KHÍ TƯỢNG HÀNG HẢI CHO SỸ QUAN TÀU BIỂN

Trong tầng giữa thì nhiệt độ không khí giảmmạnh khi độ cao tăng lên và nó đạt đến -80 C ở lớp đỉnh của tầng này.°F Biến trình ngày của tốc độ giảm nhiệt theo môi tr ờng ở các lớp d ới củ

Thuyền trởng: lê thanh sơn

khí tợng hàng hải

(tài liệu tham khảo dành cho sĩ quan tàu biển)

Trang này dùng để viết lời giới thiệu

Khoa điều khiển tàu biển Trờng đại học hàng hải việt nam

Hải phòng - 2005 Chơng i: Khí quyển

là mộ t lớp rất mỏng khi ta so sánh với đ ờng kính trái đất là 6900 hải lý), vì trạng tháikhông khí, sự vận động nội tại và ảnh h ởng tự nhiên của nó trong tầng đối l u là nhữngtác động chính đối với thời tiết của trái đất chúng ta (Nh trạng thái bầu trời, mây, m a,sơng mù và các hiện t ợng khí t ợng khác)

Cấu trúc và thành phần của khí quyển

Khí quyển có thể đ ợc xem nh là sự cấu thành của một số lớp không khí đặc biệt

mà trong đó nó đ ợc định rõ bởi sự biến đổi mạnh mẽ của nhiệt độ không khí với sựtăng hoặc giảm theo độ cao Đối với khí quyển tiêu chuẩn có thể phân ra các tầng nhsau:

(a)Tầng đối l u (Troposphere): Đợc tính từ mặt đất lên đến độ cao khoảng 12 Km.

Tầng này đ ợc đặc tr ng bởi sự giảm nhiệt độ theo độ cao, trung bình khoảng 1 F°F

(0,6 C) trên 100m Tiếp đến ngay phía trên của tầng đối l°F u là lớp chuyển tiếp(Tropopause).

(b)Tầng bình l u (Stratosphere): Đợc tính từ lớp chuyển tiếp (Tropopause) đến độ

cao khoảng 47 Km Trong tầng này sự thay đổi nhiệt độ th eo độ cao là rất nhỏ, ng ời tatìm thấy trong tầng này một lớp khí ozone có tác dụng bảo vệ cho trái đất chống lại

sự bức xạ rất lớn của mặt trời Tiếp đến ngay trên tàng này là lớp chuyển tiếp(Strapopause)

(c)Tầng giữa (Mesosphere): Đợc tính từ lớp chuyển tiếp (Strapopause) đến độ cao

khoảng 80 Km Phía trên của tầng giữa là lớp chuyển tiếp (Mesopausse)

Phía trên của lớp chuyển tiếp Mesopause là tầng nhiệt (Ther mosphere), ở tầng này tồntại một lợng không khí không đáng kể, nhiệt độ trong tầng này tăng theo độ cao.Cũng cần phải l u ý rằng các tầng khác có thể đ ợc xác định dựa trên những tiêu chuẩnkhác nhau Chẳng hạn ở tầng Ion hay còn gọi là tầng điện ly, ở đây khí ion đ ợc hìnhthành từ sự bức xạ của mặt trờ i, nó có tác dụng quan trọng trong việc truyền sóngradio, tầng này tồn tại từ độ cao khoảng 60 Km trở lên

Từ lớp chuyển tiếp của tầng giữa trở xuống đến bề mặt đất th ì thành phần các chất khítrong khí quyển là t ơng đối cố định nh sau:

- Khí Nitrogen (N2) chiếm 78,09%

- Khí Oxygen (O2) chiếm 20,95%

- Khí Argon (Ar) chiếm 0,93%

- Khí Carbon dioxide (CO2) chiếm 0,03%

Ngoài ra còn tồn tại một l ợng nhỏ của các khí Neon, Heliu m, Krypton, Hydrrogen vàXen on

Trong tầng bình l u các hợp chất hoá học khác cũng tồn tại mà hơi n ớc (Watervapour) là một hợp chất rõ rệt và quan trọng nhất L ợng hơi n ớc tồn tại trong khíquyển vào các thời gian khác nhau là khác nhau bởi vì có sự thay đổi nhiệt độ và sựbốc hơi từ bề mặt n ớc, từ sự giáng thủy và hiện t ợng ngng tụ Khối l ợng hơi n ớc là lớnnhất ở lớp d ới của tầng đối l u và giảm dần theo độ cao Trung bình l ợng hơi n ớc tồntại trong khí quyển là khoảng 4%, mặc dầu với khối l ợng rất khiêm tốn nh vậy nhng

nó mang ý nghĩa rất quan trọng trong mối quan hệ của khối năng l ợng mà khí quyển

có khả năng tích tụ Các vật chất khác cũng tồn tại trong khí quyển nh ng mang tínhchất cục bộ hay từng phần, những vật chất này chủ yếu sinh ra từ nền công nghiệp củacon ngời, chúng ảnh h ởng mạnh mẽ đến khí quyển, gây nên những trận m a axit vànhiều tác động khác

Mật độ và áp suất của khí quyển

Khí quyển của chúng ta hình th ành và tồn tại đ ợc nhờ lực hấp dẫn của trái đất

và mặc dù tất cả các chất khí là rất nhẹ nh ng chúng cũng có trọng l ợng Mật độ khôngkhí giảm khi độ cao tăng, 75% tổng l ợng không khí là nằm trong tầng đối l u

Lụựp ủổnh cuỷa taàng bỡnh lửu

Lụựp ủổnh cuỷa taàng ủoỏi lửu

.

.

.

Khí áp tại bất kỳ một độ cao nào là trọng l ợng của không khí trên bề mặt đó Cànggần bề mặt đất thì áp suất khí quyển càng lớn hay nói cách khác là áp lực tác dụnglên mộ t đơn vị diện tích vuông càng lớn Tại bề mặt trái đất khí áp tiêu chuẩn là1013,2hpa (hectopascal) t ơng đơng với một tấn đè lên vai của một ng ời Lu ý là khí

áp tiêu chuẩn này đo ở vĩ độ trung bình (45 ) tại bề mặt biển (độ cao bằng không) và°Fnhiệt độ là 15 C Các lớp d°F ới thấp tốc độ giảm trung bình của khí áp th eo độ cao là1millib ar trên 30 feet độ cao, nh ng tốc độ giảm thực tế tại bất kỳ thờ i gian đ ợc chonào là bị chi phối bởi nhiệt độ

Biến thiên của nhiệt độ theo độ cao

Dới những điều kiện bình th ờng thì nhiệt độ khí quyển giảm theo độ cao trongtầng đối l u, bởi vì yếu tố phát nhiệt là trái đất có sự ảnh h ởng cực đại tại bề mặt Tốc

độ giảm nhiệt theo độ cao trong tầng đối l u là vào khoảng 1 F trên 300 feet (hay°F0,6 C trên 100m) Tuy nhiên tốc độ giảm nhiệt đo đ°F ợc thực tế là rất khác nhau từngày này qua ngày khác và từ vùng này qua vùng khác, đặc biệt là ở các lớp gần bềmặt trái đất mà ở đấy sự thay đổi khá lớn của nhiệt độ có thể diễn ra trong vòng mộtvài giờ

Tốc độ giảm nhiệt theo môi tr ờng (Environmental lapse rate – E.L.R) : Đờng

dốc trên hình 1.1 minh họa cho tốc độ giảm nhiệt của khí quyển theo độ cao Vì đ ờngdốc liên quan đến nhiệt độ không khí nên nó đ ợc gọi là tốc độ giảm nhiệt của mô i tr -ờng Tại lớp phân cách hay tầng đỉnh của tầng đối l u thì sự giảm nhiệt độ th eo độ cao

đợc ghi nhận là khoảng 2 C trên 1Km Đối với khí quyển tiêu chuẩn tầng đối l°F u có bềdày tính từ bề mặt là 12Km, nh ng thực tế thì độ cao của tầng đối l u biến đổi từ 16Km

ở xích đạo đến 9Km ở các cực

Tại lớp d ới của tầng bình l u nhiệt độ là không đổi khi độ cao tăng, nh ng ởkhoảng giữa và phần trên của tầng này thì nhiệt độ tăng lên khi độ cao tăng Hiện t -ợng này thể hiện sự tồn tại của khí Ozon Trong tầng giữa thì nhiệt độ không khí giảmmạnh khi độ cao tăng lên và nó đạt đến -80 C ở lớp đỉnh của tầng này.°F

Biến trình ngày của tốc độ giảm nhiệt theo môi tr ờng ở các lớp d ới của khíquyển là rất rõ rệt trên bề mặt trái đất, đặc biệt khi thời tiết khô ráo với bầu trờitrong sáng Vào những buổi sáng khi mặt đất còn mát, tr ớc khi mặt trời mọ c thì ELR

là rất nhỏ và có thể có sự nghịch nhiệt (nghĩa là có sự gia tăng nhiệt độ theo độ cao).Sau khi mặt trời mọc, mặt đất ấm lên nhanh chóng là nguyên nhân sự tăng tr ởng củaELR, và điều này trở nên mạnh mẽ vào giữa tr a hoặc cuối chiều Vào buổi tối mặt đấtlại trở nên mát và nhiệt độ của nó tiếp tục giảm suốt đêm, sau đó tiến trình lại đ ợc lặplại Những sự ảnh h ởng này có thể bị sai khác đi hoặc có lúc không rõ rệt do sự tác

động của h ớng gió và tốc độ gió

Giá tr ị ELR biến thiên cả về thời gian và không gian Nhiệt độ không khí có thểkhông thay đổi trong suốt một lớp nào đó của tẩng đối l u, lớp này đ ợc gọi là lớp đẳngnhiệt (isothermal layer) Hoặc nhiệt độ không khí có thể tăng theo độ cao, gọi lànhiệt độ nghịch chuyển (Temp erature inversion) Sự nghịch chuyển nh vậy hoặc là ởlớp thấp gần bề mặt (ground level) nếu xu h ớng tăng tr ởng nhiệt độ là bắt đầu từ bềmặt, hoặc ở lớp cao (upper level) nếu nó bắt đầu từ bất kỳ độ cao nào bên trên bề mặttrái đất Khi nhiệt độ không khí giảm dần theo độ cao thì ELR là d ơng, trái lại nómang giá tr ị âm

Để thiết lập một ELR của nhiệt độ không khí tầng cao đ ợc quan trắc vào lúc00giờ00 và 12giờ00 giờ th ế giới, ng ời ta sử dụng máy thám sát vô tuyến ở các trạmkhí tợng đợc đặt rải rác trên toàn thế giới Máy thám sát vô tuyến đ ợc gắn lên khinhkhí cầu Trong thời gian khinh khí cầu bay lên, máy sẽ đo đạc và báo về các trạm mặt

đất các số liệu về khí áp, nhiệt độ và độ ẩm Còn vận tốc gió tại một số tầng khíquyển đợc đo đạc bằng cách sử dụng các radar mặt đất hoặc các th iết bị hàng hải

Khả năng biến đổi tự nhiên của ELR đặc biệt ở lớp d ới của khí quyển ảnh h ởng

đến tính ổn định của khí quyển và nh vậy nó ảnh h ởng đến điều kiện thời tiết Tốc độgiảm nhiệt của môi tr ờng trong lớp d ới của khí quyển tăng lên rõ rệt bât kỳ khi nàokhối khí đ ợc gia nhiệt bởi bề mặt trong suốt thờ i gian ban ngày, hoặc bất kỳ khi nàomột khối khí thổi ngang qua trên bề mặt đất hoặc bề mặt biển ấm hơn Trái lại ELRgiảm khi không khí đ ợc hạ nhiệt bởi bề mặt đất vào ban đêm, hoặc bất kỳ khi nàokhông khí thổi trên một bề mặt đất hoặc biển t ơng đối lạnh hơn

Chơng II: Bức xạ mặt trời và nhiệt độ

Bức xạ là một dạng truyền nhiệt, nó thực hiện một cách độc lập thông qua môi

tr ờng mà nó xuyên qua Tất cả các vật thể, dù nhiệt độ bản thân chúng nh thế nào,chúng cũng có thể phát ra mộ t năng l ợng dới dạng sóng điện từ ngắn truyền quakhông gian với vận tốc ánh sáng, độ dài thực tế của sóng phụ thuộc vào nhiệt độ củavật thể bức xạ, vật thể càng nóng thì sóng bức xạ càng ngắn và c ờng độ phát càngmạnh Vật thể có nhiệt độ rất cao có thể phát ra cả nhiệt độ và ánh sáng ( lửa) Nhiệt

độ bề mặt của mặt trời vào khoảng 6000 C °F

Trái đất hấp thụ nhiều năng l ợng bức xạ của mặt trờ i, làm cho nhiệt độ bề mặtcủa trái đất tăng lên và nó phát lại các sóng nhiệt dài vô hình trở lại không gian Một

số sóng ngắn bức xạ từ mặt trời đến sẽ bị mất do có sự hấp thụ, sự phản xạ và tán xạphát sinh ở các đám mây Một khối mây dày sẽ phản xạ 80% của bức xạ tiếp thu đ ợc

Sự hấp thụ là rất ít, chỉ vào khoảng 7%

Hơi nớc và mây khi xuât hiện sẽ hấp thụ rất mạnh sóng dài bức xạ phát ra, mộ t

số bức xạ trở lại không gian và một số phát trở lại xuống mặt đất và nh vậy đã có sự

bù đắp cho nhiệt độ bị mất mát của tr ái đất do có sự bức xạ Hiện t ợng này đ ợc gọi làhiệu ứng nhà kính Nó giải thích cho hiện t ợng vì sao ban đêm khi có mộ t lớp mâydày thì sự giảm nhiệt độ của bề mặt đất là ít hơn khi trời quang mây (lúc này bề mặt

đất tự do bức xạ)

Khoảng biến thiên ngày, đêm của nhiệt độ bề mặt

Ngay sau khi mặt trờ i mọc, năng l ợng sóng ngắn đến bắt đầu v ợt trội hơn sóngdài bức xạ từ mặt đất Nhiệt độ bề mặt trái đất bắt đầu tăng lên và th ờng đạt cực đạivào lúc 14giờ00 giờ địa ph ơng, sau đó trời bắt đầu mát dần Tất cả bức xạ đến sẽngừng khi màn đêm buông xuống, mặt đất tiếp tục mát trong đêm đến tận khi mặt trờilên thì tiến tr ình đ ợc lặp lại

Vòng tuần hoàn của nhiệt độ bề mặt và nhiệt độ của không khí ở trên nó đ ợcphân tích d ới các điều kiện tăng tr ởng hay mất mát của năng l ợng trong mọi hoàncảnh nh sau:

-Từ lúc mặt trờ i mọc đến giữ a tr a Khi nhiệt độ bề mặt tăng lên thì sự thu nhận bức xạmặt trời cũng tăng dần lên đến giá tr ị cực đại vào giữa tr a Đồng thời sự phát xạ sóngdài từ bề mặt cũng tăng lên Mặc dù bề mặt hấp thụ sóng dài từ khí quyển, kết quảbức xạ sóng dài thu đ ợc sự mất mát năng l ợng bởi bề mặt Tuy nhiên bức xạ mặt trờihấp thụ đ ợc trong suốt thờ i gian này đ ợc đền bù lớn hơn đối với sự mất mát đó

-Từ giữ a tr a đến lúc mặt trời lặn Khi nhiệt độ bề mặt giảm xuống, bức xạ mặt trời thunhận đợc và l ợng mất mát cũng giảm dần

-Từ lúc mặt trờ i lặn đến lú c mặt trời mọc Nhiệt độ bề mặt tiếp tục giảm nh ng chậmdần Bức xạ sóng dài mất mát từ bề mặt vẫn tiếp tục nh ng số l ợng giảm dần

Các vật th ể hấp thụ nhiệt tốt thì cũng bức xạ nhiệt tốt và ng ợc lại Nhìn chungmặt đất có thể đ ợc mô tả nh một vật hấp thụ nhiệt rất mạnh , trong khi bề mặt n ớc thìlại có sự hấp thụ nhiệt yếu Do vậy khoảng biến thiên nhiệt độ ngày, đêm của mặt đất

là lớn hơn nhiều so với bề mặt biển Trên các đại d ơng nói chung th ì khoảng

biến th iên này là nhỏ hơn 1 F, trong khi ở các lục địa có thể tới 30 F Một mô hình°F °Fchung cho sự biến thiên nhiệt độ ngày đêm trên mặt đất th ờng bị biến dạng đi do tác

động của thời tiết, chẳng hạn sự thay đổi của h ớng gió có thể mang theo không khí cónhiệt độ nóng hơn vào các vùng đó

| 1800

MT moùc

| 1200 Giửừa trửa

| 1800

1) Treõn ủaỏt

Nhiệt độ bề mặt

Nhiệt độ không khí

A-B Khoảng nhật biết của nhiệt độ bề mặt

C-D Khoảng nhật biến của nhiệt độ không khí

Sự khác biệt rõ rệt giữa các giá trị của khỏang biến thiên ngày đêm của nhiệt

độ bề mặt đất liền và bề mặt biển đ ợc quy cho mộ t số yếu tố sau:

-Nhiệt dung riêng (Specific heat capacity) : là năng l ợng cần thiết để làm một đơn vị

vật chất nóng thêm lên 1 K Đối với n°F ớc tinh khiết thì năng l ợng này là 4,18J/g.K,trong khi đó đối với bất kỳ một khối chất rắn nào thì đều có giá tr ị nhỏ hơn giá trịtrên, giá tr ị tuyệt đối tuỳ thuộc vào loại chất rắn và l ợng nớc chứa trong nó

Độ trong suốt đối với bức xạ mặt trời Độ sâu mà bức xạ mặt trời có thể xuyên qua đ

-ợc đối với một khối n ớc tuỳ thuộc vào khối l ợng chất rắn chứa trong khối n ớc đó.Trong nớc tinh khiết các sóng có b ớc sóng ngắn trong quang phổ của mặt trời có thểxuyên qua đ ợc đến độ sâu 100m trứơc khi bị hấp thụ, trong khi đó các sóng có b ớcsóng dài trong quang phổ mặt trời bị hấp thụ ngay từ lớp trên cùng Tuy nhiên bức xạmặt trời lại chỉ có thể xuyên qua đ ợc vài milimét ở lớp ngoài cùng của chất rắn Độsâu của sự xuyên qua này tuỳ thuộc vào kích th ớc các hạt trong chất rắn, các sóng cóbớc sóng dài xuyên qua sâu hơn so với các sóng có b ớc sóng ngắn Từ đó ta thấy mộtkhối lợng đã cho của bức xạ mặt trời bị hấp thụ bởi mộ t khối n ớc là lớn hơn so vớitrên đất liền, do vậy sự gia tăng nhiệt độ trong n ớc là ít hơn

-Sự bốc hơi: Năng l ợng đã đ ợc hấp thụ bởi bề mặt d ới dạng bức xạ mặt trời có thể đ ợcdùng trong tiến trình bốc hơi Đối với mặt biển khối l ợng năng l ợng bị hấp thụ là rấtlớn, năng l ợng còn lại đ ợc dùng để tăng nhiệt độ của n ớc Đối với trên đất liền thì ng -

ợc lại

-Sự nhiễu loạn: Thông th ờng nhiễu loạn tự nhiên của n ớc biển cộng với sự phân bốnăng lợng đến độ sâu là lớn hơn trên đất liền, nh vậy nó giúp cho khoảng biến thiênngày đêm của nhiệt độ bề mặt của nó nhỏ hơn so với đất liền

Tóm lại, sự tăng nhiệt độ chậm chạp của bề mặt n ớc biển là do nhiệt dung riêngcủa nó cao, liên quan đến sự truyền dẫn bức xạ mặt trờ i và tiến trình bốc hơi cũng nh

sự nhiễu loạn

Nhiệt độ bề mặt trên đất liền giảm khá nhanh so với trên bề mặt biển, vì toàn

bộ năng l ợng mất mát bởi bề mặt đất chỉ bị làm giảm bớt đi bởi khối l ợng tơng đốinhỏ của năng l ợng đã đ ợc gia tăng thông qua sự truyền dẫn nhiệt từ các mức ở lớp d ới

bề mặt và không khí bên trên nó Trái lại, khi lớp bề mặt của n ớc đợc hạ nhiệt độxuống th ì chúng trở nên đậm đặc hơn và ch ìm xuống, thay thế vào đó là khối n ớc nhẹhơn và ấm hơn từ phía d ới dâng lên Tiến trình này đ ợc gọi là đối l u thay thế(Convective overturning), tiến tr ình này sẽ xẩy ra với điều kiện là khi mà n ớc ở nhiệt

độ lớn hơn nhiệt độ của nó ở tỉ trọng lớn nhất (đối với n ớc tinh khiết là 4 C) Do kết°Fquả nh vậy nên nhiệt độ bề mặt biển giảm rất chậm, nh ng trên toàn bộ thì có sự mấtmát năng l ợng từ khối n ớc Cuối cùng có một số yếu tố khác sau đây ảnh h ởng đến giátrị của khoảng biến th iên nhiệt độ trên đất liền và tr ên biển:

-Trên các vĩ độ trung bình và vĩ độ cao, khoảng biến thiên này vào mùa hè lớn hơnmùa đông vì mùa hè có số giờ ban ngày lớn hơn

-Bầu trời trong sáng trong suốt 24 giờ sẽ cho kết quả là giá tr ị của khoảng biến thiên

sẽ lớn hơn so với khi bầu trời có mây che phủ

-Sự di chuyển l u động của không khí không theo hệ thống cũng ảnh h ởng tới nhiệt độkhông khí và khoảng biến thiên của nhiệt độ

Các yếu tố ảnh hởng đến hiệu ứng nhiệt của bức xạ mặt trời.

