưa thường.

+ Mưa đá: trong các cơn mưa giông đầu mùa thường có kèm theo các cục nước đá có kích thước trung bình từ 6 ÷ 50 mm, có khi tới mấy chục cm hoặc hơn nữa rơi xuống - Đó là mưa đá. Cục mưa đá bao gồm các lớp trong suốt và không trong suốt xen kẽ nhau. Sự hình thành mưa đá như sau:

- Phân loại theo đặc điểm rơi và cường độ mưa Theo đặc điểm rơi và cường độ mưa, người ta phân thành ba dạng: + Mưa dầm: mưa dầm là loại mưa có thời gian mưa kéo dài và cường độ mưa ít

Từ đỉnh các đám mây vũ tích, các tinh thể băng rơi xuống vào các miền mà phần tử mây gồm các giọt nước. Các giọt nước này bao quanh lấy các tinh thể băng thành một màng mỏng. Các tinh thể băng đã được nước bao quanh này có thể gặp các dòng thăng đi lên và bị đưa về mực băng kết và màng nước sẽ đông kết thành lớp trong nếu như độ ẩm của môi trường đầy đủ; nếu độ ẩm của môi trường không đầy đủ, tức là chưa đạt tới trạng thái bão hoà thì màng nước đó kết thành lớp xốp màu trắng đục. Sau đó tinh thể đó lại tiếp tục rơi xuống và lại bị dòng đối lưu đưa lên... tức là có thể thực hiện chu kỳ nói trên nhiều lần. Kết quả là tinh thể đó lớn lên và có cấu tạo những lớp trong đục xen kẽ và rơi xuống bề mặt đất. Như vậy, muốn có mưa đá thì cục đá phải có kích thước đủ lớn để không bị tan hết ra thành nước trước khi đạt tới mặt đất. Mưa đá xảy ra khi nhiệt độ không khí lớn hơn 0oC. Mưa đá rất có tác hại đối với mùa màng.

thay đổi. Mưa dầm rơi dưới dạng giọt nước kích thước trung bình.

+ Mưa rào: đặc điểm của mưa rào là mưa bắt đầu và kết thúc một cách đột ngột,

thời gian mưa ngắn, cường độ mưa lớn, hạt mưa to đôi khi kèm theo mưa đá.

d) Các họ mây và mưa do chúng gây ra - Mưa nhân tạo - Các họ mây cơ bản cho mưa * Họ mây tằng (St, Sc): Mây tằng mỏng phát triển trong điều kiện chuyển động thẳng đứng nhỏ, phần tử mây chỉ gồm các giọt nước có bán kính nhỏ hơn 10 μ. Nếu mây tồn tại lâu trên bầu trời thì phần tử mây chỉ có thể lớn lên đến cỡ 20 μ đến 30 μ và trên đường rơi của nó sự lớn lên do kết dính cũng chỉ có kích thước lên tới 100 μ đến 200 μ. Với kích thước của các giọt nước này chỉ cho mưa dưới dạng mưa phùn.

* Họ mây vũ tằng (Ns): Mây vũ tằng có bề dày lớn phát triển trong điều kiện chuyển động thẳng đứng lớn. Bán kính của phần tử mây vũ tằng có kích thước 0,5 mm đến 0,7 mm. Mây này tồn tại lâu sẽ cho mưa dầm.

* Họ mây tích (Cu, Cuhum, Cumed, Cucong): Mây tích phát triển trong điều kiện chuyển động đối lưu. Khi không khí chuyển động lên cao các giọt nước sẽ có điều kiện lớn lên mạnh mẽ vì nhiệt độ luôn luôn giảm thấp và độ ẩm luôn đảm bảo điều

+ Mưa phùn: đặc điểm của mưa phùn là hạt mưa rất nhỏ (đường kính hạt mưa nhỏ hơn 0,5 mm), rơi rất chậm và bay lơ lửng trong không khí. ở nước ta mưa phùn là một đặc trưng rất đặc sắc ở Bắc Bộ.

* Họ mây vũ tích (Cb): Mây vũ tích có đỉnh cao từ 8 km đến 10 km, chân mây ở độ cao từ 2 km đến 3 km. Bán kính các phần tử mây của mây vũ tích có kích thước từ 3 đến 5 mm. Mây vũ tích Cb tạo nên mưa rào với cường độ rất lớn; có trận mưa rào có lượng mưa đạt tới 100 mm đến 200 mm. Mưa rào thường kết thúc một cách khá nhanh chóng, song nhiều trường hợp khi độ ẩm của mây được bổ sung từ bên ngoài (có bình lưu ẩm) thì mưa rào có thể kéo dài tới vài ba giờ hoặc hơn nữa.

- Mưa nhân tạo: Nguyên tắc chung để làm mưa nhân tạo là tạo điều kiện làm lạnh, tăng cường độ ẩm, tăng cường hạt nhân ngưng kết trong đám mây có khả năng cho mưa. Dựa vào nguyên tắc này, người ta đã dùng các phương pháp hiện đại làm thay đổi trạng thái tổ hợp của các phần tử mây như biến các giọt nước quá lạnh thành các tinh thể băng, hoặc làm các phần tử mây lớn lên v.v...

kiện bão hoà. Khi chiều dày mây phát triển đến độ cao dưới 3 km (khi đó là mây Cuhum, Cumed) thì không cho mưa đến bề mặt trái đất; nhưng khi chiều dày mây phát triển đến độ cao lớn hơn 3 km (khi đó là mây Cucong) thì bán kính của các phần tử mây có kích thước lớn hơn 1 mm đến 2 mm. Khi đó mây sẽ cho mưa dưới dạng mưa rào.

Thông thường, người ta thả bóng thám không chọn các đám mây vũ tích có độ

chứa nước lớn, sau đó thả vào đó một trong các chất sau đây:

+ Băng khô hay CO2 cứng: băng khô hay CO2 cứng này bốc hơi nhanh làm nhiệt độ không khí các vùng lân cận nó giảm xuống rất mạnh, do đó các giọt nước kể cả các giọt nước quá lạnh cũng nhanh chóng kết thành những phần tử băng; các phần tử này lớn lên rơi xuống thành mưa.

+ IAg và IPb hay các chất đồng hình của chúng để đóng vai trò nhân đông kết. Nếu các phần tử mây có nhiệt độ chừng - 12oC thì các giọt nước này cũng có thể bị đông kết. Nhờ có nhân đông kết nhân tạo mà qúa trình đông kết xảy ra và các phần tử mây lớn dần lên và rơi xuống thành mưa.

+ Các giọt nước có pha NaCl: các giọt nước này sẽ là các trung tâm hút ẩm và

lớn dần lên tạo thành mưa - mưa nhỏ.

Trong ba cách gây mưa trên đây, băng khô hay CO2 cứng tạo mưa có hiệu quả hơn cả. Tuy nhiên, để có một trận mưa nhân tạo, quả thật là tốn kém. Hiện nay con người đang cố gắng nghiên cứu để hạ giá thành trong việc làm mưa nhân tạo bởi vì không xa nữa việc làm mưa nhân tạo sẽ là một trong những công việc cần thiết cho nhu cầu sống và sản xuất của con người. 2) Sự phân bố mưa theo thời gian và không gian a) Biến trình ngày: Diễn biến hàng ngày của mưa có hai kiểu chính:

- Kiểu lục địa (dạng kép): có 2 cực đại và 2 cực tiểu: cực đại chính xảy ra vào sau buổi trưa (do mây phát triển theo chiều thẳng đứng), cực đại phụ xảy ra vào buổi sáng sớm (do mây tằng); cực tiểu chính xảy ra vào gần nửa đêm (khi đó ít mây), cực tiểu phụ xảy ra vào trước trưa (do mây phát triển song chưa cho mưa).

b) Biến trình năm: Diễn biến hàng năm của mưa muôn hình muôn vẻ và phụ thuộc nhiều vào nhân tố

- Kiểu biển (dạng đơn): có 1 cực đại và 1 cực tiểu: cực đại xảy ra vào ban đêm khi gradien nhiệt độ thẳng đứng trên biển tăng lên tạo ra trạng thái bất ổn định, do đó nhiều mây và mưa nhiều, cực tiểu phụ xảy ra vào ban ngày khi mặt biển khá mát.

khí hậu. Có thể phân ra các kiểu biến trình năm của lượng mưa như sau:

- Kiểu xích đạo (từ 10oB ÷ 10oN): biến trình có dạng kép với 2 cực đại vào sau

ngày xuân phân và thu phân và 2 cực tiểu vào sau ngày hạ chí và đông chí.