1.Tác động của tia sáng mặt trời lên tr ái đất phụ thuộc vào:

(a)Vĩ độ của khu vực đó

(b)Xích vĩ (góc nghiêng) của mặt trời, góc nghiêng này thay đổi th eo mùa

(c)Sự thay đổi độ cao hàng ngày của mặt trờ i

2.Tính chất tự nhiên của bề mặt Tuyết và băng phản xạ 80% năng l ợng bức xạ mà nóthu đợc Đất khô, đá trọc và cát dù là những chất dẫn nhiệt tốt nh ng cũng là nhữngchất hấp thu nhiệt rất tốt và nhiệt l ợng thu đ ợc chỉ phải đi qua một lớp bề mặt rấtmỏng khoảng vài in ch, nh vậy có sự liên quan của việc tăng nhiệt độ đ ợc hấp thụ với

sự bức xạ ng ợc lại Lý do là:

-Nhiệt dung riêng của n ớc lớn hơn rất nhiều so với đất

-Tia nắng mặt trời xuyên qua bề mặt biển phải qua một độ sâu rất lớn mới đến đ ợc

đáy

-Tác động kích thích của gió làm lớp n ớc lạnh hơn ở d ới dâng lên

-Nhiều phần nhiệt thu đ ợc từ bề mặt biển đã nhanh chóng tạo nên sự bốc hơi

-Mặt nớc phản xạ lại các bức xạ của mặt trờ i, đặc biệt tại các góc lớn của sự tác động

Nhiệt độ không khí ở gần bề mặt h ớng xuống lớp d ới nó, nh vậy khoảng biếnthiên hàng năm cũng giống hàng ngày, nghĩa là ở tr ên các lục địa thì lớn còn trên các

đại dơng thì nhỏ Các yếu tố ch ính liên quan đến nhiệt độ không khí ở trên biển là:-Vĩ độ Th ờng nóng nhất ở các vùng nhiệt đới và cận nhiệt đới

-Mùa

-Trạng thái gần với các khu vực lục địa rộng lớn

-Sự lan toả của gió

-Các dòng hải l u

-Sự hớng lên phần n ớc mát hơn từ đáy biển

-Sự hiện diện của băng hoặc tuyết bao phủ

Quan trắc và đo đạc nhiệt độ

Nhiệt độ không khí có thể đ ợc đo tại các độ cao khác nhau trên bề mặt trái đất.Ngời ta quy định độ cao để đo nhiệt độ trên đất liền ở các trạm quan trắc là 1,5m.Trên biển, nhiệt độ không khí bề mặt đ ợc đo bởi các tàu quan sát tự nguyện và cácphao khí t ợng

Nhiệt độ không khí đo đ ợc trong mộ t số tr ờng hợp có thể bị ảnh h ởng của sựbức xạ từ bề mặt lên lớp d ới của khối khí và đặc biệt khi tồn tại sự t ơng phản giữa đấtliền và mặt biển Trong một số tr ờng hợp khác nhiệt độ không khí bị bức xạ bởi sựdịch chuyển theo ph ơng nằm ngang của không khí kết hợp với các hệ thống khí áp

1.Quan trắc và đo đạc nhiệt độ không khí : Thiết bị chuẩn để quan trắc và đo đạc

nhiệt độ không khí là một nhiệt kế bầu khô (dry-bulb thermometer) nó là một nhiệt kếthuỷ ngân đ ợc gắn trong một vỏ bọc thuỷ tinh Nhiệt kế đ ợc gắn trong một hộp gỗ gọi

là hộp Stevenson Screen, nó đ ợc thiết kế để không khí có thể thổi tự do qua thiết bị,

đồng thời phải tránh đ ợc ảnh h ởng của bức xạ mặt trời và bức xạ trái đất Nhiệt độ th ờng đợc đo chính xác đến phần m ời độ C Nhiệt kế điện trở bạch kim với nhiệt độ đ ợc

-đọc bằng số có thể đ ợc dùng thay cho nhiệt kế thuỷ ngân Hôp đựng nhiệt kế trên tàuchúng ta th ờng dùng gọi là Marine Screen, nó đ ợc cấu tạo phù hợp với điều kiện đibiển Hộp đ ợc cấu tạo bằng gỗ có mái hắt chung quanh, kể cả cửa để mở hộp cũng cómái hắt Đáy hộp có xẻ rãnh còn mái hộp thì đ ợc cấu tạo bằng 2 lớp gỗ với các lỗthông gió Toàn bộ hộp, kể cả bên trong đ ợc sơn màu trắng

2.Quan trắc và đo đạc nhiệt độ n ớc biển : Nhiệt độ n ớc biển khó đo đạc hơn nhiệt độ

không khí, một hay vài ph ơng pháp đ ợc dùng tuỳ thuộc vào họat động của tàu Nếu độcao boong tàu cũng nh tốc độ của tàu cho phép thì có thể lấy mẫu n ớc biển bằng mộ tcái xô làm bằng vải bạt hoặc cao su Xô lấy mẫu n ớc phải ném ra xa ngòai mạn tàu đểtránh lẫn với các lọ ai n ớc thải từ tàu, mẫu n ớc biển phải lấy ở độ sâu 1m để tránh bọtnớc biển mà nhiệt độ của nó có thể sai khác với nhiệt độ thực tế của n ớc biển Trênboong tàu xô để lấy mẫu n ớc phải để ở nơi phù hợp, tránh bị ảnh h ởng của các nguồnnăng lợng từ bên ngoài Một nhiệt kế thủy ngân đ ợc chuẩn bị cùng với xô lấy mẫu n ớc

để xác định nhiệt độ n ớc biển ngay lúc lấy đ ợc

Nếu phơng pháp trên không thể thực hiện đ ợc do điều kiện hoạt động của tàuthì chỉ còn cách lấy số liệu nhiệt độ n ớc biển đo đạc từ buồng máy Tuy nhiên số liệunày có thể sẽ có những sai số, mộ t phần do n ớc biển phải lấy qua van thông biển (seachest) để qua nhiệt kế đo, mà van thông biển lại nằm sâu d ới đáy tàu, nên nhiệt độ đo

đợc thờng lớn hơn nhiệt độ bề mặt biển, đặc biệt khi tàu đầy hàng ngoài ra nhiệt độtrong buồng máy cao sẽ ảnh h ởng đến độ chính xác đo đạc

Đối với một số tàu hiện đại hay đặc biệt trên các tàu đ ợc lựa chọn để quan trắc

tự nguyện thì ng ời ta có th ể bố trí thiết bị đọc nhiệt độ từ xa Một thiết bị điện trở đ

-ợc gắn bên trong th ân tàu cách mặt phẳng đ ờng nớc khoảng 1m, ở đây nhiệt độ thân

vỏ t ơng đơng với nhiệt độ n ớc biển bên ngoài Một thiết bị đồng bộ đ ợc nối với thiết

bị chỉ thị số để ở buồng lái, nh vậy từ buồng lái ng ời quan sát có thể đọc đ ợc giá trịcủa nhiệt độ n ớc biển bất kỳ lúc nào anh ta cần Từ những năm 2000 trở lại đây trên

các tàu mới đóng ng ời ta lắp đặt hệ thống đo đạc nhiệt độ n ớc biển từ buồng máy kháchính xác nhờ việc nhiệt kế đặt tách biệt ở một khu vực không bị ảnh h ởng của nhiệt

độ buồng máy, số liệu đo đac đ ợc thông qua một bộ cảm biến cục bộ (local unit)truyền thẳng đến CPU của màn hình điều khiển Các ph ơng pháp hiện đại hạn chế đ ợccác sai số ở trong hai ph ơng pháp đầu, nh ng nó cũng có một nh ợc điểm là khi mớn n -

ớc tàu thay đổi thì giá trị đo đạc sẽ sai khác

Chơng III: nớc trong khí quyển

Các trạng thái của n ớc

Nớc có thể tồn tại trong khí quyển d ới các trạng thái sau:

-Trạng thái hơi: hơi n ớc (Water vapour)

-Trạng thái lỏng: các giọt n ớc (Water droplets)

-Trạng thái rắn: tinh th ể băng (ice crystal)

Trạng thái thứ nhất là dạng hơi n ớc thì không nhìn thấy đ ợc mà ta chỉ có thểnhìn thấy đ ợc ở dạng lỏng và rắn thôi D ới những điều kiện nhất định n ớc có thểchuyển từ trạng thái này sang trạng thái khác, mỗi tiến tr ình nh vậy nó cần có những

điều kiện đặc biệt

Sự thay đổi từ trạng thái lỏng sang trạng thái hơi yêu cầu sự hoá hơi ẩn nhiệt(latent heat of vaporization), sự thay đổi từ trạng th ái rắn sang trạng thái lỏng yêucầu sự nấu chảy ẩn nhiệt (latent heat of fusion) Khi những sự thay đổi trạng thái theohớng ngợc lại th ì ẩn nhiệt sẽ đ ợc giải phóng Cần l u ý rằng khi hơi n ớc thay đổi trựctiếp sang trạng thái rắn hoặc ng ợc lại thì không có trạng th ái lỏng đan xen vào giữa

ẩn nhiệt của sự thăng hoa sẽ đ ợc giải phóng khi hơi n ớc thay đổi sang trạng th ái rắn

Hơi nớc

Khối lợng hơi n ớc tồn tại trong khí quyển có khả năng thay đổi th eo thời gian

và không gian L ợng hơi n ớc thực tế chứa trong một mẫu không khí có thể đ ợc biểudiễn bằng một số tên gọi sau:

1.Tỉ lệ độ ẩm pha trộn (Humid ity Mixing Ratio): là tỉ lệ giữa khối hơi n ớc với mộtkhối không khí khô (là khối không khí hoàn toàn không chứa hơi n ớc) Đơn vị là gam/Kg

2.Độ ẩm tuyệt đối (Abssolute Humid ity): là tỉ lệ của khối hơi n ớc với thể tích bịchiếm chỗ bởi không khí và hơi n ớc Tỉ lệ này còn đ ợc gọi là mật độ hơi n ớc (Vapourdensity) Nó đ ợc biểu thị bằng khối l ợng trên một đơn vị thể tích – th ờng là g/m3.3.áp suất hơi n ớc (Vapour pressure): là áp suất tác động bởi hơi n ớc trong khí quyển

Nó là một phần trong tổng l ợng khí áp trong khí quyển Đơn vị là hpa hay millibar(mb)

Khi nhiệt độ bản thân tăng lên thì không khí có khả năng giữ đ ợc nhiều hơi n ớchơn Đờng cong bão hào ở hình trên cho thấy khối l ợng cực đại mà nó có thể tồn tạitại bất kỳ một nhiệt độ đã cho nào, ở đây giả sử rằng khối không khí đã bão hoà cùngtồn tại thăng bằng với bề mặt phẳng của n ớc Trục tung có th ể đ ợc biểu thị cho giá trịcủa tỉ lệ độ ẩm pha trộn hay độ ẩm tuyệt đối hoặc áp suất hơi n ớc

Không khí đ ợc gọi là bão hoà khi nó chứa đựng mộ t l ợng cực đại hơi n ớc phùhợp tại một giá tr ị nhiệt độ nhất định Trên hình 3.2 ta thấy khối không khí (A) vớinhiệt độ 25 C và tỉ lệ độ ẩm pha trộn là 21,25g/kg là đã đ°F ợc bão hoà Trong tr ờng hợpnày tỉ lệ độ ẩm pha trộn đ ợc gọi là tỉ lệ độ ẩm pha trộn bão hoà Không khí ch a bãohoà (B và C) chứa một l ợng hơi n ớc ít hơn l ợng hơi n ớc cực đại mà nó có khả năngchứa đợc tại một nhiệt độ nhất định (không khí ch a bão hoà th ờng đợc gọi là khôngkhí khô mặc dù nó có chứa một l ợng hơi n ớc nhất định) Không khí ch a bão hòa khi

ẹOÂNG KEÁT TAN CHAÛY

Hỡnh 3.1: Caực traùng thaựi cuỷa nửụực

đợc làm mát đủ nó sẽ trở nên bão hoà Sự hạ nhiệt tiếp tục sẽ mang lại kết quả là có

sự vợt trội hơi n ớc, lợng vợt trội này sẽ ng ng tụ thành trạng thái lỏng hoặc rắn (giọtnớc nhìn thấy hay tinh thể băng)

Không khí là bão hoà tuyệt đối (supersaturated) (D) khi nó chứa l ợng hơi n ớc lớn hơnlợng hơi n ớc mà nó cần có để bão hoà Khối l ợng cực đại của hơi n ớc có thể chứa đ ợctrong một đơn vị thể tích đã cho của không khí là bị giớ i hạn bởi nhiệt độ Nhiệt độcàng cao th ì khả năng chứa hơi n ớc của không khí càng lớn

Độ ẩm tơng đối.

Độ ẩm tơng đối (Relativ e humid ity – RH) là tên gọi rất thông dụng để mô tả l

ợng hơi n ớc có trong khí quyển Nó là tỉ lệ giữa khối l ợng hơi n ớc thực tế với khối l

-0

15

25

20 30

° A

° T

NHIEÄT ẹOÄ (0C)Hỡnh 3.2: ẹửụứng cong baừo hoaứ

CHệA BA ếO HO Aỉ

Q UAÙ BAếO HOA ỉ

ợng hơi n ớc cực đại mà không khí có thể chứa đ ợc tại cùng một nhiệt độ Nó đ ợc biểuthị bằng phần tr ăm.

Giá tr ị RH của không khí ch a bão hoà bao giờ cũng nhỏ hơn 100% Trên hình3.2 đối với khối khí B tại 20 C tỉ lệ là 10/15 cho một giá trị RH=66,7% (10/15x100),°Fcòn khối khí C với tỉ lệ 1,75/2,00 thì RH=87,5% Cần l u ý rằng mặc dầu B chứa nhiềuhơi nớc hơn C nh ng RH của nó bé hơn, nh vậy ta thấy rằng nhiệt độ là yếu tố quyết

định Vì nhiệt độ của mẫu không khí thử tăng lên hay hạ xuống nên làm cho giá trị

RH cũng thay đổi theo Nếu l ợng hơi n ớc chứa trong nó và áp suất là không đổi, khinhiệt độ của B đ ợc tăng lên đến 17 C (B°F 3) thì giá trị RH của nó sẽ tăng lên đến 90,9%(10/11x100)

Giá tr ị RH đối với không khí bão hoà A là 100% Đối với không khí quá bãohào D mà nó có thể tồn tại trong khí quyển d ới những điều kiện nhất định thì th ờngxuyên lớn hơn 100%

Những thay đổi trong độ ẩm t ơng đối là không đạt đ ợc một cách đơn lẻ bởi sựtăng hoặc giảm của nhiệt độ Sự bão hoà có thể đạt đ ợc từ sự tăng tr ởng lợng hơi n ớcchứa đựng (B – J), hoặc bởi sự tăng tr ởng đồng thời của l ợng hơi n ớc và sự giảm củanhiệt độ không khí (B – K)

Nhiệt độ điểm s ơng

Nhiệt độ điểm s ơng (dew-poin t temperatur e) là nhiệt độ mà tại đó nhiệt độkhông khí phải đ ợc hạ xuống phù hợp để trở nên bão hoà trong mố i quan hệ với bềmặt chất lỏng, sự gia tăng áp suât và l ợng hơi n ớc là hằng số Nh vậy nhiệt độ điểm s -

ơng của khối khí B là 14 C (B°F 4) – (hình vẽ 3.2)

Dới 0 C sự bão hoà th°F ờng đợc biểu diễn d ới góc độ bề mặt băng Nhiệt độ màtại đó điều kiện này tồn tại đối với một mẫu không khí đã cho gọi là điểm đông (frostpoin t), áp suất và l ợng hơi n ớc là hằng số Trên hình 3.3 đối với mẫu không khí ch abão hoà (E), giá trị của điểm đông (E1) sẽ lớn hơn đối với nhiệt độ điểm s ơng (E2)

Không khí ch a bão hoà tồn tại cùng với một l ợng hơi n ớc cố định, nhiệt độ

điểm sơng của nó cũng tồn tại không thay đổi mặc dù nhiệt độ không khí thay đổi.Nếu không khí đã bão hoà th ì nhiệt độ của nó chính là nhiệt độ điểm s ơng

( Xin tham khảo bảng nhiệt độ điểm s ơng cuối phần phụ lục 2)

Hạt nhân hút ẩm và sự ng ng tụ của hơi nớc.

Sự ngng tụ của hơi n ớc trong khí quyển là một hiện t ợng bình th ờng, nó xẩy ra

nh là một kết quả của sự hạ nhiệt độ của không khí xuống d ới nhiệt độ điểm s ơng của

nó Trên hình 3.2 khối khí B4 với nhiệt độ điểm s ơng là 14 C đã đ°F ợc hạ nhiệt độxuống đến 10 C (B°F 5) và trở nên bão hoà Tình trạng này là ít khi đ ợc duy trì trong khíquyển bởi vì một số hơi n ớc ngng tụ lại (B5 – B6) và không khí trở nên bão hoà (B6)

BEÀ MAậT NệễÙC E2

Sự hạ nhiệt tiếp tục của không khí (B6 – B7) sẽ đa đến kết quả có thêm sự ng ng tụ (B7

– B8)

Trong tầng đối l u thờng xuyên tồn tại mộ t l ợng biến đổi của rất nhiều thành phần cácchất rắn đồng nhất, chẳng hạn nh bụi, các hạt muối từ biển bắn lên, mồ hóng hoặckhói từ các nhà máy, các tụ điểm sinh hoạt cộng với các nguồn ô nhiễm khác Hầu hếtcác thành phần này là hút ẩm, nên chúng có xu h ớng hút và hấp thụ độ ẩm Chúng lànhững hạt nhân mà hơi n ớc ngng tụ bám vào thành các giọt n ớc nhìn thấy (mây hoặcmù) Nếu không có sự hiện diện của các hạt nhân này thì sự ng ng tụ sẽ không xẩy ra,chúng rất phong phú và hầu hết tồn tại ở các lớp gần bề mặt đất, từ đó chúng đ ợc đalên cao nhờ sự đối l u nhiệt Tại các khu vực công nghiệp có khói ô nhiễm với nhiệt độcao, sơng mù đôi khi xuât hiện lúc nhiệt độ giảm một ít tr ớc khi nhiệt độ điểm s ơng

đạt tới

Sự pha trộn của 2 mẫu không khí có sự khác nhau về giá trị nhiệt độ và độ ẩmtơng đối RH có thể xẩy ra sự ng ng tụ Trên hình 3.4 sự pha trộn của không khí Q cógiá trị RH là 100% với P có RH nhỏ hơn 100% sẽ dẫn đến kết quả tạo nên khối khí M

có giá trị của l ợng hơi n ớc và nhiệt độ nằm giữa P và Q Không khí M là quá bão hoà

và sự ng ng tụ sẽ xẩy ra nếu có sự tồn tại của hạt nhân ng ng kết

Sự bốc hơi.

Lợng hơi n ớc chứa trong khí quyển có nguồn gốc từ sự bốc hơi từ bề mặt trái

đất, từ sự thăng hoa của những nơi có băng tuyết Những nguồn n ớc mà từ đó sự bốchơi xẩy ra không chỉ là bề mặt tự do của n ớc (đại d ơng, sông, hồ) mà còn từ các chấtrắn và thực vật Sự bốc hơi đ ợc biểu thị nh một tốc độ của tiến trình từ n ớc sang trạngthái hơi n ớc trong một khoảng thời gian đã cho Trên đất liền nó đ ợc gọi là tốc độ hoáhơi (Evapotranspiration rate) nó bao gồm cả sự bốc hơi từ chất rắn và sự thoát hơi từthực vật

Hì nh 3 5: L ợng bốc hơi tr ung bì nh hà ng nă m tr ê n c á c đạ i d ơng

5001000

CHệA BAếO HOAỉ

Tốc độ bốc hơi phụ thuộc vào một số các yếu tố sau:

1.Năng l ợng Sự bốc hơi đòi hỏi ẩn nhiệt của nguồn bốc hơi và năng l ợng cho tiếntrình này có nguồn gốc từ bức xạ mặt trời đ ợc hấp thụ bởi bề mặt trái đất

2.Độ ẩm tơng đối Trên hình 3.2 khi không khí ở ngay trên bề mặt đã bão hoà (A) th ìtốc độ hoá hơi sẽ bằng 0, từ đó không còn thêm hơi n ớc để hấp thụ nữa Nếu khôngkhí đó ch a bão hoà (B) thì quá trình bốc hơi sẽ xẩy ra

3.Gió Khi không khí đã bão hoà (A) đ ợc thay thế bởi không khí ch a bão hoà (B)thông qua sự dịch chuyển của không khí (Gió) thì tốc độ bốc hơi sẽ tăng lên Sự bốchơi có thể tiếp tục nếu không khí đã bão hoà ngay trên bề mặt đ ợc thay thế bởi khôngkhí cha bão hoà từ các lớp cao hơn do có sự nhiễu loạn không khí

4.Nớc Tất cả các điều kiện nêu trên đều tạo điều kiện cho việc bốc hơi, nh ng nếuthiếu nớc, bất kể là từ bề mặt tự do hay từ thự c vật, sẽ cản trở tốc độ của sự hoá hơi.Những điều kiện nh vậy xẩy ra ở các sa mạc và những vùng khô hạn

Phân bố sự bốc hơi hàng năm đối với các đại d ơng đợc mô tả tr ên hình 3.5 Các

điều kiện thu ận lợi nhất cho sự hoá hơi nh nớc, năng l ợng, điều kiện khí quyển là tồntại trên các vĩ độ 15 đến 30 , các điều kiện ít thuận lợi nhất xẩy ra ở các vùng cực.°F °FKết quả của sự bốc hơi là việc truyền năng l ợng từ bề mặt trái đất vào khí quyển

Biến trình ngày của độ ẩm t ơng đối.