- Kiểu nhiệt đới (10oB(N) đến 30o B(N)): diễn biến hàng năm của mưa chia làm 2

mùa rõ rệt: mùa mưa cả 4 tháng mùa hạ, còn mùa khô là các tháng còn lại.

- Kiểu cận nhiệt đới (30oB(N) đến 40o B(N)): biến trình có dạng đơn với lượng

mưa hàng năm hầu như không đáng kể.

- Kiểu ôn đới và cực đới (40oB(N) đến 90o B(N)): diễn biến hàng năm của mưa

có dạng đơn và được chia làm 2 kiểu:

+ Kiểu lục địa: cực đại quan sát thấy vào mùa hạ, cực tiểu vào mùa đông (vì mùa hạ trên lục địa qúa trình phát triển theo chiều thẳng đứng mạnh tạo mây cho mưa rào).

c) Sự phân bố mưa theo địa lý Lượng mưa trung bình năm trên bề mặt trái đất khoảng 1.000 mm, song lại phân bố

+ Kiểu biển: cực đại quan sát thấy vào mùa đông, cực tiểu vào mùa hạ (vì mùa đông trên biển qúa trình phát triển theo chiều thẳng đứng mạnh tạo mây cho mưa rào).

rất không đồng đều.

- Theo vĩ độ địa lý thì lượng mưa năm cực đại quan sát thấy ở vùng xích đạo, trung bình 1.000 mm đến 2.000 mm/năm (có khi lên tới 5.000 mm đến 6.000 mm/năm như trên các đảo thuộc Thái Bình Dương, hoặc đạt tới 10.000 mm/năm trên các sườn núi chắn gió ẩm).

- Từ xích đạo đến các vùng vĩ độ cận nhiệt đới, lượng mưa năm giảm dần và đạt giá trị cực tiểu với trị số nhỏ hơn 500 mm/năm (có khi hàng mấy năm không có mưa như ở các sa mạc cận nhiệt đới Xahara, Pêru, Sili...).

- Từ vĩ độ cận nhiệt đới lên vĩ độ ôn đới, lượng mưa năm lại tăng dần. Tại đây, lượng mưa lại phân bố rất không đồng đều theo vòng vĩ tuyến: trên lục địa lượng mưa có khi chỉ khoảng 500 mm/năm (thậm chí 250mm/năm); còn trên các vùng duyên hải và biển thì lượng mưa đạt tới 1.000 mm/năm. Lượng mưa trung bình năm ở vùng vĩ độ trung bình này chừng khoảng 800 mm/năm.

- Từ vĩ độ trung bình trở lên vĩ độ cao, lượng mưa năm giảm đi rõ rệt: đa số các nơi lượng mưa năm chừng hơn 300 mm/năm, nhiều khi còn dưới 100 mm/năm trên một diện mưa khá rộng.

Trung bình hàng năm lượng mưa lớn nhất là 12.700 mm/năm quan sát thấy ở Tra- pu-gi (ấn Độ) và 12.100 mm/năm ở Ca-u-ai (Quần đảo Ha oai); nơi mưa ít nhất là ở các sa mạc cận nhiệt đới như Xahara, Pêru, Sili...

Chúng ta có thể giải thích được sự phân bố mưa theo vĩ độ địa lý vừa nêu trên như

3) ý nghĩa của mưa Mỗi con người sống trên trái đất đều thấy rõ vai trò quan trọng của mưa. Mưa duy trì lượng nước, lượng ẩm cho sự sống tồn tại trên trái đất, mưa cung cấp nước cho người, động thực vật; mưa điều hoà nhiệt độ không khí; mưa cung cấp thêm độ phì cho đất làm tăng năng suất cây trồng... Do vậy mưa thuận, gió hoà là điều kiện thuận lợi mà thiên nhiên ban cho chúng ta.

ở vùng xích đạo lượng mưa lớn là do không khí chứa nhiều hơi ẩm và đối lưu phát triển mạnh do đó các họ mây cho mưa nhiều, vùng cận nhiệt đới do chuyển động giáng của không khí chiếm ưu thế nên khó hình thành các loại mây cho mưa cho dù hơi nước có nhiều, còn trong vùng ôn đới lượng mưa tăng là do sự hoạt động nhộn nhịp của các xoáy thuận và tại vùng cực đới lượng mưa ít là do nhiệt độ thấp và hàm lượng hơi nước trong không khí nhỏ.

Bên cạnh đó, nếu mưa quá nhiều sẽ ảnh hưởng không tốt đến sự sinh trưởng, phát triển của cây trồng, gây xói mòn phá hoại đất đai, gây úng, ngập lụt. Đặc biệt, mưa đá phá hoại rất dữ đến mùa màng, sản xuất nông nghiệp, đến các công trình đang xây dựng và nhiều khi gây thiệt hại đến cả tính mạng của con người. Mặt khác, nếu không mưa hoặc mưa quá ít thì hạn hán sẽ xảy ra; cũng không thể hình dung hết được hậu quả kéo theo của nó nếu sự sống của chúng ta thiếu nước.

Mưa làm thay đổi chế độ sông ngòi, thay đổi lượng trữ nước trong đất dễ dàng gây ra các hiện tượng và các qúa trình thủy tai. Vì vậy nghiên cứu mưa, đề ra các biện pháp chống thừa nước hoặc khắc phục tình trạng thiếu nước là một nhiệm vụ quan trọng, nặng nề của những người làm công tác khí tượng thủy văn.

CÂU HỎI CUỐI CHƯƠNG III

1) Phõn biệt đường tầng kết và đường trạng thỏi ? Cỏc loại hiện tượng tầng kết

nào cản trở đến quỏ trỡnh đối lưu, phõn loại hiện tượng điển hỡnh nhất ?

2) Tại sao cú thể xem quỏ trỡnh thăng, giỏng của khụng khớ là quỏ trỡnh đoạn nhiệt ? Một cỏch tổng quỏt, làm thế nào để xõy dựng phương trỡnh đoạn nhiệt của khụng khớ ?

3) Biểu diễn đường trạng thỏi của một khối khụng khớ tham gia chuyển động

thăng đoạn nhiệt, tại sao cú thể vẽ được như vậy ?

4) Vẽ sơ đồ biến đổi nhiệt độ của bản thõn khối khụng khớ dưới tỏc dụng của

hiệu ứng phơn ? Viết phương trỡnh biến đổi nhiệt độ của đồ thị ?

5) Với 2 loại xoỏy thuận và xoỏy nghịch, xoỏy nào cú khả năng cho giú lớn, ỏc

liệt hơn ? Vỡ sao ?

6) Chứng tỏ rằng trong xoỏy thuận thỡ khụng khớ chuyển động xoỏy từ ngoài vào tõm

ngược chiều kim đồng hỗ.

7) Chứng tỏ rằng trong xoỏy nghịch thỡ khụng khớ chuyển động xoỏy toả từ trong ra

ngoài theo chiều kim đồng hỗ.

8) Phõn biệt tớn phong và hoàn lưu giú đất, giú biển ? 9) Vẽ sơ đồ quỏ trỡnh đoạn nhiệt giả, mụ tả một về quỏ trỡnh đoạn nhiệt giả điển

hỡnh trong thực tế ? Cỏc giai đoạn nào ứng với đoạn nào trong sơ đồ, vỡ sao ?

10) Phõn tớch điều kiện cơ bản của cỏc khõu để khộp kớn chu trỡnh tuần hoàn

nước trong thiờn nhiờn ?