Độ ẩm tơng đối tại bất kỳ một trạm quan tr ắc nào cũng th ờng thay đổi trongsuốt một ngày, với giá trị nhỏ nhất vào giữa chiều và lớn nhất trong khoảng thời gian

nh trên hình 3.6 Tuy nhiên biến trình ngày phụ thuộc vào tính chất tự nhiên của bềmặt, m a, nhiệt độ và l ợng hơi n ớc có trong không khí Biến trình ngày của độ ẩm t ơng

đối ở trên lục địa th ờng lớn hơn trên biển

Nếu lợng hơi n ớc trong không khí tồn tại không đổi, giá tr ị RH sẽ giảm trongsuốt một ngày khi nhiệt độ không khí tăng lên (hình 3.2 (B – B2)) Do đó RH sẽ cógiá tr ị nhỏ nhất khi nhiệt độ không khí đạt cực đại Sau đó RH tăng dần khi nhiệt độkhông khí giảm dần và không khí có thể đạt đến nhiệt độ điểm s ơng của nó Nếu RH

đạt đến 100% thì nó sẽ tồn tại ở giá trị này cho đến tận khi nhiệt độ không khí bắt

đầu tăng ở thời điểm 1 giờ sau khi mặt trời mọc

Vì nhiệt độ không khí tăng lên trong suốt thờ i gian ban ngày, không khí có khảnăng thu giữ một l ợng tăng lên của hơi n ớc và hiện t ợng bốc hơi xẩy ra nếu có điềukiện phù hợp Tuy nhiên sự tăng lên trong nhiệt độ không khí có ảnh h ởng tới giá trị

RH lớn hơn sự gia tăng l ợng hơi n ớc chứa trong không khí Do đó có một sự suy giảmtrên toàn bộ giá trị RH trong suôt một quãng thời gian Nếu trong suốt một quãng thờigian sau khi hạ nhiệt, nhiệt độ không khí hạ xuống d ới nhiệt độ điểm s ơng của nó thìgiá tr ị RH duy trì ở mức 100% và sự ng ng tụ xẩy ra (hình 3.2 (B5 – B6 – B7 – B8)).Việc giải thích này chỉ đ ợc xem xét đối với bề mặt và khối khí ngay trên nó Tuynhiên, cần phải l u ý rằng sự dịch chuyển của không khí từ các nơi khác đến sẽ tạo nêntính trái quy luật của biến trình ngày của độ ẩm t ơng đối

GIễỉ ẹềA PHệễNG (LMT)

Chơng IV: Mây

Giới thiệu

Mây là sự tập hợp của các giọt n ớc và tinh thể băng, hoặc là sự kết hợp của cảhai trạng th ái đó của n ớc, nó tồn tại lơ lửng trong khí quyển Những hiểu biết về cáclọai mây và sự xuất hiện của nó là một nguồn thông tin rất có giá trị cho những ng ời

đi biển trong việc dự báo thời tiết

Các loại mây

Tên và việc mô tả các loại mây khác nhau có sự chấp thuận mang tính quốc tếcủa tổ chức khí t ợng thế giớ i WMO Có 10 loại mây cơ bản phân theo dạng tầng(Stratiform), dạng tích đống (Cumuliform) và dạng tơ sợi (Cirriform), hoặc là sự kếthợp của những dạng trên Các loại mây còn đ ợc phân theo 3 nhóm cơ bản dựa theo độcao đáy mây đối với ng ời quan sát: Mây cao, mây trung và mây thấp

Bảng 4.1 Phân loại mây

(Km)

Vĩ độthấp T.bìnhVĩ độ Vĩ độcao

Cc >6 >5 >3Mây trung Trung tầng – Altostratus

Trung tích – Altocu mulus

As Ac

Vũ tích – Cumulon imbus

St Sc Ns Cu Cb

<2 <2 <2

Mô tả các loại mây và ý nghĩa của nó.

1.Mây Ti (Ci): là loại mây riêng biệt có dạng tơ sợi màu trắng toàn bộ hoặc từng

phần theo dải hẹp, trông nh những cái đuôi ngựa, hình dạng hay biến đổi Độ caochân mây khoảng 6500m

-Khi nó phát triển trên một phạm vi rộng có thể cho biết sự xuất hiện của gió mạnh vàthời tiết xấu, nó cho sự cảnh báo khá chính xác sự xuất hiện của một cơn bão nhiệt

đới đặc biệt khi đi kèm với nó là sự suy giảm mạnh và rõ rệt của khí áp Nếu nóchuyển thành mây trung tầng thì có thể cho biết một áp thấp hoặc một cơn bão nhiệt

đới đang đến Nếu nó phân tán, tản mạn thì không có dấu hiệu thời tiết đặc biệt gì

2.Mây Ti tầng (Cs): có dạng khuyếch tán, r ờm rà thành các mảng mỏng có màu hơi

trắng Nó th ờng tạo nên các vầng hào quang, tuy nhiên chỉ làm mờ nhẹ viền ngoài củamặt trời hay mặt trăng Đôi khi nó tạo cho bầu trời một màu ghi nhạt hay mầu sữa Độcao chân mây khoảng trên 5500m

-Báo hiệu m a đang đến Nếu nó th eo sau mây Ti thì có th ể cho biết sự đến gần củamột áp thấp hoặc mộ t cơn bão nhiệt đới

4.Mây trung tầng (As ): Mỏng và có hình dạng không rõ rệt, th ờng có màu ghi Khi

xuất hiện th ờng bao phủ toàn bộ bầu trời và cho m a Khi nhìn qua lớp mây này thấymặt trời và mặt trăng bị mờ vành ngoài, đôi khi nó đủ độ dày và màu tối che hẳn cảmặt trăng hoặc mặt trời Độ cao chân mây khoảng trên 2000m, tuy nhiên tr ên thực tếkhông dễ dàng ớc tính đ ợc độ cao chân mây của nó

-Thờng là dấu hiệu của m a và gió, có thể cho sự cảnh báo một áp thấp đang tiến đếnnếu nó có nguồn gốc từ mây ti tầng với sự kết hợp của việc khí áp suy giảm

5.Mây Trung tích (Ac): có màu trắng hoặc xám hoặc kết hợp cả hai mầu, tạo thành

mảng hoặc lớp, th ờng cuộn thành cuộn mỏng và nhỏ Độ cao chân mây trên 2000m,khó ớc tính

-Không có dấu hiệu gì đặc biệt, nó th ờng không phải là mây của thời tiết xấu Có thể

có ma khi mây này xuất hiện dày ở phía trên gió

6.Mây Tầng (St): Thờng là lớp mây màu xám với đáy khá phẳng, mặc dù thấp nh ng ít

khi tiếp xúc đ ợc với mặt đất trừ tr ờng hợp ở những vùng đất cao Độ cao chân mâykhoảng từ 150m đến 600m

-Không nêu lên đ ợc điều gì đặc biệt quan trọng nh ng nó có thể làm ảnh h ởng đến tầmnhìn xa nếu nó rất thấp Nó cho biết không khí ổn định, có nghĩa là sự đối l u khôngnhiều M a phùn th ờng xuất hiện từ mây này

7.Mây Tầng tích (Sc): Màu xám nhạt cuộn theo dạng hình cầu hoặc từng mảng Nó

th ờng trải dài thành hàng hoặc thành các nhóm theo một hoặc hai h ớng Khi mây nàybao phủ toàn bộ bầu trời nó th ờng ở dạng gợn sóng Độ cao chân mây khoảng từ 450m

đến 1350m

-Không có dấu hiệu gì đặc biệt quan trọng, nói chung nó không phải là mây của thờ itiết xấu Cũng nh mây tầng nó cho thấy sự ổn định của không khí Thỉnh thoảng có m -

a nhỏ từ mây này

8.Mây Vũ tầng (Ns): Màu tối, xám xịt, không có đ ờng nét rõ ràng và đôi lúc tả tơi,

th ờng cho m a hoặc tuyết rơi xuống đến bề mặt, đủ độ dày để che ánh mặt trời Độ caochân mây khoảng từ 150m đến 600m

-Có thể gọi tên là mây m a Đợc xem là m a có khả năng xẩy ra và triển vọng chung làthời tiết xấu Trong một số tr ờng hợp m a từ mây này không rơi đ ợc đến mặt đất

9.Mây Tích (Cu): Dạng hoa cải thành từng đống riêng biệt, dầy đặc, phát triển theo

chiều đứng hoặc gò, đống hay hình tháp, khi ánh mặt trờ i xuyên qua có màu sángtrắng, đáy mây t ơng đối đen và phẳng Độ cao chân mây khoảng từ 450m đến 1500m.-Nhìn chung đây là loại mây của thời tiết đẹp khi nó nhỏ Khi nó lớn thì nó cho biết

sự không ổn định của không khí với khả năng xẩy ra m a rào do có đối l u mạnh, và đôikhi có gió mạnh giật đột ngột

10.Mây Vũ tích (Cb): Là loại mây giông, dày đặc với chiều đứng rất lớn hình quả núi

hay tháp lớn Phần trên th ờng mềm mại Mây này th ờng trải rộng ra d ới dạng hình cái

độ của khối khí tăng lên Tốc độ mà tại đó nhiệt độ của khối khí thay đổi cùng với độcao đợc gọi là tốc độ đoản nhiệt (adiabatic lapse rate) Đối với khối không khí khô

mà trong đó không khí là ch a bão hoà thì tốc độ là 9,8 C trên 1Km (th°F ờng lấy tròn số

là 10 C trên 1Km) Đây là tốc độ đoản nhiệt khô (Dry adiabatic lapse rate –°FD.A.L.R) nó đ ợc áp dụng cho cả khối khí dâng lên hay hạ xuống

Một khối không khí đã bão hoà dâng lên đ ợc hạ nhiệt tại tốc độ đoản nhiệt bão hoà(Saturated adiabatic lapse rate – S.A.L.R), mà giá trị của nó là nhỏ hơn giá trị củaD.A.L.R Trong quá trình dâng lên thể tích của khối khí tăng lên và nhiệt độ của nóhạ xuống nh đối với mộ t khối khí ch a bão hoà Kết quả là làm cho một số hơi n ớc ng-

ng tụ, giải thoát ẩn nhiệt của sự bốc hơi

13

10 -

15 -

20 -

Năng lợng này gây nên một sự tăng tr ởng nhiệt độ của khối khí, mà nó bù đắp mộtphần năng l ợng đã đ ợc dùng trong suôt tiến trình giản nở Nh vậy trong quá tr ìnhdâng lên nhiệt độ của khối khí hạ xuống, nh ng mức độ hạ nhiệt tuỳ thuộc vào l ợnghơi nớc ngng tụ (hình 4.2) Trong ví dụ, A1 tại 20 C hạ xuống đến 15 C (A°F °F 2) có4,5gam hơi n ớc ngng tụ B1 tại 0 C hạ nhiệt xuống đến -5 C (B°F °F 2) có 1,2g hơi n ớc ng-

ng tụ Nh vậy sự gia tăng năng l ợng nh là mộ t kết quả của sự ng ng tụ ở tr ờng hợp A làlớn hơn tr ờng hợp B, và tốc độ giảm nhiệt của A sẽ nhỏ hơn của B Nh vậy S.A.L.R là

có thể biến đổi và giá trị của nó có thể nằm giữa 3 C đến 9 C trên 1Km °F °F

Sự ổn định của khí quyển

Đánh giá sự ổn định của khí quyển dựa trên kiến thức về môi tr ờng, về tố c độ

đoản nhiệt khô và tốc độ đoản nhiệt bão hoà, từ những yếu tố đó có thể dự báo việchình thành mây và liên quan đến tình hình thờ i tiết

Khí quyển là hoàn toàn không ổn định khi một khối không khí bão hoà hoặc ch

-a bão hoà dâng lên c-ao và đoản nhiệt mát, có xu h ớng tiếp tục sự đổi chỗ củ-a nó Trênhình 4.3(1), một khối khí tại mức AA có nhiệt độ lớn hơn nhiệt độ môi tr ờng chungquanh, do đó nó ít đậm đặc hơn và có xu h ớng nổi lên, sau đó tiếp tục dâng lên cao

Đối với khối khí hạ xuống sinh ra đoản nhiệt ấm, nhiệt độ của nó thấp hơn nhiệt độcủa của khí quyển bao quanh nó tại mộ t mức đã cho và khối khí tiếp tục hạ xuống.Trong khí quyển hoàn toàn không ổn định thì E.L.R>D.A.L.R>S.A.L.R

Khí quyển đ ợc gọi là hoàn toàn ổn định khi mà bất kỳ một khối khí nào bão hoàhoặc ch a bão hoà dâng lên và đoản nhiệt mát có xu h ớng quay trở về mức cũ của nó.Trên hình 4.3(2) nhiệt độ của khối khí tại mức BB là thấp hơn nhiệt độ không khíchung quanh nó, do đó khối khí là đậm đặc hơn và có xu h ớng quay trở về mức cũ của

nó Một khối khí hạ xuống, đoản nhiệt ấm có xu h ớng quay trở về mức cũ của nó khi

mà nó ấm hơn không khí bao quanh nó Trong khí quyển hoàn toàn ổn định thìD.A.L.R>S.A.L.R>E.L.R

Một khí quyển ổn định có điều kiện là khi có một khối khí ch a bão hoà dânglên và đỏan nhiệt mát tại một nhiệt độ thấp hơn nhiệt độ của môi tr ờng chung quanhtại bất kỳ một mứ c nào Trên hình 4.3(3), điều kiện này tồn tại tại mức CC và khốikhí có xu h ớng quay trở về mức cũ của nó, từ đó nó đậm đặc hơn không khí bao quanh

nó Tuy nhiên tại mức này một khối khí đã bão hoà, dâng lên và đỏan nhiệt mát cónhiệt độ lớn hơn nhiệt độ không khi bao quanh nó và nó tiếp tụ c dâng lên Trong khíquyển ổn định có điều kiện này thì D.A.L.R>E.L.R>S.A.L.R

Khí quyển là ở tình trạng cân bằng trung tính (Neutral equilibriu m) khi màE.L.R tơng đơng với D.A.L.R hoặc E.L.R t ơng đơng với S.A.L.R Trong mọi tr ờnghợp khối khí dâng lên hoặc hạ xuống đoản nhiệt (mát hoặc ấm) tồn tại ở mức mới củanó

D.A.L.R luôn không đổi và nếu giả sử S.A.L.R có một giá trị cố định, E.L.R sẽ

là điểm tới hạn trong việc xác định độ ổn định của khí quyển tại một thờ i gian đã cho.Bằng cách ghi lại nhiệt độ không khí tại các độ cao trong quá trình bay lên của thiết

bị thám sát vô tuyến, qua đó có thể th iết lập đ ợc giá trị E.L.R cho các lớp khác nhautrong tầng đối l u, và nhờ vậy đánh giá đ ợc sự ổn định trong mỗi lớp này

lu, trong khi đó độ cao của mây tuỳ thuộc vào độ cao mà dòng đối l u dâng lên đ ợc.Trong những điều kiện nh vậy, khí quyển ngay trên bề mặt là hoàn toàn không ổn định(E.L.R>D.A.L.R>S.A.L.R) và điều kiện này đ ợc gọi là đoản nhiệt tuyệt đối(Superadiab atic), và là kết quả do sự nóng lên của khí quyển bởi bề mặt.

Dạng mây Tích có thể cho thời tiết khô ráo, với độ cao giới hạn (hình 4.4(1)),mây Tích hình tháp (hình 4.4(2)) hoặc mây Vũ tích (hình 4.4(3)) Có một sự t ơngphản khá rõ nét về hai loại mây này, mây Tích thì bên ngoài có đ ờng nét rõ rệt cònmây Vũ tích thì ở phần trên có dạng sợi tơ mềm, việc mô tả chúng khá r ờm rà Hìnhthù rõ nét của mây Tích biểu thị bên trong nó chứa đựng những giọ t n ớc hoặc các giọtnớc có nhiệt độ rất thấp, còn bên ngoài của mây thì n ớc bốc hơi và đi vào không khíchung quanh ch a bão hoà Năng l ợng yêu cầu cho sự bốc hơi gây ra sự giảm nhiệt độcủa không khí, làm cho không khí đậm đăc hơn và hạ xuống tạo nên gờ mép của khốimây

Mây Vũ tích th ờng phát tr iển từ mây Tích hình tháp, sự thay đổi bên ngoài đ ợcquan sát thấy khi các giọt n ớc ở phần gờ phía trên của mây thay đổi thành các tinhthể băng Dạng hình cái đe hình thành vì các tinh thể băng có xu h ớng dịch chuyểnvào khí quyển chung quanh mà ở đây chúng dâng lên từ từ

Nếu có mộ t sự nghịch chuyển ở lớp trên (hình 4.4(4)), mây tích sẽ dừng lại vàphát tr iển theo chiều đứng tại mức này, nh ng nó có thể lan toả ra theo chiều ngang tạothành dạng mây Tầng tích hoặc Trung tích phụ thuộc vào độ cao mà tại đó tồn tại sựnghịch chuyển

Sự phát tr iển của dang mây Tích tuỳ thuộc vào dòng đối l u từ bề mặt Giả sửrằng dòng không khí giữ nguyên đặc tính của nó trong quá trình dâng lên, nh ng tr ờnghợp này không còn đ ợc nh vậy khi mà không khí chung quanh pha trộn với dòng đối l -

u , tiến trình nh vậy đợc gọi là sự cuốn theo (entrainmen t)

ELR

AA

ELR

D E S

(1) Hoaứn toaứn khoõng oồn ủũnh

(2) Hoaứn toaứn oồn ủũnh

(3) ổn ủũnh coự ủieàu kieọn

CHUÙ THI1CH:

E – Khớ quyeồn bao quanh

D – Khớ chửa baừo hoaứ

Tiến trình này có xu h ớng cỡng lại dòng tr ớc đó đạt đến mức ng ng tụ, những biến đổikhông khí chung quanh thông qua sự dâng lên của dòng không khí đủ mạnh, nh vậy

nó cho phép dòng đó đạt đến độ cao lớn hơn

Sự biến đổi của h ớng gió và tốc độ gió theo độ cao đ ợc gọi là sự biến dạng giótheo ch iều cao (Vertival wind shear), cũng có thể ảnh h ởng đến hình dạng của mâyTích, nó xuất hiện cả khi tăng hoặc giảm độ cao

Trong những tr ờng hợp dòng đối l u có thể phát sinh ra mây dạng ống thì đ ợcgọi là vòi rồng (Waterspout), nó có thể tồn tại đến nửa giờ Vòi rồng phát triển ở đáymây Vũ tích, từ đó nó có thể hạ xuống đến bề mặt và có thể uốn cong khi có gió thổi

Đờng kính vòi rồng biến đổi từ ít mét đến hàng trăm mét làm cho biển trong khu vực

đó trở nên dữ dội

Địa hình

Không khí di chuyển trên bề mặt trái đất nhiều lúc gặp phải đồi núi cao, nó sẽ bịdâng lên cao và đoản nhiệt mát, hình thành mây Mây hình thành trong những tr ờnghợp này đ ợc gọi là mây địa hình (orograph ic) và nó th ờng đi với khí quyển ổn định(hình 4.4(5)) Nó có thể là dạng mây Tầng hoặc Vũ tầng, với đáy mây nằm ở mức ng -

ng kết còn giới hạn trên thì tuỳ thuộc vào độ cao của ch ớng ngại vật Mây Tầng giống

nh cái khăn trải bàn hình thành ở phía trên gió ở vùng núi Bàn (Table mountain) NamPhi là một ví dụ rõ nét

Trong điều kiện khí quyển không ổn định thì điều kiện địa hình là một phầnquan trọng trong việc gây ra lực làm cho khối khí ch a bão hòa dâng lên (hình 4.4(6)).Khối khí sẽ đoản nhiệt mát và trở nên bão hoà, nó tiếp tục đ ợc dâng lên và hạ nhiệttại S.A.L.R có thể tạo nên kết qủa cuối cùng trong khối khí Y có nhiệt độ lớn hơnnhiệt độ không khí chung quanh Sau đó khối khí tự do dâng lên cho đến khi nhiệt độcủa nó giống nhiệt độ không khí chung quanh, lúc này mây Tích và Vũ tích pháttriển

Sự biến động của không khí

Sự biến động hay sự nhiễu loạn của không khí do sự phân bố lại hơi n ớc và ảnhhởng đến E.L.R trong lớp nhiễu loạn có thể tạo nên sự hình thành mây Trên mộ t độcao nhất định của một lớp, sự ng ng tụ xẩy ra sẽ hình thành mây Tầng và Tầng tích(hình 4.4(7)) Do đó sự nhiễu loạn là một quá trình khác có khả năng tạo ra lực nângkhối khí vào trong khí quyển ổn định Mặc dầu nó chỉ tác động trong một độ cao giớihạn, diện tích bề ngang bao phủ bởi mây có thể kéo dài từ đất liền ra đến biển

Cuối cùng cần l u ý rằng mây cũng có thể hình thành do kết quả của sự chuyển

động theo chiều đứng của không khí trong một Front áp thấp

Chơng V: Giáng thuỷ và mù

Các dạng của giáng thuỷ

Trong khí t ợng học thì giáng thủy bao gồm hầu hết các dạng lắng đọng của hơinớc trong khí quyển lên bề mặt trái đất Nó gồm m a (Rain), m a phùn (Drizzle), tuyết(Snow), m a tuyết (Sleet) và m a đá (Hail), ngoài ra còn có s ơng, sơng muối và bănggiá mà những ng ời đi biển th ờng gọi là sự giáng thủy không hoàn toàn

Sự khác nhau giữa m a và m a phùn chỉ là ở chỗ các giọt n ớc trong m a phùn làrất nhỏ (đ ờng kính từ 0,2 đến 0,5millimét) còn các giọt n ớc trong m a thì có đ ờng kínhlớn hơn 0,5millimét

DA LR SALR

(4) ẹoỏi lửu:Maõy Cu vaứ Sc

Gi oự thoồi ẹOÀI

(5) Maõy ủũa hỡnh: Maõy St vaứ Ns

LễÙP NH IEÃU LOA ẽN

BEÀ MA ậT GOÀ GHEÀ

GI OÙ THOÅ I

(7) Nhieóu loaùn: Maõy St vaứ Sc

Hình 4.4 Sự hình thành mây

Sự giáng thuỷ th ờng kết hợp với mây, tuy nhiên không phải bao giờ cũng vậy.Trong một số tr ờng hợp có thể nhìn thấy các giọt n ớc rơi ra từ đáy mây nh ng không

đến đợc mặt đất, hiện t ợng này đ ợc gọi là Fallstreaks hay Virga

Sự phát triển

Hình 5.1 d ới đây mô tả sự phát triển của giáng thuỷ

Các giọt mây nhỏ có đ ờng kính chỉ khỏang 20 àm trong khi các giọt m a phùn đã

có đờng kính tới 200 àm Sự nghiên cứu đã cho thấy rằng sự tăng tr ởng kích cỡ của cácgiọt nớc không phải do quá trình ng ng tụ diễn ra trong các đám mây Trong một đámmây ổn định hoàn toàn với các giọt n ớc có nhiệt độ lớn hơn 0 C th ì lý thuy ết về sự°Fliên kết đ ợc áp dụng Kích cỡ của các giọt mây có liên quan trực tiếp đến kích cở củacác hạt nhân ng ng kết đã hình th ành nên nó Các giọt có kích cỡ lớn thì có tốc độ dichuyển xuống lớn hơn các giọt có kích cỡ nhỏ, từ đó tạo điều kiện cho các giọt to vachạm với các giọt nhỏ trên đ ờng chúng rơi xuống và chúng kết hợp với nhau

Vì các giọ t n ớc lớn hơn đ ợc tích tụ động l ợng làm cho những sự va chạm tiếp theo xẩy

ra và sự liên kết lại tiếp tục xẩy ra Các giọ t n ớc bắt đầu rời khỏi đám mây khi kích

cỡ của chúng đủ lớn để tạo nên một tốc độ rơi thắng đ ợc lực dâng lên của không khítrong khu vực đám mây Giọt n ớc có thể giảm kích cỡ do sự bốc hơi tr ớc khi rơi đ ợcxuống đến mặt đất, tuỳ thuộc vào độ ẩm t ơng đối của không khí phía d ới lớp mây

Các đám mây mà trong đó xẩy ra tiến tr ình nh vậy đợc gọi là mây ấm (Warmclouds), và loại mây đ ợc xác định tuỳ thuộc vào việc nó cho m a phùn hay m a Ví dụ:mây Tầng cho m a phùn còn mây Vũ tầng và mây Tích thì cho m a (hình 5.1) Các giọt

ma rơi từ mây Tầng và Vũ tầng có thể có kích cỡ rất lớn vì kết quả của sự cô đọng cácgiọt nớc trong mây và sự gia tăng tần suât va chạm vì các giọt n ớc nhỏ hơn bị dịchchuyển lên do dòng không khí từ d ới bốc lên

Trong mây lạnh (cold cloud) mà trong đó các giọ t mây có nhiệt độ nhỏ hơn 0 C°Fchỉ ở từng phần mà không xuyên suốt toàn bộ đám mây thì học thuyết Bergeron-Findeisen đ ợc áp dụng Trong mây này các giọt n ớc có nhiệt độ rất thấp(supercooled) Sự phát triển của các tinh thể băng từ các giọt n ớc tùy thuộc vào sựhiện diện của các hạt nhân ng ng kết, chúng có cấu trúc tinh thể băng t ơng tự hình lụ clăng của băng Nhiều hạt nhân này đ ợc đa vào khí quyển từ mặt đất, mỗi loại hạt nhân

có một ng ỡng giới hạn nhiệt độ d ới mà các giọ t n ớc rất lạnh đó sẽ bị đóng băng khitiếp xúc với chúng Một loại hạt nhân quan trọng là đất sét có nhiệt độ

giới hạn d ới là -9 C Với sự giảm nhiệt độ, nhiều loại khác nhau của hạt nhân ng°F ngkết trở nên linh hoạt, tại -22 C và d°F ới nữa sẽ hình thành mây gồm các tinh thể băng.Mỗi tinh thể băng mới đ ợc hình thành sẽ đ ợc không khí bao bọc xung quanh, màkhông khí này đã đ ợc bão hoà với sự t ơng đồng với bề mặt của mặt n ớc, và quá bãohoà so với bề mặt của mặt băng Do đó hơi n ớc sẽ th ăng hoa trực tiếp vào tinh thểbăng và làm giọt băng tăng kích cỡ Sau đó không khí chung quanh trở nên ch a bãohoà với sự t ơng đồng với bề mặt của mặt n ớc, nhờ vậy các giọt n ớc rất lạnh hiện diện

sẽ giảm kích cỡ thông qua sự bay hơi Tiến trình này đ ợc lặp đi lặp lại làm cho tinhthể băng phát triển Dòng không khí trong khu vực mây có thể gây nên sự vỡ ra củatinh th ể băng, và mỗi mảnh vỡ này lại trở thành một hạt nhân, nhờ vậy số l ợng cáctinh thể băng tăng lên trong vùng mây Sự va chạm và liên kết của các tinh thể băng

có thể xẩy ra đặc biệt ở khoảng nhiệt độ từ 0 C đến -5 C kết quả cho nhiều bông°F °Ftuyết lớn

Ma đá (Hailstones)

Ma đá th ờng xuất hiện từ mây Vũ tích, các hạt m a đá có dạng hình cầu với đ ờng kính từ 5mm đến 50mm hoặc hơn Cấu trúc của mỗ i viên đá là dạng tổ ong đồngtâm vừa sáng lại vừa mờ đục, nó là kết quả của sự đông kết cao hoặc thấp của khôngkhí, trong mây Vũ tích dòng không khí ng ợc lên mạnh đã nâng các giọt n ớc lên phầntrên của nó và ở đấy nó đ ợc hoá băng và trở thành hạt nhân của viên m a đá Mỗi viên

-đá sau đó có thể tăng tr ởng kích cỡ thông qua sự va chạm và liên kết với các giọt n ớc.Các viên đá đang phát triển sau đó hạ xuống và nếu nó còn trong khu vực mây nó lại

bị cuốn vào dòng không khí ng ợc lên Tiến trình này có th ể đ ợc lặp đi lặp lại cho đếnkhi các viên đá đủ nặng để thắng đ ợc dòng không khí ng ợc lên và rơì khỏi đám mâyrơi xuống mặt đất

Quan trắc

Với mục đính quan trắc nhiều tên gọi đ ợc dùng để chỉ sự giáng thủy đến đ ợc mặt đất:-Ma rào (Shower): xuất hiện từ mây đối l u với quãng thời gian ngắn, rơi xuống d ớidạng ma, tuyết, m a tuyết hoặc m a đá với c ờng độ lớn

-Ma gián đoạn (Intermitent precip itation): xuất hiện từ mây dạng tầng, khi có sự gián

đọan trong giáng thủy trong vòng 1 giờ tr ớc đó

-Giáng thuỷ liên tục (Continu ous precipitation): xuất hiện từ mây dạng tầng, khi mà

nó kéo dài ít nhất là 1 giờ không nghỉ

Sự giáng thủy từ các mây Tích hay mây Tầng có th ể đ ợc mô tả là nhẹ (Slight),tơng đối (Moderate) hay lớn (heavy) Mỗi tên gọi đều nói đến khối l ợng, nh độ dàytính bằng milimet, khoảng thời gian tác động xuống mặt đất trong mộ t giờ Các giá tr ịriêng biệt của nó đ ợc ghi chép vào sổ quan trắc

Xoáy lốc – Tornadoes

Xoáy lốc hình thành trên đất liền th ờng vào buổi chiều hoặc chập tối trong các

điều kiện nóng, ẩm, có giông tố kết hợp với các điều kiện đối l u mạnh mẽ trong mây

vũ tích và đ ợc sự hỗ trợ rất lớn bởi một vùng front cắt ngang có nhiệt độ chênh lệchlớn, kèm theo là sự hội tụ theo ph ơng nằm ngang rất rõ rệt ở gần bề mặt Đây là

những điều kiện cơ bản th ờng kết hợp cùng nhau tạo nên sự hình thành và phát triểncủa một xoáy lố c, tuy nhiên cũng cần biết rằng có thể còn có những nguyên nhân phụkhác mà ch a đợc hoặc không đ ợc biết đến.

Sự đối lu dữ dội gây nên một cơn lốc không khí xoáy cuộn với khí áp đặc biệtthấp ở trung tâm của nó ớc tính khoảng từ 100 đến 500 mb Các xoáy lốc hình thànhrất nhanh và dễ dàng nhận ra bởi độ dài, màu đen hình dạng cái phễu bắt nguồn từ

đáy của mây vũ tích dày đặc và rơi ngoằn ngoèo xuống mặt đất Xoáy lốc th ờng kèmtheo ma rất lớn, có khi là m a đá và sấm chớp Tuy nhiên một số xoáy lố c phát triểntrong cơn giông tố có thể không đến đ ợc mặt đất

Tổn thất mà nó gây ra cho bất kỳ vật gì mà nó gặp trên đ ờng di chuyển của nó

là mộ t thảm họa, nh ng may mắn là vết đi của nó rất ngắn, th ờng là ít hơn 15 hải lý.Trên vết đi của nó cây cối bị nhổ bật rễ, nhà cửa tan nát, các toà nhà lớn bị tàn phá,

xe ô tô, xe buýt và thú vật có thể bị cuốn vào xoáy lốc và mang đi xa hàng vài trămmét và sau đó bị quẵng ra xa bởi lực ly tâm

Sự tàn phá mà một cơn xoáy lốc để lại trên vết đi của nó có nguyên nhân là:

(a) Sự đối l u có cờng độ rất lớn đủ khả năng để nhấc nổi các vật thể nặng vào khôngkhí

(b) Khí áp thấp khác th ờng ở trung tâm tạo nên sự chênh lệch áp lực rất lớn gây nênlực đột ngột mạnh đến mức có thể đập tan một tòa nhà

(c) Gió với c ờng độ dữ dội đủ khả năng nhấc các vật năng lên cao và chuyển dờichúng đi với tốc độ cao, các vật thể nhỏ th ì nh bị phóng đi

Tổng quát về xoáy lốc:

- Vết đi th ờng zich zắc, có th ể từ 500 mét đến vài trăm hải lý, tuy nhiên nh đã nói ởtrên, vết đi của nó th ờng chỉ tác động mạnh trên khoảng 15 hải lý thôi

- Đờng kính khoảng 50 đến 2000 feet, trung bình khoảng 1000 feet

- Tốc độ gió ớc tính (chỉ là ớc tính vì không có một loại đồng hồ đo gió nào có thể đo

đợc tốc độ gió quá lớn của nó) dựa theo các tổn thất và bởi sự xuyên qua của đá vàcác vật thể nhỏ khác

- Tốc độ di chuyển th ờng khoảng từ 20 đến 35 nơ

- Tần số Những cơn lốc dữ dội này th ờng xẩy ra vào thời gian mù a hè và vùng mà nó

th ờng xẩy ra là ở trung tâm n ớc Mỹ, ở đây trung bình mỗi năm có 145 cơn xoáy lốc.Chúng cũng đ ợc thấy xẩy ra ở các quốc gia và vùng ôn đới khác; ở Anh chúng xẩy ratrung bình hơn một cơn trong hai năm

Một số nơi khác trên thế giới cũng có những loại xoáy lốc địa ph ơng với cáctên gọi khác nhau, nó th ờng có nguồn gốc từ giông tố ở ven bờ và trên biển, hay có ởvùng nhiệt đới tây Phi (nh ở vịnh Guinea) Chúng th ờng xẩy ra vào lúc bắt đầu và kếtthúc của mùa m a, và th ờng kèm theo m a lớn, th ờng di chuyển từ đông sang tây

Vòi rồng – Waterspout

Hầu hết các vòi rồng có nguồn gốc từ đại d ơng, chúng ít dữ dội hơn xoáy lốcnhiều và phạm vi ảnh h ởng cũng nhỏ hơn Quá trình hình thành và sự xuất hiện của cảhai hiện t ợng nói chung là t ơng tự

Các điều kiện cần có để hình thành một vòi rồng là sự mất ổn định lớn ở cáclớp dới, có sự đối l u dữ dội trong mây vũ tích dày đặc và sự hiện diện của một frontlạnh cắt ngang qua với mộ t gradien t nhiệt độ rất dốc theo ph ơng nằm ngang

Các vòi rồng đôi khi đ ợc hình thành theo nhóm khi một số cái đ ợc quan sátthấy cùng một lúc

Mây dạng phễu của vòi rồng hình thành ở đáy mây vũ tích và th ờng kéo dàixuống dới nhng không th ờng xuyên xuống đ ợc bề mặt biển và đôi khi quay trở lạimây Nếu phần đáy của vòi rồng tiếp tục hạ xuống, gió hút rất mạnh và không khíxoáy lốc lập tức làm rung chuyển mặt biển phía d ới tạo nên mây dày đặc của lớp bụinớc trắng Th ờng thì không có sự phát triển thêm, nh ng vòi có thể tiếp xúc đ ợc vớibụi nớc nó hút n ớc lên tạo nên một cái cột hay vòi n ớc không vỡ nối đáy mây với mặtbiển Chúng không th ờng xuyên kèm theo m a

Phần trên của vòi th ờng có tốc độ di chuyển khác với phần d ới nối với mặtbiển Điều này làm cho cột tăng dần độ nghiêng và trở nên kém hoạt động cho tớ i khisau một ít phút nó vỡ đứt ra ở khoảng 1/3 độ cao tính từ bề mặt, sau đó tan biếnnhanh chóng

Tổng quát về vòi rồng

- Tuổi thọ: th ờng kéo dài từ 10 đến 30 phút

- Tốc độ dịch chuyển rất ch ậm

- Đờng kính: từ 200 đến 300 feet, th ờng ở giữa khoảng 20 đến 60 feet

- Độ cao: khoảng từ 200 đến 2000 feet, trung bình khoảng 1000 feet

- Vòng quay: th ờng là xoáy thuận nh ng đôi khi là xoáy nghịch

- Tác hại: Rất hiếm khi gây tác hại đến các tàu lớn, nh ng có thể rất nguy hiểm chocác tàu thuyền nhỏ Rất may là dễ nhìn thấy nó bằng mắt th ờng hoặc Rdar, và nóichung là dễ chống đỡ hoặc tránh

Tầm nhìn xa

Đối với mục đích khí t ợng thì tầm nhìn xa theo ph ơng nằm ngang đ ợc xác định

là khoảng cách lớn nhất mà mộ t ng ời không đeo kính bình th ờng có thể nhận ra đ ợcnhững đặc điểm riêng biệt của mục tiêu Ban đêm là đối với những vật phát ra ánhsáng mà mắt th ờng có thể nhận ra

Tầm nhìn xa đ ợc đánh giá bằng mắt th ờng trên suôt 360 vòng chân trời và nó°F

đợc lấy số liệu nhỏ nhất Đối với các trạm trên bờ thì sử dụng các mục tiêu ở nhữngkhoảng cách đã biết cả về ban ngày lẫn ban đêm, nhờ vậy họ cho mộ t khoảng cáchtầm nhìn xa khá chính xác Trên biển do các mục tiêu hạn chế nên th ờng đánh giábằng ớc lợng, bằng kinh nghiệm hoặc thông qua việc sử dụng radar để đánh giákhoảng cách tầm nhìn xa cả ban ngày và ban đêm

Tầm nhìn xa bị hạn chế là do có sự hiện diện của các tinh thể lỏng hoặc rắntrong khí quyển Nếu tầm nhìn xa giảm xuống nhỏ hơn 1Km do kết quả của các giọ tnớc tồn tại trong khí quyển thì đ ợc gọi là mù (Fog), còn nếu bằng hoặc lớn hơn 1Kmthì gọi là mù s ơng (Mist)

Nếu tầm nhìn xa bị hạn chế do sự hiện diện của các hạt rắn trong khí quyển th ìgọi là mù bụi (haze) Khi có các hạt bụi và/hoặc hạt cát dịch chuyển vào trong khíquyển làm giảm tầm nhìn xa đến d ới 1Km th ì gọi là bão bụi (Duststorm) hoặc bão cát(Sand storm) Ngoài ra khói sinh hoạt, khói công nghiệp cũng nh khói do hoạt độngcủa núi lửa cũng là những nguyên nhân làm giảm tầm nhìn xa

Mù (Fog)

Mù đợc hình thành do sự hạ nhiệt của một l ợng lớn không khí ở d ới nhiệt độ

điểm s ơng của nó Sự hạ nhiệt đ ợc gây ra bởi:

-Trạng thái gần so với mặt đất hoặc mặt biển lạnh và

-Sự hạ nhiệt bị khuyếch tán do sự pha trộn hỗn loạn của không khí

Nh vậy những điều kiện cần thiết là: tr ớc hết nhiệt độ bề mặt phải ở d ới nhiệt

độ điểm s ơng của không khí, thứ hai là phải có mộ t ít gió đủ để cung cấp cho lớp hỗnloạn mà trong đó không khí bị pha trộn sẽ khuyếch tán sự hạ nhiệt Bản thân sự hạnhiệt có th ể đ ợc gây ra bởi sự bức xạ hoặc sự đối l u Mù hình thành và phát triển donhiều nguyên nhân do vậy nhiều loại mù cũng đ ợc xác định nh sau:

-Mù bình l u (advection fog)

-Mù khói biển (sea smoke )

-Mù bức xạ (radiation fog)

-Mù front (frontal fog)

Mù bình lu – Mù biển (advection fog – sea fog)

Mù bình l u hình thành và phát tr iển là do kết quả của mộ t khối không khí ấmvới độ ẩm t ơng đối cao dịch chuyển theo ph ơng nằm ngang trên một bề mặt lạnh hơn,

mà nhiệt độ của nó là ở d ới nhiệt độ điểm s ơng của không khí Nhờ tính dẫn nhiệtcộng thêm sự nhiễu loạn, không khí đ ợc hạ nhiệt xuống d ới nhiệt độ điểm s ơng của

nó, dẫn đến sự ng ng tụ của hơi n ớc, các giọt n ớc nhỏ đ ợc hình thành tạo nên tìnhtrạng mù s ơng (mist) hoặc mù (fog)

Loại mù này hình thành và tồn tại dai dẳng tr ên một khu vực rộng lớn nhờ cógió lan toả Mức độ của sự nhiễu loạn phụ thuộc vào độ cao lớn nhất mà tại đó khôngkhí đợc hạ nhiệt, độ cao tăng với sự tăng của tốc độ gió Nh vậy gradient nhiệt độgiữa không khí và bề mặt trong sự liên kết với mức độ nhiễu loạn sẽ xác định khảnăng xẩy ra của mù bình l u Tốc độ gió nhỏ cho các điều kiện phù hợp hơn nh ng vớimột grad ient nhiệt độ lớn thì mù bình l u cũng có thể xẩy ra kể cả trong điều kiện giómạnh Tuy nhiên, tốc độ gió càng cao kết hợp với gradien t nhiệt độ bé thì th ờng chỉcho mây dạng tầng thấp, vì ảnh h ởng của sự hạ nhiệt của không khí bởi bề mặt là rấtnhỏ và truy ền lan trên độ cao lớn hơn Khí quyển ở tầng thấp hơn th ờng trở nên ổn

định từ khi sự hạ nhiệt của không khí giảm tốc độ giảm nhiệt môi tr ờng

Trên biển thì mù bình l u đợc gọi là mù biển (sea fog), nó xẩy ra vào nhữngquãng thời gian nhất định trong năm tại các vùng biển vĩ độ cao ở bắc bán cầu, nh ởGrand Banks của Newfoundland và vùng biển bắc Thái bình d ơng là những nơi nổitiếng về tình trạng mù biển, đặc biệt vào tháng 7 khi không khí ấm từ Tây nam vàNam thổi lên vùng n ớc lạnh của dòng hải l u Labrador và Oyo shio hoặc dòng hải l uAleutian Mù biển ở những khu vực này có thể tồn tại dai dẳng trong một thời giankhá dài và chỉ tan đi khi tốc độ gió tăng lên hoặc gió thay đổi h ớng Mù biển cũngxẩy ra ở các vĩ độ th ấp hơn trong mù a hè ở những vùng có các dòng hải l u lạnh nh ởCalifornia, Canary, Peru và Benguela

Mù biển không chỉ phát triển khi có các dòng hải l u lạnh tồn tại mà còn hìnhthành ở những nơi có các điều kiện phù hợp về tốc độ gió, nhiệt độ không khí và nhiệt

độ biển Ví dụ vào mùa xuân và đầu hè mù ở phía Tây tràn vào khu vực các đảo nhỏ

của Anh, ở đây dòng không khí ấm Tây nam từ Azores dịch chuyển trên biển nơi màvào thời gian này trong năm có nhiệt độ thấp nhất Trên biển Bắc mù biển phát triểntrong suốt mùa hè khi gió ấm từ phía đông bắc, Đông và đôi khi cả Đông nam thổ i từchâu âu tràn qua trên mặt biển lạnh hơn Dọc theo bờ đông các đảo nhỏ của Anh mùbiển này đ ợc gọi là Haar hoặc sea fret.