11) Cỏc quỏ trỡnh nào trong thiờn nhiờn tạo điều kiện để hỡnh thành ngưng kết,

cho vớ dụ ?

12) Bản chất vật lý của cỏc loại sản phẩm ngưng kết cú gỡ giống và khỏc nhau ? Cỏc sản phẩm ngưng kết nằm trong tầng nào của khớ quyển; cỏc tầng đú theo quan niệm phõn tầng nào ?

Bài giảng Khí tượng biển: Phần 1

Chủ đề:

Hóa học môi trường

MỤC LỤC

LỜI NÓI ĐẦU .......................................................................................................................... 2

CHƯƠNG I MỞ ĐẦU ............................................................................................................ 7

CHƯƠNG II BỨC XẠ TRONG KHÍ QUYỂN .................................................................. 21

CHƯƠNG III CƠ SỞ NHIỆT ĐỘNG LỰC HỌC KHÍ QUYỂN...................................... 66

CHƯƠNG IV HOÀN LƯU KHÍ QUYỂN ......................................................................... 138

CHƯƠNG V TƯƠNG TÁC BIỂN – KHÍ QUYỂN .......................................................... 166

CHƯƠNG VI THỜI TIẾT BIỂN ĐÔNG .......................................................................... 185

CHƯƠNG VII KHÍ HẬU BIỂN ĐÔNG ........................................................................... 245

TÀI LIỆU THAM KHẢO ................................................................................................... 268

CHƯƠNG I MỞ ĐẦU 1.1 Khí tượng học là gì ?

1.1.2 Các bộ môn của Khí tượng học Dựa vào các vấn đề nghiên cứu, các phương pháp nghiên cứu được sử dụng,

1.2 Các yếu tố khí tượng cơ bản

1 273 1.2.2 Áp suất khí quyển Áp suất khí quyển (hay còn gọi là khí áp) là trọng lượng của một cột không khí thẳng đứng có tiết diện 1 cm2, có độ cao lan tới tận giới hạn trên cùng của khí quyển tại địa điểm quan trắc.

30o T Hình 1-1

1.2.4 Gió Người ta gọi các chuyển động tương đối của không khí so với mặt đất theo phương nằm ngang từ nơi có khí áp cao sang nơi có khí áp thấp là gió. Gió được đặc trưng bằng hướng gió và tốc độ gió.

Hình 1-3

Hình 1-2 - Số đo góc: khi biểu thị hướng gió bằng số đo góc người ta lấy hướng Bắc trùng với 0o; theo ngược chiều kim đồng hồ: hướng Đông là 90o, hướng Nam là 180o và hướng Tây là 270o (hình 1-3).

theo quy định ở bảng 1-1. Bảng 1-1: Bảng cấp gió Bô-pho (Beaufort - Scale - BS 1805)

Cấ p 0 1

3 3.4 − 5.4 4 5.5 − 7.9 5 8.0 − 10.7 6 10.8 − 13.8 7 13.9 − 17.1 8 17.2 − 20.7 9 20.8 − 24.4 10 24.5 − 28.4 11 28.5 − 33.5 12 Trên 33.5 1.2.5 Mây Mây là sản phẩm ngưng kết của hơi nước ở các độ cao khác nhau trong khí quyển

1.2.6 Mưa Mưa là nước rơi khí quyển đạt đến bề mặt trái đất. Mưa ở dạng rắn, xốp không có nước người ta gọi là tuyết, kèm theo nước người ta gọi là tuyết ướt. Mưa ở dạng lỏng kèm nước đá người ta gọi là mưa đá.

1.3 Phương trình trạng thái của không khí

1.3.2 Phương trình trạng thái của hơi nước và quan hệ giữa các đặc trưng độ

ẩm của không khí

CÂU HỎI CUỐI CHƯƠNG I

1) Phân tầng khí quyển dựa vào sự phân bố nhiệt theo độ cao Dựa vào sự phân bố nhiệt độ không khí theo độ cao có thể phân khí quyển ra 5

Ôzôn cũng thay đổi theo mùa, theo vĩ độ: ôzôn tăng dần vào mùa xuân và giảm dần vào mùa thu và đông, ôzôn tăng dần theo vĩ độ và thay đổi tuỳ theo điều kiện thời tiết.