Mù biển th ờng thấp gần mặt biển, với độ dày không lớn nên nhiều khi ở các tàu

có cabin cao có thể nhô ra phía trên của lớp mù

Trên lục địa không khí ấm di chuyển trên bề mặt lạnh cũng tạo điều kiện xuấthiện mù bình l u Trên vùng các đảo nhỏ của Anh mù bình l u th ờng xẩy ra vào mùa

đông thông qua sự dịch chuyển của dòng không khí ấm từ Azores Vào thời gian nàytrong năm mù bình l u cũng phát triển trên phía nam và phía đông của Mỹ, khi khôngkhí ấm đã di chuyển đến từ vịnh Mexico và Bermuda

Mù biển th ờng gây ra những nguy hiểm , trở ngại cho ng ời đi biển, do đó việc

dự báo sự xuất hiện hoặc tồn tại của nó là rất quan trọng Vì nhiệt độ n ớc biển vànhiệt độ điểm s ơng là những yếu tố quan trọng trong việc hình thành mù, cho nên cầnphải quan trắc và ghi chép trong những khỏang thời gian nhất định

Mù khói biển

Mù khói biển còn đ ợc gọi là Frost smoke, hay artic sea smoke, nó xuất hiện chủyếu trên vùng biển vĩ độ cao khi không khí rất lạnh thổi trên bề mặt t ơng đối ấm hơn.Loại mù này th ờng chỉ lẻ tẻ, loang lổ và chỉ có một độ cao giới hạn trên bề mặt, chonên từ buồng lái thì tầm nhìn xa có thể vẫn không bị hạn chế Điều kiện đề nó xuâthiện là nhiệt độ chênh lệch th ờng phải khoảng 10 C Không khí ngay trên bề mặt đ°F ợcgia nhiệt và trở nên bão hoà thông qua sự bay hơi từ bề mặt, nó dâng lên và trộn lẫnvới không khí lạnh hơn và ch a bão hoà ở phía trên Từ đó không khí pha trộn trở nênquá bão hoà dẫn đến sự ng ng tụ xẩy ra tạo thành các giọt n ớc nhỏ d ới dạng mù biển.Vì không khí đ ợc gia nhiệt bởi bề mặt, tốc độ giảm nhiệt mô i tr ờng của khí quyển lớpthấp trong tầng đối l u sẽ tạo nên một khí quyển không ổn định

Tốc độ gió kết hợp với sự hình thành mù biển có thể rất khác nhau từ tốc độ giórất thấp cho đến gió rất mạnh Tốc độ gió cao th ờng phù hợp khi độ chênh lệch nhiệt

độ nhỏ, vì chúng đảm bảo sự cung cấp liên tục không khí lạnh ngay trên bề mặt

Phía ngoài bờ đông của bắc Mỹ và lục địa châu á khói biển th ờng xẩy ra suốttrong những tháng mùa đông, khi không khí lạnh từ lụ c địa thổi ra từ các cửa sông, bờbiển và các khu vực biển kề cận Trong suốt mùa đông nó xẩy ra ở biển Baltic vì ở

đây đợc bao bọc bởi các vùng đất lạnh, và ở các vĩ độ cao hơn nó đ ợc kết hợp với giólạnh từ bắc cực và trên vùng biển đóng băng thổi về phía nam Tại các vĩ độ thấp hơn

đôi khi nó xẩy ra ở vịnh Mexico và ngoài khơi Hongkong

Vì nhiệt độ không khí rất th ấp nên các giọt n ớc hình thành mù khói biển là rấtlạnh, sự đóng băng sẽ xẩy ra khi các giọt n ớc này tiếp xúc với các cấu trúc của tàu ởphía ngoài có nhiệt độ d ới 0 C °F

Mù bức xạ

Mù bức xạ là loại mù cơ bản xẩy ra trên lục địa Với bầu trời trong sáng, độ ẩmtơng đối cao, tốc độ gió thấp và duy trì trong một khoảng thời gian t ơng đối dài màtrong suốt thời gian đó không khí có thể hạ nhiệt là những điều kiện thuận lợi nhâtcho việc hình thành mù bức xạ Điều kiện bầu trời trong sáng cho phép sự thất thoátlớn nhất của bức xạ sóng dài từ bề mặt trong suốt một đêm Nhiệt độ bề mặt giảmnhanh, không khí ngay trên nó đ ợc hạ nhiệt thông qua sự truyền dẫn và nhiễu loạn.Ngay khi không khí đ ợc hạ nhiệt xuống d ới nhiệt độ điểm s ơng của nó thì sự ng ng tụxẩy ra và mù bức xạ hình th ành Chúng ta thấy rằng độ dài của khoảng thời gian hạnhiệt là yếu tố quan trọng nhất, mù bức xạ th ờng xuất hiện th ờng xuyên hơn trongsuốt mùa thu và đông ở các vĩ độ trung bình và vĩ độ cao, chẳng hạn ở khu vực các

đảo của Anh Sự hạ nhiệt của không khí bởi bề mặt là do kết quả của tiển trình suygiảm của tốc độ đoản nhiệt môi tr ờng và cuố i cùng làm cho không khí trở nên ổn

định

Mặc dù các điều kiện phù hợp cho việc hình thành mù bức xạ có thể cũng tồntại trên biển, nh ng do khoảng biến trình ngày của nhiệt độ bề mặt biển cũng nh củakhông khí là quá nhỏ để không khí có thể hạ nhiệt đ ợc xuống d ới nhiệt độ điểm s ơngcủa nó và do đó sự ng ng tụ không xẩy ra đ ợc Mù bức xạ trên lục địa có thể tràn lan

ra phía biển nếu có gió thổi từ bờ ra, đặc biệt ở các cửa sông và gần bờ biển, làm ảnhhởng đến tầm nhìn xa trên biển Tuy nhiên sự ảnh h ởng là hạn chế vì không khí sẽ bịgia nhiệt bởi mặt biển ấm hơn khi nó thổi qua trên biển, nhiệt độ không khí sẽ tănglên làm cho các giọt s ơng mù dẫn dẫn bị bốc hơi

Mù bức xạ có thể bị xua tan do kết quả của nhiệt độ bề mặt đất tăng lên trongsuốt thời gian ban ngày, từ đó bề mặt truyền nhiệt cho không khí ở ngay trên nó và độ

ẩm t ơng đối của nó sẽ giảm đi Một sự gia tăng tốc độ gió cũng có thể làm cho mù tan

vì nó thay đổi lớp không khí ở đấy Độ ẩm t ơng đối đ ợc giảm do kết quả của việc phatrộn với không khí ch a bão hoà Vì sự gia tăng nhiệt độ bề mặt đất trong những ngàycủa mùa đông là rất nhỏ nên mù bức xạ có thể tồn tại dai dẳng trên đất liền và tiếptục ảnh h ởng tới các khu vực cửa sông và bờ biển.

Trên vùng nhiệt đới, mù bức xạ ít khi xuất hiện trên biển, nh ng có thể thấy có ởcác cửa sông trong những giờ sáng sớm Mù phát triển suốt đêm trên bờ các con sông,

độ ẩm ở đấy t ơng đối cao do sự hiện diện của các vùng n ớc mở Trên các vùng đầmlầy cũng có các điều kiện t ơng tự

Mù bụi (Haze)

Trên các vùng sa mạc khi có gió mạnh có th ể nâng một khối l ợng lớn bụi cátlên rất cao, các hạt cát nhỏ, mịn có xu h ớng tồn tại khá lâu trên cao Những hạt bụinhỏ này có thể đ ợc gió mang đi một khoảng cách rất xa và có thể gây ra mù bụi trảidài ra ngoài biển nhiều hải lý Chẳng hạn khoảng thời gian từ giữa tháng 11 đến tháng

5 phía ngoài khơi bờ tây bắc châu Phi một l ợng lớn bụi từ sa mạc Sahara do gió địaphơng (Thờng gọi là gió Harmatan) thổi cuốn ra biển Tình trạng t ơng tự cũng xẩy ra

ở vùng vịnh trong suôt mùa hè với gió Shamal, là loại gió tây bắc cuốn bụi từ sa mạc

Sự hình thành mù biển phải đ ợc xem xét nh sau:

(a)Có khả năng xẩy ra bất kỳ lúc nào khi có gió thổi từ một vùng ấm lên bề mặt biểntơng đối lạnh

(b)Có khả năng xẩy ra rất cao nếu nhiệt độ n ớc biển hạ xuống d ới nhiệt độ điểm s ơngcủa không khí

(c)T ơng đối chắc chắn xẩy ra nếu trong hai điều kiện ở trên mà tốc độ gió nhỏ hơn 16nơ Tốc độ gió từ 7 đến 10 nơ là phù hợp nhất cho việc hình thành mù biển

2.Tần suất xuất hiện cao nhất của mù biển:

(a)Trong các khu vực mà ở đó các giòng hải l u ấm và lạnh gặp nhau và chảy sát gầnnhau, đặc biệt ở khu vực Newfoundland và tây bắc thái bình d ơng

(b)Ngoài khơi bờ tây của vùng cận nhiệt đới của các lục địa mà ở đấy gió thịnh hànhthổi bay lớp n ớc bề mặt và thay th ế bằng lớp n ớc lạnh hơn từ phía d ới Ví dụ ở bờbiển Californ ia, Peru, Chile, Moroco và tây nam châu Phi, vùng bị mù nặng nhất làCalifornia

3.Trên các vùng biển của miền nhiệt đới và cận nhiệt đới, ở những khu vực xa bờ rấthiếm có các điều kiện thu ận lợi cho việc hình thành mù

4.Nhiệt độ mặt biển: Các số liệu quan trắc nh nhiệt độ không khí, nhiệt độ n ớc biển,hớng gió, khí áp… cộng với sự hiểu biết về nhiệt độ n cộng với sự hiểu biết về nhiệt độ nớc biển trung bình đã đ ợc dựbáo đối với một khoảng cách ngắn trên tuyến đ ờng phía tr ớc có thể cho một sự hỗ trợ

có giá trị trong việc dự đoán khả năng hình thành hay tan rã của mù

Sự suy giảm một l ợng nhỏ trong nhiệt độ n ớc biển th ờng cũng đủ để tạo nên sựhình thành mù, ng ợc lại sự gia tăng một ít trong nhiệt độ n ớc biển cũng có thể làm mùtan

Khi có ma làm giảm nhiệt độ n ớc biển cũng tạo cơ hội cho việc hình thành mù.Trong mùa hè và mùa thu biển ấm nhất ở ven bờ, cho nên mù ít xuất hiện ở bờbiển hơn ở ngoài khơi Vào mùa đông và mùa xuân th ì tình hình lại ng ợc lại, vùngbiển gần bờ lạnh hơn ở ngòai khơi nên mù xuất hiện ở gần bờ th ờng xuyên hơn

5.Có thể tham khảo hải đồ luồng chạy tàu đại d ơng (Ocean routing) do bộ hải quânAnh xuất bản cho từng tháng trong năm, nó cho nhiều thông tin bổ ích, kể cả sự phân

bố về mặt địa lý của các yếu tố đ ợc cho sau đây d ới dạng các đ ờng đẳng trị:

-Nhiệt độ trung bình của n ớc biển

-Nhiệt độ điểm s ơng trung bình

-Phần trăm tần suất xuất hiện của mù (cho tầm nhìn xa d ới nửa lý)

-Phần trăm tần suất của tầm nhìn xa thấp (d ới 5 lý)

-Nhiệt độ trung bình của không khí

-Khí áp trung bình

Chơng VI: áp suất khí quyển và gió

I.áp suất khí quyển

áp suất khí quyển (từ nay gọi là khí áp) tại bất kỳ mức nào (độ cao trên mặtbiển) là áp lực đ ợc gây ra bởi trọng l ợng của không khí nằm trên mức đó Do đó khí

áp giảm khi độ cao tăng, chẳng hạn khí áp ở độ cao 18000feet chỉ bằng khoảng mộ tnửa giá trị của nó ở mặt đất Khí áp là một yếu tố khí t ợng quan trọng bậc nhất trongquan trắc khí t ợng vì nó xác định tình trạng của khí quyển tại một thờ i điểm nhất

định Bản đồ thời tiết bề mặt có nguồn gốc từ các số liệu khí áp đo đ ợc tại các địa

điểm khác nhau th eo cùng mộ t giờ thống nhất trên toàn thế giới đ ợc gọi là giờ Synop(Synoptic hours) Những giờ Synop chính là 00giờ00, 06giờ00, 12giờ00 và 18giờ00giờ thế giới

Công thức cho khí áp đ ợc định nghĩa ở đây là P = ρgh, trong đó P là khí áp, ρ

là mật độ không khí trong khối khí đó, g là lực hấp dẫn còn h là độ cao của khối khí

Đơn vị đo của khí áp là hectop ascal (hpa), đơn vị này th ờng đợc thay thế bằng

đơn vị tơng đơng là milibar (mb) (1hpa = 1mb = 102Nm- 2) Trong đó N là một Newtontơng đơng với 1Kgm1s- 2

Khí áp tại mực n ớc biển th ờng đợc đặt là 1000 milibar, t ơng đơng với 29,53 inchs

Quan trắc và đo đạc khí áp

Tại các trạm quan trắc trên bờ cũng nh trên biển và trên các tàu, việc đo đạcgiá trị khí áp là việc làm bắt buộc và th ờng xuyên Để tiến hành xác định đ ợc trị sốkhí áp ng ời ta sử dụng nhiều loại khí áp kế, nh ng thông dụng nhất trên tàu biển là khí

áp kế hộp đơn giản hoặc khí áp kế tự ghi

Khí áp kế hộp đơn giản (Simple aneroid barometer)

Nguyên lý cơ bản của tất cả các loại khí áp kế hộp là dựa trên cơ sở đặc tính

đàn hồi của kim loại để quan sát sự thay đổi của khí áp và vì thế giá trị của nó đ ợccho ở những thời điểm nhất định Với loại khí áp kế hộp đơn giản, kim loại đ ợc cuộntheo dạng hình bao có nếp nhăn, hộp đ ợc hút gần hết không khí, miếng kim loại sẽ bịnén lại khi khí áp tăng lên và sẽ giãn ra khi khí áp giảm xuống Miếng kim loại đ ợc

đỡ bởi một lò xo và bằng một th iết bị liên kết hệ thống, sự dịch chuyển của nó có khảnăng đợc khuyếch đại lên Chỉ số giá trị khí áp mb đ ợc chỉ bởi mộ t kim Kim lọai đểchế tạo khí áp kế hộp này bị ảnh h ởng bởi sự thay đổi nhiệt độ, vì thế nó tạo nên sai

số trong số đọc Sự ảnh h ởng này đ ợc lọai trừ bằng cách lọai bỏ l ợng không khí tronghộp và kết hợp chặt chẽ với thanh kim lọai l ỡng tính liên kết Đặc tính đàn hồi củakim loại trong hộp là th ay đổi theo thời gian, do đó thiết bị cần đ ợc kiểm tra th ờngxuyên theo chu kỳ để tránh sai số và để lập bảng sai số cố định cho thiết bị Sai sốnày đợc loại bỏ bằng cách vặn một cái vít ở sau thiết bị

Khí áp kế hộp đơn giản có thể dùng không những cho phép đọc đ ợc chỉ số khí

áp tại thờ i điểm hiện tại mà còn cho phép theo dõi sự thay đổi khí áp trong mộtkhoảng thời gian nào đó (trên tàu th ờng dùng khoảng thời gian là 3 giờ) Bằng cáchxoay núm có khía ở trên mặt hộp để đặt kim chỉ tại vị trí hiện tại trùng với kim di

động, sau một quãng thời gian (chẳng hạn 3 giờ) ng ời quan sát đọc chỉ số khí áp và sosánh với ch ỉ số ban đầu để tính ra giá trị biến đổi của khí áp trong quãng thời gian

đó Đây là loại khí áp kế thông dụng trên tàu biển từ tr ớc tới nay

Khí áp kế tự ghi (barographs)

Khí áp kế tự ghi hay còn gọi là khí áp ký đ ợc chế tạo để ghi lại chỉ số khí áp,

đồng thời qua đó xác định đ ợc khuynh h ớng khí áp Thiết bị này làm việc dựa trênnguyên tắc của khí áp kế hộp nh đã nêu trên, nó bao gồm nhiều miếng kim lọai đànhồi đợc liên kết với nhau và với mộ t hệ thống đòn bẩy nối với một kim bút mực (penarm) Khi các miếng kim lọ ai đàn hồi có sự phản ứng lại với sự thay đổi của khí ápthì kim mực sẽ dịch chuyển lên hoặc xuống vẽ nên đ ờng nối các điểm chỉ số khí áplên mộ t thang tỉ lệ đ ợc gắn trên mộ t trống hình trụ xoay theo cơ cấu đồng hồ thờ i

gian Sự ghi chép chỉ số khí áp trong mộ t quãng thờ i gian đ ợc vẽ lên nh thế này gọi làbiểu đồ khí áp (Barogram)

Trong khí áp ký hàng hải, các miếng kim loại đàn hồi đ ợc gắn trong một xylanhbằng đồng thau có chứa dung dịch silicon e Sự bố trí nh vậy có tác dụng nh là mộ tthiết bị giảm xóc, nó loại trừ đ ợc sai số của thiết bị khi tàu bị lắc, bị rung Đồng hồhoạt động đ ợc trong khoảng thời gian là 7,3 ngày và trống xoay vừa đủ cho một biểu

đồ trong 7 ngày, biểu đồ này đ ợc thay đổi mỗ i tuần một lần khi mà đồng hồ đã ngừnghoạt động

Hiệu chỉnh số đọc khí áp kế

Tất cả số đọc khí áp kế sử dụng cho mục đích dự báo thời tiết đều phải đ ợc hiệuchỉnh theo mốc tính toán Đối với khí áp kế hộp th ờng dùng trên tàu th ì số đọc phải

đợc hiệu chỉnh với độ cao trên mực n ớc biển trung bình và sai số cố định Sai số cố

định thờng là rất nhỏ và đã đ ợc cho bởi nhà chế tạo, tuy nhiên cần phải kiểm tra sai

số này khi có điều kiện , bằng cách so sánh số đọc của nó với số đọc của các khí áp

kế khác đã biết rõ độ chính xác Đối với sai số do độ cao thì phải căn cứ vào độ caothực tế hiện tại của vị trí đặt khí áp kế (th ờng là ở buồng lái) để hiệu chỉnh, trên cơ

sở khí áp giảm 1milib ar khi độ cao tăng 30feet (gần 10m), nh vậy giá trị hiệu chỉnh

sẽ khác nhau khi tàu đầy hàng và tàu không hàng, đặc biệt đối với các tàu lớn

Ví dụ số đọc khí áp là 1015mb, độ cao của khí áp kế so với mặt biển là 40m, sốhiệu chỉnh là 4mb, vậy giá tr ị đúng của khí áp là 1015 + 4 = 1019mb L u ý là số hiệuchỉnh khí áp luôn mang dấu d ơng

Đờng đẳng áp (isobars)

Số đọc chỉ số khí áp đã đ ợc hiệu chỉnh đối với một giờ Synop sẽ đ ợc vẽ lên bản

đồ (hình 6.1), ở đây chúng đ ợc so sánh với các chỉ số khác ở các điểm quan trắc khácnhau Các điểm có cùng giá trị khí áp trên một khu vực dự báo đ ợc nối lại với nhau,

đờng nối các điểm có cùng giá trị khí áp đ ợc đo bằng đơn vị hpa hoăc mb đ ợc gọi lànhững đờng đẳng áp Giãn cách giữa các đ ờng đẳng áp trên bản đồ thời tiết là cố

định, th ờng là 4 hoặc 5mb Một bản đồ đẳng áp nh vậy cho ta thấy sự phân bố khí áptrên bề mặt của vùng dự báo

Khuynh hớng khí áp

Khí áp th ờng thay đổi theo thời gian, sự biến đổi giá trị khí áp trong mộtkhoảng thời gian nào đó đ ợc gọi là khuynh h ớng khí áp trong khoảng thời gian đó(Pressure tenden cy) Đối với mục đích khí t ợng thì khoảng thời gian để quan sát sựthay đổi đó th ờng là 3 giờ tr ớc giờ quan sát Đặc tính của khuynh h ớng khí áp quansát đợc có thể đ ợc mô tả bằng các từ: “Rising”- tăng lên, “Falling”- giảm xuống hoặc

“Steady ”-không thay đổi, hoặc là kết hợp của các từ đó L ợng thay đổi khí áp đ ợc ghichép lại, đó là độ chênh lệch khí áp trong vòng 3 giờ quan sát, với độ chính xác đến

0018

9929

SOÁ ẹệễỉNG ẹAÚNG AÙP

00050038

0045

98949916

9953

99589976

phần mời mb Sau khi thao tác các giá tr ị của khuynh h ớng khí áp đó lên bản đồ, thì

đờng nối các điểm có cùng khuynh h ớng khí áp đ ợc gọi là isallobars Giá trị của một

đờng isallob ar, hoặc là d ơng hoặc là âm đều có giá trị đến phần m ời của mb và giảncách giữa các đ ờng đó là cố định Bản đồ các đ ờng có cùng khuynh h ớng khí áp nhvậy chỉ báo những khu vực mà ở đấy có sự thay đổi khí áp xẩy ra, và nó có thể dùng

để lập các dự báo thờ i tiết

Biến trình ngày (nhật biến) của khí áp

Khi so sánh các biểu đồ khí áp quan sát đ ợc ở vĩ độ trung bình, nhận th ấy rằngkhông có sự biến đổi đều đặn mà cũng không có giá trị khí áp trung bình rõ rệt Tuynhiên, ở các vĩ độ thấp sự biến đổi khí áp hàng ngày là khá đều đặn, sự biến đổi nàygọi là biến trình ngày của khí áp (diurnal variation), nó thể hiện khá rõ rệt Trongquãng thời gian 24 giờ của một ngày đêm có 2 giá trị khí áp cực đại vào lúc 10giờ00

và 22giờ00 giờ địa ph ơng, và 2 giá trị khí áp cực tiểu vào lú c 04giờ00 và 16giờ00 giờ

địa phơng

Khoảng biến đổi hàng ngày hay còn gọi là nhật biến (diurnal range) của khí áp

là độ chênh lệch giữa giá tr ị khí áp cực đại và cực tiểu đọc đ ợc trong ngày, giá trị này

th ờng là nhỏ, nh ng rõ rệt ở những vùng vĩ độ thấp Vĩ độ càng tăng thì khoảng biến

đổi này đ ợc thấy là càng nhỏ đi Khoảng biến đổi này nhiều khi không rõ ràng đặcbiệt khi khuynh h ớng khí áp có giá trị lớn

II.Gió

Định nghĩa.

Gió là sự dịch chuyển theo ph ơng nằm ngang của không khí tr ên bề mặt trái đất

mà nguyên nhân gây ra nó là do có sự chênh lệch khí áp ở các khu vực kề cận nhau

Hớng mà từ đó gió thổi tới và tốc độ của nó là những thông số quan trọng nhấtcần quan trắc về mặt khí t ợng H ớng gió đ ợc tính từ h ớng bắc th ật, tr ên một vòng tròn

360 , đ°F ợc ghi lại và mã hoá trong các báo cáo khí t ợng với các khoảng 10 theo chiều°Fkim đồng hồ từ h ớng mà nó thổi tới Nếu gió thổ i từ h ớng đông (E) thì đ ợc ghi là

090 , còn nếu không có gió hoặc gần nh°F lặng gió thì ghi là 00 Trong các bản tin thờitiết và ghi chép đo đạc trên tàu thì chúng ta sử dụng các h ớng theo tên gọi thông th -ờng nh sau:

-Bốn hớng chính : Bắc (N), Nam (S), Đông (E), Tây (W)

-Bốn hớng phụ: Đông bắc (NE), Đông nam (SE), Tây nam (SW) và Tây bắc (NW)-Tám hớng nhỏ: Bắc đông bắc (NNE), Đông đông bắc (ENE), Đông đông nam (ESE),Nam đông nam (SSE), Nam tây nam (SSW), Tây tây nam (WSW), Tây tây bắc (WNW)

và Bắc tây bắc (NNW)

Ngoài ra tr ớc đây ng ời ta còn sử dụng đơn vị Ca để tính h ớng gió, vòng tròn ph

-ơng vị 360 đ°F ợc chia làm 32 ca, mỗi ca là 11 25 cung chân trời Ví dụ nói: gió thổi từ°F2ca phía sau trục ngang mạn phải Có nghĩa là gió thổi tới tàu ở góc khoảng 22 5độ°Fbên mạn phải sau trục ngang của tàu, để nêu đ ợc tên của h ớng gió nh trên thì phải căn

cứ vào hớng đi của tàu, ở ví dụ này nếu tàu đang chạy h ớng bắc thật thì h ớng gió là

Đông-đông-nam ESE

Tốc độ gió đ ợc biểu thị bằng nơ (Knot) hoặc bằng m/s, đơn vị m/s t ơng đơng với gần

2 nơ Ví dụ tốc độ gió 20m/s thì t ơng đơng là 40 nơ (cấp 8 Bôpho)

Gió thờng hiếm khi ổn định theo một h ớng và tố c độ đối với bất kỳ một khoảngthời gian nào, do vậy giá trị trung bình cho một khoảng thời gian 10 phút đ ợc áp dụngcho mục đích quan trắc Một sự tăng tr ởng hay suy giảm mạnh trong giá trị trung bìnhcủa tốc độ gió sẽ đ ợc biểu thị bằng các thuật ngữ “Gust” hoặc “lull” Nếu trongkhoảng thời gian 10 phút tốc độ gió thay đổi 10 nơ hoặc hơn và tốc độ mớ i đ ợc duytrì trong thờ i gian hơn 3 phút th ì tốc độ mới sẽ đ ợc ghi chép và chấp nhận Một cơngió giật “Squall” là một cơn gió mạnh “Gust” thổi kéo dài trong khoảng thời gian hơn

1 phút và tốc độ tăng lên đến ít nhất là 16 nơ, hoặc sự gia tăng đến 3 cấp bôpho,nghĩa là Squall có tốc độ gió đạt cấp 6 hoặc hơn

Quan trắc gió trên bờ.

Độ cao chuẩn để quan trắc gió là 10 mét so với bề mặt Một cánh gió (vane)dùng để chỉ h ớng gió cùng với một đồng hồ (anemometer) để đo tốc độ gió đ ợc gắnchung trên đỉnh cột cao mà nơi đây gió tự do thổi tới mà không bị cản trở của các vậtcản Hoạt động của các cánh gió dựa tr ên áp lực tác động của gió vào cánh gió (A)nhờ đó làm cho thanh (B) quay tự do theo ph ơng nằm ngang so với tâm của nó, một

đầu thanh B đ ợc gắn mũi tên để chỉ báo h ớng gió thổi tới Vị trí của mũi tên có thể đ

-ợc biểu thị bằng số đếm hoặc mặt đĩa số, và có th ể ghi lại liên tục trên bản đồ

o

A

B

Hình 6.2 Thiết bị đo gió

Đồng hồ đo gió bao gồm ba cốc hình cầu đ ợc giữ theo chiều đứng trên mộ tthanh nằm ngang, nó có th ể quay đ ợc ra mọi phía 120 so với tâm quay của nó Các°Fcốc hứng gió đ ợc thiết kế để có thể hứng đ ợc gió kể cả khi gió thổi bất th ờng (nhiễuloạn) Vì áp lực tác động lên phần lõm của cốc lớn hơn phần lồi, các cốc này quay sẽlàm hoạt động một máy phát điện nhỏ phát sinh ra dòng điện Giá trị của dòng điện t -

ơng ứng với tốc độ quay từ đó cho ta tốc độ của gió Nh vậy tốc độ gió có thể đ ợc ghichép lại giống nh tr ờng hợp h ớng gió

Quan trắc gió trên biển.

Vào thế kỷ 19, đô đốc Beaufor t giới thiệu mộ t thang cấp gió gọi là thangBôpho, ông chia sức gió ra làm 12 cấp, mỗi cấp biểu thị một khoảng tốc độ gió.Nguyên thủy của nó là đ ợc biểu thị bằng tác động của gió lên một ng ời lính và lêncánh buồm, còn ngày nay ng ời ta dựa trên cơ sở tình trạng biển Trên tàu điều kiệnquan trắc có những khó khăn về việc xác định tình tr ạng mặt biển và việc sử dụngthang Bôpho Bằng việc sử dụng đồng hồ đo gió (Anemometer) chúng ta có thể xác

định đợc tốc độ và h ớng gió t ơng đối Nh ng vì cần thiết phải xác định đ ợc các yếu tốcủa gió thật nên chúng ta cần qua một phép giải tam giác vecto đơn giản (hình 6.3).Hớng tàu đ ợc vẽ ng ợc lại, h ớng gió t ơng đối thì vẽ th eo h ớng bắc thật, sử dụng contàu nh một tâm điểm của tam giác vecto Độ dài của mỗi đ ờng phải tỉ lệ với tốc độcủa nó, cạnh thứ ba của tam giác cho ta h ớng và tố c độ của gió thực

Nếu gió thực bằng 0, h ớng tàu và tốc độ biểu thị của nó là giống với tốc độ vàhớng gió thực (chẳng hạn: gió t ơng đối – 00; h ớng tàu 090 ; tốc độ tàu 10nơ; H°F ớnggió thực là 270 và tốc độ gió thực là 10 nơ)°F

N

GIOÙ THệẽC

GIOÙ TAỉU

GIOÙ TệễNG ẹOÁI

Hỡnh 6.3: Tam giaực veực tụ gioự thửùc

Nếu gió tơng đối là h ớng mà tàu chạy tớ i, h ớng của gió thực chính là h ớng tàu

và tố c độ gió thực là giá trị chênh lệch giữa tốc độ tàu và tốc độ gió t ơng đối (chẳnghạn: gió t ơng đối 270 - 20nơ; h°F ớng tàu 270 – 10 nơ; thì gió thực là 270 – 10nơ).°F °F

Ngoài việc xác định h ớng và tố c độ gió bằng tam giác vecto thì trên tàu còn th ờng sử dụng đĩa đo gió hoặc sử dụng máy vi tính trong ch ơng trình Sailing (Sailingprogram), trong ch ơng trình này khi chúng ta nhập các dữ liệu nh tốc độ và h ớng tàu,tốc độ và h ớng gió t ơng đối ta sẽ có ngay giá trị của tốc độ và h ớng gió thực cũng nhcấp gió theo thang Bôpho

-Vị trí đặt thiết bị đo gió trên tàu là một việc khá khó khăn để làm sao đạt đ ợc

điều kiện là gió tự do thổi tớ i không bị cản trở bởi các ch ớng ngại Độ cao tiêu chuẩn

10 mét là hiếm khi thực hiện đ ợc, đặc biệt ở các tàu lớn, do đó quan tr ắc gió trên tàuphải chấp nhận một sai số đáng kể trên một số h ớng nhất định

Mối quan hệ giữa h ớng gió và tốc độ gió với các đ ờng đẳng áp

Sự thay đổi của giá trị khí áp trên một đơn vị khoảng cách tại góc vuông củacác đờng đẳng áp gọi là Gradient khí áp nằm ngang (hình 6.4) Gradient đ ợc gọi làdốc hay sâu (steep) khi các đ ờng đẳng áp sít nhau (giản cách của chúng là 4 hoặc5mb), và đ ợc gọi là lỏng hay yếu (slack) khi các đ ờng đẳng áp cách xa nhau L u ý làcả hai tên gọi đều đúng ở mức t ơng đối và không có giá trị tuyệt đối

Sự thay đổi khí áp đối với mộ t khoảng cách đã cho càng lớn thì gió càng mạnh

và các đ ờng đẳng áp càng sít nhau hơn Trên các vĩ độ trung bình tốc độ gió trên biển

có thể đợc rút ra từ công thức gần đúng là: Gradien t của 1mb trên 30 hảilý cho tốc độgió bề mặt khoảng 24 nơ Từ đó áp dụng cho bất kỳ mộ t gradien t nào:

Khi gradien t khí áp nằm ngang tồn tại th ì một lực đ ợc gọi là lực gradien t khí áptác động lên không khí làm cho nó dịch chuyển từ vùng có khí áp cao đến vùng có khí

áp thấp tại góc vuông đối với đ ờng đẳng áp (hình 6.5) Tuy nhiên, do nhiều lý do sự

di chuyển của không khí thự c tế quan sát đ ợc trên bề mặt là hiếm khi theo h ớng nhvậy

Lực làm lệch Coriolis hay còn gọi là lực quay (Geostraphic), nó đ ợc gọi nh thế

là vì nó liên quan đến sự quay của tr ái đất quanh trục Lực này làm cho các phần tửkhí khi chuyển động bị lệch h ớng sang bên phải ở bắc bán cầu và sang bên trái ở nambán cầu Lực này th ờng xuyên tác động tại góc vuông đối với đ ờng chuyển động củacác phần tử khí Về ph ơng diện toán học cũng cho thấy rằng trên một mặt phẳng nằmngang,với các trục toạ độ XY đ ợc sắp xếp về h ớng bắc (N) và đông (E) t ơng ứng, lựccoriolis trên mỗi đơn vị khối khí là 2ΩsinФv, ở đây Ω là vận tốc góc của trái đất, v làtốc độ của không khí Nh vậy ta thấy rằng tại xích đạo sinФ= 0 nên lực coriolis bằng

0

Ma sát bề mặt ảnh hửơng đến tốc độ gió, do tính chất của bề mặt nên tốc độ giótrên biển ít thay đổi hơn trên đất liền

Khí quyển tự do là khí quyển ở trên lớp ma sát (khoảng 600m trên mặt đất), tại

độ cao đó sự vận động của không khí đ ợc coi là không bị ảnh h ởng của lực ma sát bềmặt

101610201024(1) Steep – ẹaọm ủaởc (2) Slack – Loỷng

Hỡnh 6.4: Gradient khớ aựp naốm ngang

LOW

HIGH

996100010041008Gioự thoồi

Lửùc gradient khớ aựp

Khi các đ ờng đẳng áp là thẳng và song song với nhau và ở trong khí quyển tự

do th ì không khí sẽ chuyển động theo ph ơng nằm ngang do sự tác động của lựcgradient khí áp và lực Coriolis, gió này có tên gọi là gió địa chuyển (Geostraphicwind) (hình 6.6) H ớng của gió này là song song với các đ ờng đẳng áp và tố c độ của

nó là không đổi Gió địa chuyển đ ợc các nhà khí t ợng chuyên nghiệp sử dụng trong dựbáo thời tiết, nh ng vì nó không tồn tại trên bề mặt nên giá trị thực tế của nó có hạnchế đối với ng ời đi biển

Gió Gradient cũng là gió giả thiết trong khí quyển tự do, nó là sự dịch chuyểncủa không khí theo ph ơng nằm ngang nh ng đã bị uốn cong (làm lệch đi) do tác độngcủa gradient khí áp, lực coriolis và lực ly tâm (hình 6.7) Lực ly tâm tác động từ tâm

ra ngoài biên vòng quay của khối khí Giá trị của lực phụ thuộc trực tiếp vào tốc độgió gradient Nh vậy hớng của gió gradient tại mỗi bán cầu là nh sau:

Hệ thống khí áp Bắc bán cầu Nam bán cầu

Low (áp thấp) Ngợc chiều kim đồng hồ Cùng chiều kim đồng hồHigh (cao áp) Cùng chiều kim đồng hồ Ngợc chiều kim đồng hồ

Không khí dịch chuyển trên bề mặt trái đất bị ảnh h ởng của lực ma sát bề mặttrái đất nên không thể đạt đ ợc tốc độ nh theo lý thuyết và nó trực tiếp liên quan đếngradient khí áp nằm ngang Vì kết quả nh vậy mà lực cor iolis và lực ly tâm có giá trịnhỏ hơn lý thuyết và do đó không tồn tại gió ly tâm cũng nh gió gradien t Lựcgradient khí áp trở nên trội hơn, và kết quả là còn lại một thành phần lệch của các đ -ờng đẳng áp của không khí bề mặt thổi từ vùng có khí áp cao đến vùng có khí áp thấphơn Nh vậy gió bề mặt có góc thổi khoảng từ 10 đến 15 trên biển (hình 6.7).Trên°F °F

đất liền thì do lực ma sát ảnh h ởng lớn hơn nên góc lệch sẽ lớn hơn

29

1000100410081012

LOW

HIGH(1) Baộc baựn caàu

1000100410081012

LOW

HIGH(2) Nam baựn caàu

K yự hi eọu G ioự ủũ a chuyeồn Lửùc Gr adinent khớ aựp Lửùc Coõr ioõl is

Hỡnh 6.6: Gioự ủũa chuyeồn

L996

1000

1004

4

AHỡnh 6.7: Goực leọch cuỷa h ớng gió

Quy tắc Buys ballot s.’s.

Vào năm 1857, ông Buys ballot đã thiết lập một quy tắc nêu quan hệ giữa gió

và sự phân bố khí áp Quy tắc nêu lên rằng: nếu ng ời quan sát đứng quay l ng về hớnggió thổi tới thì vùng có khí áp thấp sẽ ở phía bên tay trái nếu ở bắc bán cầu và ở bêntay phải nếu ở nam bán cầu, Và nh vậy vùng khí áp cao sẽ ở bên tay phải nếu ở bắcbán cầu và ở bên tay trái nếu ở nam bán cầu (hình 6.8) D ới một điều kiện nhất địnhgiá tr ị góc lệch về bên phải hay bên trái của gió để h ớng tới tâm của vùng khí áp thấp

là rất quan trọng, đặc biệt khi xác định vị trí và sự dịch chuyển của một áp thấp nhiệt

đới hay bão

*Trong khu vực vĩ độ 5 chung quanh xích đạo không bị ảnh h ° chung quanh xích đạo không bị ảnh h ởng bởi sự quay của trái đất, tức là không tồn tạ i lực làm lệch Coriolis, gió thổi vuông góc với các đ ờng

đẳng áp, cho nên ở đây quy tắc Buys ballot s không áp dụng đ’s ợc.

Gío bề mặt (surface wind)

Mặc dầu gió địa chuyển không tồn tại trên bề mặt, nh ng ngời ta vẫn sử dụngkhái niệm đó để xác định gió bề mặt Các bản đồ khí t ợng Facsimile có thể có thanggió địa chuyển riêng liên quan đến mục đích và tỉ lệ của mỗi bản đồ Hình 6.9 là một

ví dụ của việc sử dụng th ang này trong việc xác định tốc độ gió bề mặt tại vĩ độ

48 5N Khoảng cách vuông góc giữa các đ°F ờng đẳng áp (AB) đã đ ợc tính toán và vẽlên thang Tốc độ gió địa chuyển là 12 nơ, đ ợc xác định bằng cách nội suy đ ợc trừ đi1/3 do lực ma sát, nh vậy tốc độ gió bề mặt là 8 nơ

(hình 6.9)

30

HIGH10241020Baộc baựn caàu

LOW9961000Nam baựn caàu

LOW9961000Baộc baựn caàu

HIGH10241020Nam baựn caàuHỡnh 6.8: Quy taộc Buys Ballot

Hình 6.9 Tốc độ gió bề mặtHớng gió đ ợc xác định bằng quy tắc Buys ballot’s.s và góc lệch của gió là từ 10°F

đến 15 , ở ví dụ trên hình vẽ với vùng khí áp thấp ở phía bắc và các đ°F ờng đẳng ápnằm gần theo h ớng WSW – ENE, thì gió sẽ thổi tới từ h ớng SW

Sự phân bố khí áp lý t ởng và sự tuần hoàn của gió trên một quả cầu đồng nhất.