+ Phân tử lượng của không khí giảm theo độ cao, nơi đây có sự tham gia của

các ôxy và nitơ nguyên tử.

3) Phân tầng khí quyển dựa vào sự tương tác giữa khí quyển và mặt đất Dựa vào sự tương tác giữa khí quyển và mặt đất có thể phân khí quyển ra 2 tầng

4) Phân tầng dựa vào sự ảnh hưởng của khí quyển đến các thiết bị trên máy

bay, tên lửa, vệ tinh

a) Lớp không gian vũ trụ gần mặt đất: Lớp không gian vũ trụ gần mặt đất là tầng dưới của khí quyển có độ cao từ mặt đất đến 150 km. Trong lớp này các loại

máy móc thiết bị lắp đặt trong các máy bay, tên lửa, vệ tinh... vẫn hoạt động bình thường.

Hình 2-3

Hình 2-4

có một ý nghĩa lớn trong phân tích và dự báo thời tiết. 2.2 Các dòng bức xạ trong khí quyển

2) Bức xạ mặt trời và quang phổ của nó

z hO

Hình 2-5

Hình 2-6

4) Sự suy yếu bức xạ mặt trời trong khí quyển a) Nguyên nhân suy yếu bức xạ mặt trời trong khí quyển

đơn vị thể tích không khí; ε: hệ số đặc trưng cho kích thước keo khí quyển: 0 < ε < 4

trong 1 phân tử khí;

và khi đó mức độ khuếch tán không phụ thuộc vào tia bức xạ nữa.

Hình 2-7

∫

∫ 0E

∫

M1 hO 1 Hình 2-8

5) Bức xạ tổng cộng

2.2.2 Bức xạ mặt đất và bức xạ khí quyển

1) Bức xạ mặt đất

2) Bức xạ khí quyển (hay bức xạ nghịch)

3) Bức xạ hiệu dụng

2.2.3 Cân bằng bức xạ

2) Cân bằng bức xạ của khí quyển

3) Cân bằng bức xạ của hệ thống trái đất - khí quyển

2.3 Chế độ nhiệt của đất, nước và không khí

2.3.1 Sự nóng lên và lạnh đi của các vùng đất, nước và không khí Bề mặt trái đất bao gồm các vùng đất, nước trực tiếp nhận nhiệt của bức xạ mặt

2.3.2 Quá trình truyền nhiệt vào trong lòng đất, nước và không khí 1) Quá trình truyền nhiệt vào trong lòng đất, nước

Hình 2-9

ở trong nước độ sâu tại đó không tồn tại dao động nhiệt độ phải là 22 m. 2) Các phương thức trao đổi nhiệt giữa mặt đất và khí quyển: Sự trao đổi nhiệt giữa bề mặt và không khí nêu trên diễn ra rất phức tạp và bằng

Bằng phương thức này, chỉ có một lớp không khí rất mỏng sát mặt đất được

nóng lên và lạnh đi mà thôi, do đó nó đóng vai trò vô cùng nhỏ. (2) Phương thức bức xạ:

Hình 2-11

Hình 2-10 - Vào ban ngày (hình 2-10):

2.3.3 Sự diễn biến nhiệt độ của bề mặt và không khí theo thời gian và không

gian

1) Biến trình ngày và năm của nhiệt độ bề mặt đất:

Hình 2-13

2.3.4 Sự biến đổi của nhiệt độ không khí theo thời gian và không gian 1) Biến trình ngày và năm của nhiệt độ không khí

2) Biến đổi nhiệt độ không khí theo độ cao:

3) Hiện tượng nghịch nhiệt trong khí quyển: Hiện tượng nghịch nhiệt là hiện tượng mà nhiệt độ không khí tăng theo

Hình 2-14

CÂU HỎI CUỐI CHƯƠNG II