Trong vùng nhiệt đới các tia nắng mặt trời gần nh chiếu xuống theo ph ơngthẳng đứng suốt cả năm, còn ở các vùng cực chúng gần nh theo phơng nằm ngang suốtnửa năm, lúc đó mặt trời nằm trên đ ờng chân trời Nh vậy sự hấp thụ nhiệt bề mặt rấtlớn ở vùng xích đạo và rất yếu ở vùng cực

Nếu chúng ta bắt đầu bằng một giả th iết rằng bề mặt trái đất là đồng nhất (ví

dụ tất cả là đại d ơng), kết quả của việc hấp thụ nhiệt không đều ở vùng cực và xích

đạo sẽ tạo nên mộ t dải áp th ấp bề mặt ở các vĩ độ chung quanh xích đạo và dải cao áp

ở các cực, ngoài ra còn có hai dải cao áp, mỗi dải ở một bán cầu ở vĩ độ khoảng 35 °FNguyên nhân là do tác động của sự quay của trái đất làm lệch h ớng chuyển động củacác phần tử khí sang bên phải đ ờng chuyển động của nó ở bắc bán cầu và sang trái ởnam bán cầu Nh vậy không khí thổi ra từ xích đạo ở lớp trên (phản tín phong –antitrad es) bị làm lệch h ớng về phía đông ở cả hai bán cầu cho đến khi nó chuyểndịch cân bằng và ổn định h ớng (thẳng h ớng đông) (xem hình vẽ 6.10) Sự “lấp đầy”này của không khí ở vĩ độ khoảng 35 là nguyên nhân gây ra hai dải cao áp nh°F đợccho thấy trên hình, giữa các vùng của các cao áp có các dải khí áp t ơng đối thấp.Trên hình vẽ cho thấy sự phân bố khí áp lý t ởng và gió bề mặt thổi trên một quả cầu

đồng nhất

Sự tuần hoàn của gió trên trái đất

Sự tuần hoàn của gió đ ợc mô tả ở tr ên bị biến dạng đi trên trái đất do có cácvùng đất cao và rộng lớn, có sự thay đổi lớn của nhiệt độ th eo mùa trên các lục địa,

đặc biệt là ở bắc bán cầu Trên các vĩ độ ở nam bán cầu thì do tổng diện tích lục địa

là rất nhỏ so với đại d ơng rộng lớn nên sự tuần hoàn của gío khá giống với điều kiện

lý tởng ở trên

Nói chung các vùng đất cao rộng lớn hấp thụ nhiệt cao trong những tháng mùa

hè và phát triển khí áp thấp ở bề mặt trung tâm trên khu vực ấm nhất và sự tuần hoàncủa gió là dạng xoáy thu ận (Cyclonic) Vào mùa đông thì ng ợc lại, mộ t trung tâm củacao áp đ ợc hình thành trong vùng lạnh và gió thổi theo dạng xoáy nghịch(anticyclone)

Gió thịnh hành trên các đại d ơng

Vùng áp thấp xích đạo: (Equatorial Trough) Đây là vùng có khí áp thấp với gradient

khí áp yếu nằm giữa tín phong đông bắc (NE) và tín phong đông nam (SE), nó có độrộng cực đại trên bờ đông của đại tây d ơng và th ái bình d ơng, những vùng gió nhẹhoặc lặng gió này còn đ ợc biết đến nh là đới lặng gió xích đạo (Doldrru m), chúng còn

đợc đặc tr ng thêm bởi m a đối l u rất mạnh và giông tố, thời tiết trong khu vực này th ờng đẹp, nó th ờng bị ảnh h ởng thời tiết xấu khi có Tín phong thổi tràn qua Đới lặnggió xích đạo của Đại tây d ơng tồn tại ở phía bắc của xích đạo trong tất cả các mùa.Vì là vùng hội tụ của tín phong ở hai bán cầu nên vùng này còn đ ợc gọi là vùng hội tụgiữa hai ch í tuyến (I.T.C.Z- Intertrop ical Convergence Zone) Cần l u ý vùng áp th ấpxích đạo này là nơi phát sinh các nhiễu loạn áp thấp, chúng di chuyển lên các vĩ độcao, phát tr iển và mạnh lên để trở thành các cơn bão nhiệt đới

-Tín phong (Trade wind): là những luồng không khí có nguồn gốc từ các xoáy nghịch

trên các vùng biển cận nhiệt đới của bắc và nam bán cầu thổi xuống vùng xích đạo,với hớng chủ yếu ở bắc bán cầu là đông bắc (NE) còn ở nam bán cầu là đông nam(SE) Tín phong đ ợc thấy tồn tại rõ rệt tr ên tất cả các đại d ơng trên thế giới, ngoại trừvùng phía bắc ấn độ d ơng và biển Trung hoa (China sea) vì ở những vùng này các giómùa chiếm u thế hơn Các vùng Tín phong th ờng di trú th eo mùa, vào mùa hè nó cóthể kéo dài đến 30 N (bắc bán cầu) và 30 S (ở nam bán cầu), còn mùa đông thì vào°F °Fkhoảng 25 N và 25 S t°F °F ơng ứng

Cờng độ tín phong trung bình khoảng cấp 3 đến cấp 4, tại mỗi bán cầu c ờng độgió tín phong đạt cực đại trong mù a xuân Tín phong đông nam (SE) th ờng có cờng độ

và tốc độ lớn hơn tín phong đông bắc, nó có thể đạt đến cấp 5 nh trên vùng biển nam

ấn độ dơng Các tín phong có xu h ớng yếu đi khi thổi đến gần xích đạo

Thời tiết trên các vùng có tín phong th ờng là đẹp, trời nhiều mây hoặc có một ítmây tích rải rác Trên các vùng phía đông của các đại d ơng đôi khi có mù biển xẩy ratrên các dòng hải l u lạnh hoặc mù bụi do gió thổi mang từ bờ ra M a lớn cũng th ờngxẩy ra tr ên các vùng gần xích đạo và vùng phía tây của các đại d ơng, đặc biệt trongmùa hè

Vùng gió biến đổi (Variables): đây là các vùng bao phủ bởi các xoáy nghịch đại d

-ơng, nó nằm giữa vùng Tín phong và dải gió Tây (Westerlies), ở đây tồn tại gió nhẹ

và sự biến đổi của gió không theo quy luật nhất định Vùng phía bắc từ vĩ độ 30 N°F

đến 40 N còn đ°F ợc gọi là vĩ độ ngựa, vì thời kỳ tr ớc đây khi các thuyền buồm chởngựa đi qua vùng này đã không tiếp tụ c hành trình đ ợc trong nhiều ngày vì không cógió để chạy, khi n ớc ngọt và cỏ hết họ đã phải ném ngựa xuống biển, từ đó có tên và

vĩ độ ngựa (Horse latitude) Thời tiết rong vùng này nói chung là đẹp với mộ t l ợngnhỏ mây và ít m a

Dải gió tây (Westerlies): đây là khu vực nằm về phía cực của các xoáy ngịch đại d

-ơng, ở đây h ớng gió tây chiếm u thế và tồn tại dai dẳng Không giống nh các tínphong, dải gió tây này tồn tại gần nh cố định Sự tồn tại và ngang qua liên tục của các

áp thấp từ phía tây sang phía đông cắt các vùng này gây ra sự biến đổi lớn của gió cả

về cờng độ và h ớng Gió mạnh trên cấp 8 (Gale) là gần nh th ờng xuyên đặc biệt trongmùa đông Thời tiết thay đổi liên tục, những ngày thời tiết đẹp là khá hiếm hoi ở vùngnày Gió với c ờng độ đạt đến sức gió bão th ờng xuyên ở phía nam của vĩ độ 40 S°F(nam bán cầu), nên vùng này còn đ ợc gọi là vùng bão bốn m ơi (Roaring forties) Trênbắc bán cầu mù th ờng xuất hiện ở phần phía tây của vùng này trong mùa hè

Gió mùa (Monsoon)

Các vùng đất cao, rộng lớn đ ợc hấp thụ nhiều nhiệt và trở nên nóng vào mùa hè,

và nh đã đợc giải th ích ở các phần tr ớc, khí áp trở nên thấp ở đất liền và cao ở trênbiển Vào mùa đông thì ng ợc lại, khí áp trên biển thấp hơn trên đất liền Kết quả làtạo nên sự tuần hoàn của gió có xu h ớng tồn tại dai dẳng trong suốt một mùa riêng rẽ

và đợc gọi là gió mùa (monsoon) Hầu hết các gió mùa xuất hiện ở phía nam và phía

đông của châu á, và xẩy ra ở mức thấp hơn ở Tây phi, châu Mỹ và châu úc Nói chunggió mùa của mùa hè mang theo nhiều hơi ẩm sau khi v ợt qua mộ t quãng đ ờng dài trênbiển, nó kèm th eo m a đối l u hoặc m a địa hình đổ xuống bờ biển Gió mùa của mùa

đông thì lạnh và khô với thời tiết đẹp là chủ yếu, trừ khi nó có hành trình dài trênbiển

Gió mùa ở ấn độ d ơng và biển Trung hoa.

Trong mùa hè ph ơng bắc gió tuần hoàn ng ợc chiều kim đồng hồ chung quanhmột trung tâm áp th ấp rộng lớn trên vùng Tây bắc ấn độ d ơng Gradient khí áp trải dài

từ bắc ấn độ d ơng xuống đến nam bán cầu, nó làm cho tín phong Đông-nam của nam

ấn độ d ơng cắt ngang qua xích đạo, và do ảnh h ởng của sự quay của trái đất nóchuyển h ớng Tây nam (SW) và đ ợc hòa trộn vào sự tuần hoàn của gió mùa Nh vậy ởbắc ấn độ d ơng và phần phía tây của bắc Thái bình d ơng các tín phong hoàn toànkhông xuất hiện trong suốt thời gian có gió mùa Tây-nam

Mùa gió mùa Tây-nam là từ tháng 6 đến tháng 9, ở ấn độ d ơng nó thổi rất mạnh

và có lúc đạt đến sức gió bão Suốt trong thời gian dài hành trình trên mặt biển ấm và

ẩm nó đã mang theo đ ợc một l ợng lớn hơi ẩm gây nên m a địa hình rất lớn trên bờ biểnhứng gió của ấn độ Các xoáy thu ận th ờng xẩy ra ở ấn độ d ơng và vịnh Bengal đặcbiệt vào lú c bắt đầu và thời gian cuối cùng của một đợt gió mùa Tây- nam

Trên biển Trung hoa, gió mùa của mùa hè ít mạnh hơn so với ấn độ d ơng Vàomùa này cũng ít m a và gió thì thổi theo h ớng nam và đông hơn là Tây-nam Các cơnbão hay xẩy ra đặc biệt vào khoảng tháng 10

Trong mùa đông ph ơng bắc một xoáy nghịch mạnh đ ợc hình thành trên vùngSiberia, từ đó có gió mùa Đông-bắc thổi từ tháng 10 đến th áng 3, nh ng với cờng độyếu hơn so với gió mùa Tây- nam của mùa hè Gió mùa Đông bắc bao trùm lênvùngbắc ấn độ d ơng và biển Trung hoa, nó có thể v ợt ngang qua xích đạo, rồi quay lại h -ớng Tây- bắc (NW) tiến đến úc nh là một cơn gió mùa Tây-bắc Trên vùng bắc ấn độ d -

ơng, gió mùa Đông – bắc th ì khô và th ờng mang đến thời tiết đẹp và trong sáng Dọctheo bờ biển Trung hoa và Đông d ơng gradient khí áp thì dốc và gió trở nên mạnh hơncác nơi khác Giữa tháng 1 và tháng 4, ở biển Trung hoa và dọc theo bờ biển namTrung hoa, những cơn gió mùa đông bắc có thể tồn tại dai dẳng đến hơn một tuần, sứcgió có thể đạt đến cấp 8 (gale) ở các vùng biển nh eo Đài loan, Luzon, bờ biển Viêtnam

Sự tuần hoàn của gió và sự tồn tại của nó đ ợc gọi tên là gió mùa nh nêu trên

đây cũng xẩy ra trên một số vùng khác của thế giớ i, mặc dù diện tích bị ảnh h ởng có

ít hơn, chẳng hạn vùng vịnh Guin ea, ở đây gió mùa Tây-nam tồn tại từ th áng 6 đếntháng 9

Gió địa phơng (Local wind)

1.Gió bờ và gió biển (Land and sea breezes ): Sự tuần hoàn của gió bờ và gió biển

xuất hiện rất rõ rệt ở các bờ biển nhiệt đới và cận nhiệt đới Những gió này cũng cóxuất hiện ở các bờ biển vùng ôn đới nh ng với cờng độ yếu hơn Nguyên nhân gây ranhững gió này là do sự chênh lệch nhiệt độ giữ a đất liền và khu vực biển kề cận Banngày mặt trờ i chiếu ánh nắng xuống bề mặt làm cho bề mặt đất nóng lên nhanh chóng,trong khi bề mặt biển hầu nh không thay đổi nhiệt độ (hoặc thay đổi rất ít, không

đáng kể), không khí tiếp xúc ngay trên bề mặt đất tăng nhiệt độ, nở ra và dâng lêncao, ngay lúc đó không khí mát hơn từ vùng biển kề cận thổi vào thay thế , cứ liên tục

nh vậy nó tạo thành một loại gió gọi là gió biển (sea breezes – hình 6.11) Ban đêm,

bề mặt đất nhanh chóng hạ nhiệt độ do sự bức xạ và trở nên mát hơn nhiệt độ củavùng biển kề cận, không khí mát hơn từ đất liền thổi ra biển thay thế cho không khítrên bề mặt biển đã nóng lên, giản nở và bốc lên cao, chu trình đó cứ tuần hoàn liêntục và tạo nên một loại gió từ bờ thổi ra biển đ ợc gọi là gió bờ (Land breezes – hình6.12)

Gió biển th ờng tồn tại từ khoảng tr ớc buổi tr a và đạt đến c ờng độ mạnh nhất (khoảngcấp 4, đôi lúc đến cấp 5 hoặc cấp 6) vào khoảng giữa chiều Chúng biến mất vào lúcmặt trời lặn Gió bờ th ì xuất hiện khoảng gần nửa đêm và biến mất ngay

33

MAậT BIEÅN Bễỉ BIEÅN

LOW

LOW HIGH

HIGH GIOÙ BIEÅN

sau khi mặt trờ i lên Gió bờ th ờng yếu và không rõ rệt bằng gió biển Các điều kiệnsau đây là phù hợp cho việc xuất hiện gió biển và gió bờ:

- Bầu trờ i trong sáng hoặc chỉ có một ít mây

- Lặng gió hoặc chỉ có một ít gió nhẹ

- Bờ biển có vùng sa mạc hay vùng đất cằn cỗi

- Có vùng đất cao ven bờ biển

Gió biển và gió bờ có thể làm ảnh h ởng đến c ờng độ và h ớng của một loại giómạnh nào đó đang thổ i trên vùng đó

Những ng ời đi biển cần hiểu rõ về gió bờ và gió biển Gió biển có th ể đạt đếntốc độ khá lớn, kết hợp với dòng chảy và thủy triều nó có th ể gây nên sự trôi dạt đốivới tàu bè và gây nên những nguy hiểm hàng hải Cần tham khảo thêm cuốn “Sailingdirection ” để nắm thêm chi tiết

2.Gió địa hình (Katabatic or downslope wind ): thờng vào những đêm trời trong

sáng, cờng độ bức xạ tăng lên, xẩy ra sự giảm nhiệt độ mạnh trên các vùng đất có bờdốc, không khí đậm đặc hơn và lạnh hơn sẽ thổi xuống theo triền dốc do tác động củatrọng lực của bản thân khối khí gây nên gió địa hình đ ợc biết đến với tên gọi

“Katabatic” hay “Downslope” (xem hình 6.13)

Trên các vùng núi cao, không khí lạnh có thể tồn tại với một khối l ợng lớn bêntrên bề mặt đất, chỉ cần một cơn gió nhẹ nó sẽ làm cho khối khí lạnh và nặng đó tr ợtxuống triền dốc núi xuống đến vùng đất thấp hơn hoặc xuống các thung lũng, nó cóthể tạo nên sức gió mạnh đôi khi đạt đến sức gió bão

Khi các vùng núi lại ở sát bờ biển thì gió Katabatic có th ể gây nguy hiểm chocác tàu thuyền nhỏ đang neo, các gió địa hình này th ờng không có sự dự báo tr ớc, đôikhi tạo nên những cơn gió giật (Squall) và nó có thể ảnh h ởng đến hàng chục hải lý vềphía biển Gió Katabatic th ờng xẩy ra trên các vùng biển nh Green land, Norway, biểnbắc Adriatic, phía đông của biển đen và nam cực

MAậT BIEÅN Bễỉ BIEÅN

Chơng VII: Sóng biển

Giới thiệu

Bất kỳ khi nào có gió thổi trên bề mặt n ớc thì lực ma sát và lực kéo của gió sẽtạo nên sóng Gió càng mạnh, thờ gian tác động càng lâu thì sóng càng lớn Trên các

đại dơng thì kích th ớc của sóng còn phụ thuộc vào độ sâu của vùng n ớc, vào thời gian

và khoảng cách tác động của gió Tất cả những điều xẩy ra này tạo điều kiện kháthu ận lợi cho ng ời đi biển có thể ớc tính đ ợc sức gió mà không cần đến sự hỗ trợ củacác thiết bị

Sóng trên biển đ ợc trực tiếp gây ra bởi gió và có ít nhiều sự lăn tăn nhìn thấy đ

-ợc thì đ-ợc gọi là sóng mặt biển (Sea waves) Với sức gió cấp 3 (7 đến 10 nơ) các đỉnhsóng bắt đầu vỡ ra, tạo ra bọt và các tia n ớc Còn khi sóng ở ngoài xa vùng sóng gây

ra bởi gió hoặc sóng do sự hỗn loạn cục bộ làm cho nó dịch chuyển đi một nơi khác,

bề mặt chúng không bị vỡ , không gây nên bọt và chúng có th ể đạt đến độ cao vàchiều dài lớn thì đ ợc gọi là sóng lừng (Swell waves) hay gọi đơn giản là lừng (Swell)

L = 5.1 x P 2

S = 3.1 x P

Độ cao H không có liên quan đặc biệt gì với độ dài, tốc độ hoặc chu kỳ, một trongnhững lý do là độ cao bị chi phối bởi độ dốc (H/L), nếu tỉ lệ này v ợt quá 1/13 thìsóng sẽ bị triệt tiêu

Sóng Trochoids

Mặc dù mỗ i cơn sóng đều có sự chuyển động về phía tr ớc nhng mỗi phần tử n ớctại bề mặt sóng lại chuyển động theo một quỹ đạo tròn nh là một Trochoids, với đ ờngkính ngang với độ cao sóng Kết quả là ở đỉnh sóng chuyển động của mỗi phần tử làtiến về phía tr ớc còn tại hõm sóng nó lại quay ng ợc trở lại t ơng ứng với chuyển độngcủa sóng D ới lớp bề mặt các phần tử n ớc có chuyển động t ơng tự, quỹ đạo của chúngnhỏ dần theo độ sâu, cho đến khi độ sâu bằng độ dài sóng th ì không còn có sự chuyển

động do sóng gây ra nữa

1

2 4 4

Độ cao sóng 2 3

Hõm sóng

-3 -Hình 7.1 Một cơn sóng đơn giảnTrên hình 7.1 cho thấy mặt cắt ngang của một cơn sóng đơn giản Mũi tên mang

số chỉ sự vận động của một phần tử n ớc hoặc một phao nổi tr ên mặt n ớc, qua đấy chothấy dạng phát triển của một cơn sóng Hình vẽ bên cho thấy cái phao biểu th ị mộtchuyển động tròn, nh ng thực tế nó không bị chuyển động ra xa khỏi vị trí trung bìnhcủa nó tại tâm của vòng tròn Chuyển động tròn giảm mạnh theo độ sâu

phía cuối gió, nh ng do sự hỗn loạn của gió cộng với các yếu tố khác mộ t chuỗi sóng

th ờng chứa đựng các con sóng có độ dài, chu kỳ và độ cao khác nhau, Kết quả là cómột sự trộn lẫn không theo quy lu ật mà trong đó chỉ có một ít con sóng có hình dạng

rõ rệt Ngoài ra sự hỗn độn tăng lên khi sóng mặt và sóng lừng cùng xuất hiện đồngthời, đôi khi cùng h ớng và nhiều lúc khác là tổng hợp của nhiều h ớng khác nhau.Trong những tr ờng hợp nh vậy rất khó để xác minh nó là sóng mặt hay sóng lừng, sựcộng hởng (đồng bộ) giữa chúng có thể gây ra một số cơn sóng rất lớn

Sóng nhóm

Gió tạo ra sóng vận động theo các nhóm, ở đây các sóng lớn là sự kết hợp củacác con sóng nhỏ liên tiếp Vấn đề này rất quan trọng trong việc điều khiển tàu trongthời tiết xấu Việc xử lý phải dựa trên chu kỳ lắc ngang và lắc dọc của tàu Khi chu

kỳ lắc ngang của tàu nhỏ hơn chu kỳ của sóng, tàu sẽ có xu h ớng làm cho boong tàuthăng bằng với bờ dốc của sóng, nh vậy nó có thể gây ra lắc dữ dội nh ng nớc tràn lênmặt boong ít Khi chu kỳ lắc ngang của tàu lớn hơn chu kỳ của sóng th ì tàu có xu h -ớng làm dìm boong của nó vào trong sang và n ớc dễ dàng tràn lên boong hơn

Một tình trạng nguy hiểm có thể xẩy ra với sóng ngang khi mà chu kỳ lắc ngang của tàu trùng với chu kỳ của sóng Sự cộng h ởng có thể gây nên kết quả lật tàu.

Đối với các tàu buôn cỡ lớn thì chu kỳ lắc ngang của tàu lớn hơn nhiều so vớichu kỳ dài nhất của một con sóng, còn đối với các thuy ền nhỏ có chu kỳ lắc ngangnhỏ hơn chu kỳ của sóng, cho nên cả hai tr ờng hợp hiếm khi sự cộng h ởng có thể xẩyra

Kích thớc của sóng : Một con sóng có chu kỳ 2 giây sẽ có độ dài khoảng 6m độ cao

khoảng 0.6m, nếu chu kỳ là 10 giây thì độ dài sẽ là 155m và độ cao khoảng 12m Tuynhiên một sóng lừng dài khi không có gió có thể có chu kỳ 15 giây và độ dài khoảng355m, nh ng độ cao chỉ khoảng 0,3m Độ cao sóng lớn nhất đ ợc ghi lại bởi báo cáothời tiết của các tàu trong vòng 20 năm qua là 21m, đây có thể là cơn sóng kết hợpgiữa sóng mặt và sóng lừng

Kích thớc của sóng phụ thuộc vào thòi gian tác động của gió Ban đầu nó cònngắn và dốc, nh ng nếu gió tiếp tục thổ i trên cùng một h ớng, nó sẽ trở nên dài hơn và

độ cao của nó tăng lên

Sóng biển trong vùng n ớc nông: Khi sóng biển đến vùng n ớc nông, bắt đầu tại độ

sâu bằng nửa chiều dài sóng, tốc độ và độ dài của nó giảm xuống mặc dù độ cao củachúng vẫn tồn tại nh cũ, nhng sóng sẽ tan vỡ khi độ sâu bằng khoảng 1,5 lần độ caocủa nó Khi tiến vào bờ biển gấp khúc sóng có khuynh h ớng đổi h ớng làm cho gờ phía

tr ớc của nó trở nên song song với bờ biển Điều quan trọng cần nhớ là ở các vùng cạn

và vùng lân cận nh ở biển bắc (North sea) , Baltic, mặc dầu kích th ớc của sóng khôngbằng kích th ớc của sóng đại d ơng nhng chúng th ờng dốc và ngắn nên khá nguy hiểm

Các sóng ổn định nh sóng bán nhật triều, sóng địa chấn (còn gọi là sóngTsunami ở bắc Thái bình d ơng) gây ra bởi động đất ngầm hoặc núi lửa ngầm, còn cócác sóng triểu “Tidal waves” dịch chuyển phía tr ớc hoặc sau các cơn bão nhiệt đới.Các sóng này có chu kỳ dài và th ờng không có các cảnh báo, tác động của chúng đôikhi rất tai hại, chúng chỉ dịu đi khi đi vào vùng n ớc nông

Các dòng triều: Một dòng triều chảy ng ợc với hớng gió sẽ làm cho sóng dồn lên và

đỉnh sóng vỡ ra, ở cuố i dòng triều có xu h ớng làm biển dịu đi Khi dòng triều chảymạnh có thể nguy hiểm vì nó làm cho sóng trở nên hỗn độn Những vùng nh vậy đợccho trên hải đồ và các h ớng dẫn chạy tàu Các sóng trong một luồng chảy th ờng đến

từ nhiều h ớng với rất ít sự cảnh báo Các dòng hải l u rất mạnh đ ợc thấy trong một sốdòng triều (ví dụ dòng Portland và dòng Aldern ey) có thể gây khó khăn cho việc điềukhiển các tàu có công suất bé

Sóng kỳ dị: Khi sóng lừng và sóng mặt di chuyển trên các h ớng khác nhau, đỉnh của

một số sóng có thể đến đồng thờ i tại một điểm Điều này có thể tạo nên một cơn sóng

có độ cao không bình th ờng Sự cộng h ởng theo cùng một ph ơng pháp của các hõm sẽtạo nên một hiện t ợng mà đ ợc mô tả nh một cái lỗ trên đại d ơng “Hole in the ocean”

Các cơn sóng rất dốc và rất nguy hiểm đôi khi đ ợc thấy cùng với gió ở ngoàikhơi bờ đông của Nam phi, phía nam của vịnh Durban, trong vùng lân cận của dònghải lu Aghulas và trong dòng chảy ng ợc gần bờ của nó Các sóng cuôn “Rollers”ngoài khơi St Helena là mộ t ví dụ khác của loại sóng kỳ dị

Khi các cơn sóng ở gần bờ biển, nó có thể gặp phải các dòng thuỷ triều ng ợc ớng và mạnh, hoặc chúng gặp các hệ thống sóng khác ng ợc chiều chúng có thể tạonên những cơn sóng bất th ờng (abnormal waves) Sóng bất th ờng có thể xẩy bất kỳ nơinào trên thế giới, khi nó có đủ các điều kiện để hình thành Sóng bất th ờng có thể gâynên những nguy hiểm đặc biệt cho tât cả các loại tàu, kể cả các tàu lớn vì nó có độ

h-cao bất th ờng (có thể đến 20m) và rất dữ dội Vì vậy khi hành trình gần nhũng khuvực có cảnh báo về sóng bất th ờng cần hết s c cẩn thận Các cảnh báo cho ở trong cácxuất bản phẩm: “Admiralty sailing direction” và “Ocean passage for the world”, cũng

nh ở một số hải đồ tỉ lệ lớn

Sóng bất th ờng xuất hiện ở bờ biển Đông-nam của Nam phi là một ví dụ điểnhình, ở đây do có dòng hải l u Agulhas ven bờ rất mạnh là điều kiện thu ận lơi cho việcxuất hiện sóng bất th ờng: vào năm 1968 tại bờ biển phía đông-nam của nam phi đãxuất hiện một cơn sóng bất th ờng làm chiếc tàu “World Glory” trọng tải 28300 grt bịgãy làm đôi và tất cả thuyền viên bị thiệt mạng

Sóng do núi lửa ngầm và động đất : trên một số vùng của đại d ơng có sự hoạt động

của những núi lửa ngầm và động đất Những hoạt động này của đại d ơng đã gây nênnhững cơn sóng rất lớn, gây tổn thất nặng nề cho các tàu bè khi hành trình gần cáckhu vực đó Ví dụ vào năm 1969, một tr ận động đất ngầm xẩy ra với trung tâm cáchCabo de são Vicente của Bỉ khoảng 115 hải lý về phía tây- tây-nam đã gây thiệt hại

đáng kể cho các tàu hoạt động gần đó, đặc biệt chiếc tàu dầu Ida Knudssen(32000grt) ở cách trung tâm động đất 15 hải lý đã bị đánh đắm, tổn thất toàn bộ.Hoặc vào tháng 9 năm 1952 một đợt núi lửa ngầm đột nhiên hoạt động ở vùng biểnNampo Shoto của Nhật bản đã gây ra nhiều thiệt hại , trong đó có chiếc tàu quan trắccủa Nhật đã bị đắm khi đến khảo sát

Sóng thần – Tsunamis: tên gọi này có nguồn gốc từ Nhật bản có nghĩa là sóng bếncảng “Harbour wave”, nh ng do mức độ dữ dội của nó mà chúng ta th ờng gọi là sóngthần Nó có nguyên nhân do động đất ngầm, nh ng cũng có thể do núi lửa phun ngầmhoặc sự lở đất ở bờ biển Trên biển sóng này khó có thể xác định đ ợc vì nó có độ dài

đến hàng trăm hải lý, trong khi độ cao thì nhỏ hơn 1 mét và tốc độ di chuyển thìkhủng khiếp có thể đạt từ 300 đến 500 hải lý /giờ (nơ) Khi vào đến vùng n ớc nôngven bờ nó trở nên ngắn và độ cao rất lớn , có thể đạt đến 20 mét nh đã đợc ghi nhận

Đặc biệt ở những vùng bờ biển có hình chữ V sẽ tạo điều kiện thu ận lợi cho sóng thầntăng c ờng mức dữ dội của nó Những đợt sóng đầu tiên vào bờ hiếm khi có độ cao lớn,

mà nó th ờng theo nhóm với đỉnh sóng nhọn, sau đó mất dần cho đến 10 đến 40 phútsau một đợt sóng mới lại xuất hiện Đôi lúc những đợt sóng cảnh báo đầu tiên tạo nêncác hõm sóng làm cho mực n ớc khu vực ảnh h ởng bị hạ thấp xuống bất th ờng Nhữngngời đi biển cần quan tâm đến các dấu hiệu đầu tiên này, và khi nhận định có thể cómột đợt sóng thần “Tsunamis” đang đến, nếu tàu đang neo đậu gần bờ hay trong cảngthì ngay lập tức phải cho tàu chạy h ớng ra phía biển, cách xa bờ với khoảng cách phùhợp và ở khu vực có độ sâu lớn Sóng thần có th ể di chuyển trên mộ t quãng đ ờng rấtlớn trên đại d ơng, ví dụ đợt sóng thần xẩy ra vừa qua (cuối năm 2004), mặc dù trungtâm của nó là ở Indonesia nh ng nó đã ảnh h ởng đến tận ấn độ và bờ đông của châuPhi, gây thiệt hại vô cùng to lớn về ng ời và của trên cả hai lụ c địa

Giá trị thực tiễn của các yếu tố sóng : Thông tin về tình hình sóng trên đại d ơng là

cần thiết cho các mục đích sau:

1.Hỗ trợ cho việc chuẩn bị và phát hành thông tin về chạy tàu th eo thời tiết cho cáctàu

2.Để nghiên cứu cách xử lý của các tàu trên biển và lựa chon tàu phù hợp

3.Để thiết kế và định h ớng các cảng biển và các đập chắn sóng và th iết kế các dànkhoan trên biển

4.Để hỗ trợ cho việc dự báo tình trạng sóng ở các vùng bờ biển (chẳng hạn các khuneo trong)

5.Để phục vụ cho công tác nghiên cứu khí t ợng và hải d ơng học

Quan trắc sóng biển: Trong nhật ký boong ở trên tàu th ờng có tập quán ghi chép và

mô tả tình trạng sóng biển, chẳng hạn sóng nhỏ hay biển êm (slight sea), sóng lừngmạnh (heavy swell – long swell)… cộng với sự hiểu biết về nhiệt độ n ơng tự cách diễn đạt thông th ờng theo tập quán ttrong các thông báo thời tiết cho tàu biển để mô tả thực tế và dự báo sóng Một ph -

ơng pháp chính xác hơn của việc mô tả sóng của các tàu đ ợc lựa chọn (selected ship)

là dùng các báo cáo thời tiết đã đ ợc mã hoá truyền đi bằng radio đến các trạm khí t ợng để báo cáo tình trạng sóng thực tế Các quan trắc nh vậy quả là khó khăn để có đ -

-ợc độ chính xác cao đối với các tàu có buồng lái cao và tốc độ lớn, nh ng các sĩ quankhí tợng của cảng sẽ cho ng ời quan trắc tự nguyện các h ớng dẫn và họ sẽ dần thànhthạo trong qúa trình thực hành Các bản đồ thời tiết “Synoptic” đ ợc phát cho các tàubằng Facsimile có kèm theo dự báo sóng, nó cho độ cao tính bằng mét nh ng ít khi cócả chu kỳ

Các bảng sau đây cho sự miêu tả độ cao gần đúng t ơng ứng của sóng mặt vàsóng lừng đã đ ợc sự chấp thu ận của tổ chức khí t ợng hàng hải thế giới (WMO) để sửdụng trên toàn thế giới

2 – 4

greater than 4

0less than 6

6 – 12

greater than 12

Chơng VIiI: Mô hình đẳng áp

Trong 7 mô hình đẳng áp đặc tr ng thì chỉ có 2 loại của hệ thống thời tiết cơ bản

là áp thấp (xoáy thuận) và cao áp (xoáy nghịch) số còn lại thì hoặc là phần kéo dàicủa một loại trong số đó hoặc là vùng trung lập giữa chúng Bảy dạng mô hình đẳng

áp đặc biệt là:

- áp thấp hay xoáy thuận – Depression

- áp cao hay xoáy nghịch – Anticyclone

- áp thấp thứ cấp – secondary depression

- Rãnh khí áp – Trough

- Nêm khí áp – Wedge or Ridge

- Yên khí áp – Col

- Các đ ờng đẳng áp thẳng – Straight isobars

áp thấp – depression hoặc low depression hoặc low

áp thấp là một khu vực có khí áp thấp đ ợc bao bọc chung quanh bởi một vùng

có khí áp t ơng đối cao hơn Các đ ờng đẳng áp t ơng đối tròn hoặc hình ôvan, và theoquy tắc Buy ballot’s.s thì gió thổ theo h ớng ngợc chiều kim đồng hồ quanh tâm áp thấp

ở bắc bán cầu và cùng chiều kim đồng hồ ở nam bán cầu

Các áp thấp có c ờng độ thay đổi rất lớn và th ờng đi kèm với nó là thời tiết xấu– Có nhiều mây và m a lớn với gió mạnh đôi khi đạt đến sức gió bão, đặc biệt ở khuvực gần tâm áp thấp, mứ c độ khắc nghiệt của thời tiết ở đây bị ch i phối chủ yếu bởi

độ dốc của gradien t khí áp và độ ẩm của không khí bề mặt, tuy nhiên nó cũng còn cácyếu tố khác nữa tác động

Mặc dù đã có các dự báo thời tiết chính thức nh ng điều quan trọng đối vớinhững ng ời đi biển là phải có khả năng nhận ra các dấu hiệu báo tr ớc sự xấu đi của

thời tiết, sự dịch chuyển của sóng, gió, khuynh h ớng khí áp, nhiệt độ, độ ẩm… cộng với sự hiểu biết về nhiệt độ ntừ đó

có thể dự tính đ ợc sự đến gần, ngang qua hay sự tàn lụi của mộ t áp thấp Sự an toàncủa con tàu hoàn toàn phụ thuộc vào những kiến thức của bản thân những ng ời điềukhiển tàu trong những tr ờng hợp nh vậy

Tên gọi “Depression” đ ợc áp dụng phổ biến để gọi các xoáy thu ận trên các vĩ

độ nằm ngoài khu vực nhiệt đới, nh ng nó cũng có thể đ ợc dùng để mô tả một xoáythu ận nhiệt đới yếu

Khi một áp thấp phát triển, gradient khí áp trở nên dốc hơn và gió mạnh hơn,trên bản đồ thời tiêt thu đ ợc cho thấy các đ ờng đẳng áp sít nhau hơn, áp thấp đ ợc gọi

là mạnh, là đậm hay sâu (deepen) khi các đ ờng đẳng áp sít nhau Một áp thấp đangsuy yếu hay tàn lụi thì các đ ờng đẳng áp cách xa nhau (weakening hay filling up)

Các áp thấp (depression) có xu h ớng di chuyển thẳng đến các khu vực có khí ápthấp (low) hoặc các khu vực có khí áp đang suy giảm và h ớng vòng quanh các vùng cókhí áp cao ở các vĩ độ trung bình các áp th ấp th ờng di chuyển theo h ớng đông, không

có một tốc độ bình th ờng đối với sự di chuyển này Khi áp thấp mới hình thành và bắt

đầu phát triển thì nó di chuyển rất nhanh, có thể đạt tốc độ 30 đến 60 nơ, còn khi nó

đã trở nên đậm đặc và phát triển ra diện rộng thì tốc độ di chuyển trở nên rất chậmchạp, đặc biệt khi nó đang suy tàn thì có lúc gần nh đứng yên

Fronts

Các áp thấp th ờng có nguồn gốc từ một front, nó là vùng tiếp giáp giữa hai khốikhí có đặc tính trái ng ợc nhau Trên các vĩ độ trung bình th ờng là do khối không khícực tràn xuống gặp khối không khí ấm của vùng cận nhiệt đới dịch chuyển ng ợc lên,tại vùng tiếp giáp của hai khối khí có một ít sự pha trộn hỗn loạn, ở đây không khí ấmxâm nhập vào khối không khí lạnh và ng ợc lại, không khí ấm dâng lên phía trênkhông khí lạnh hơn

Tiến trình đ ợc mô tả tr ên hình vẽ, sự pha trộn cho thấy nh là một sóng trênvùng front tiếp giáp và nó dịch chuyển về h ớng đông dọc theo front và c ờng độ tănglên Khí áp hạ xuống quanh vùng lân cận của đỉnh sóng và mộ t áp thấp bắt đầu pháttriển

Có thể thấy rằng vì h ớng gờ của sóng front BC di chuyển về h ớng đông trên ng

-ời quan sát, không khí đi qua anh ta sẽ thay đổi từ mát (cool) sang ấm hơn (warmer),

đó là một front ấm (Warm front) Khi s ờn phía sau của cùng sóng đó AB tiến đến ng ờiquan sát, không khí đi qua anh ta sẽ thay đổi từ ấm sang mát hơn, đó là một frontlạnh (cold front)

Front ấm (Warm front): Khi không khí trong dải quạt ấm của một áp thấp gặp

không khí lạnh và đậm đặc hơn trên vùng tiếp giáp front, không khí ấm sẽ tràn lêntrên nó; Mây sẽ bao phủ gần hết bầu trờ i với m a trên diện rộng là kết quả của việcdâng lên của không khí ấm Đ ờng dốc của front là không liên tụ c làm cho không khí

ấm dâng lên trên khí quyển tầng cao có thể cách xa bề mặt front đến hàng 500 hải lý

và mây ti với độ cao khoảng 25000 đến 30000 feet xuất hiện, đây cũng là dấu hiệubáo trớc sự xuât hiện của hệ thống áp thấp

Front lạnh (Cold front): Không khí lạnh phía sau front chiếm chỗ không khí ấm

trong dải quạt ấm và trở nên không khí ấm ít đậm đặc hơn rồi dâng lên, nó tạo nênmây tích và vũ tích, gây ra gió giật (squall) và m a rào, tuy nhiên ảnh h ởng của thờitiết do front lạnh gây ra không ở diện rộng nh trong front ấm

áp thấp thứ cấp – Secondary depression

áp thấp thứ cấp là một áp thấp đ ợc hình thành trong khu vực của một áp th ấp chínhkhác Khi áp thấp chính gần tàn thì áp thấp thứ cấp phát triển và dầy đặc cho đến tậnkhi nó hoàn toàn đ ợc hút theo vết của áp thấp chính và nó trở thành áp thấp chính.Một áp thấp thứ cấp có thể có một gradient khí áp gần trung tâm dốc hơn của áp th ấpchính L u ý rằng các áp thấp thứ cấp th ờng phát tr iển thành các hệ thống mạnh hơnnhiều so với các áp thấp ch ính của nó

Rãnh áp thấp – Trough

Rãnh áp thấp đ ợc nhận ra trên bản đồ thời tiết bởi hệ thống của các đ ờng đẳng áp có

độ cong lớn mà lòng chảo h ớng về phía áp thấp, chạy dọc theo một đ ờng gọi là đ ờngrãnh (Trough line) trong một áp thấp

Một rãnh đ ợc gọi là sâu hay nông tuỳ thuộ c vào các đ ờng đẳng áp cong nhiều haycong ít t ơng ứng Thời tiết đi kèm với rãnh áp thấp th ờng cho mây và m a

Xoáy nghịch – depression hoặc low cao áp

Xoáy nghịch là một vùng có khí áp cao đ ợc bao bọc chung quanh bởi vùng cókhí áp tơng đối thấp hơn Các đ ờng đẳng áp t ơng đối tròn hoặc có dạng hình ôvan.Trên bắc bán cầu gió trong xoáy nghịch tuần hoàn theo chiều kim đồng hồ, còn ở nambán cầu thì ng ợc lại

Trong một xoáy nghịch gradient thì yếu, gió nhẹ ở gần trung tâm, thời tiết th ờng yên tĩnh, khô và lắng dịu ổn định Th ờng có gió Breezes ở các khu vực bờ biển,

-đặc biệt vào những tháng nóng nhất trong năm

Vào mùa hè thờ i tiết trong xoáy nghịch nói chung là khô, trời quang đãng, ítmây, nhiều nắng và ấm, còn ở những khu vực nằm ngoài hệ thống xoáy nghịch th ì th -ờng có mây và m a

Vào mùa đông thì bầu trời th ờng bị bao phủ bởi mây tầng, trời lạnh hoặc s ơnggiá có thể tồn tại dai dẳng trong một số ngày

Các hệ thống cao áp th ờng di chuyển chậm hơn so với các hệ thống khác, nó cóthể tồn tại tĩnh trong một thời gian khá dài Một cao áp hay xoáy nghịch đ ợc gọi làtăng c ờng “Intensity” khi khí áp trong hệ thống đ ợc tăng lên, ng ợc lại khi khí áptrong hệ thống giảm thì gọi là tàn lụ i “decline”

Nêm cao áp – Ridge hoặc wedge.

Dạng nêm là sự kéo dài của một xoáy nghịch giữa hai khu vực của áp thấp nằm xen

kẽ Các đ ờng đẳng áp mang độ cong lớn nhất dọc theo trục của nêm Thời tiết trongnêm cao áp th ờng đẹp, gió nhẹ dọc theo phần trung tâm

Yên khí áp – Col

Là một vùng khí áp không rõ ràng nằm giữa hai cao áp và hai áp thấp bố trí xen kẽ.Thời tiết trong yên th ờng có gió nhẹ biến đổi, mùa hè hay có sấm, mùa đông hay có

mù hoặc s ơng

Các đờng đẳng áp thẳng – Straight isobars

Một sự phân bố khí áp mà trong đó các đ ờng đẳng áp chạy t ơng đối thẳng vàsong song với nhau cắt ngang qua một khu vực rộng lớn, nó th ờng là phần nằm ngoài

xa của một áp thấp lớn hoặc một xoáy nghịch Không có loại thời tiết đặc biệt nào kếthợp với các đ ờng đẳng áp thẳng, nên việc dự tính thời tiết phải dựa vào các loại khốikhí và quá trình tiến triển của nó trong khu vực đó