Khí Tượng - Thuỷ Văn Hàng Hải K.S Nguyễn Sỹ Kiêm

nên nhiệt xuống được các lớp nước sâu hơn; điều đó làm cho nhiệt lượng thu được ban ngày của các lớp nước tầng mặt không giữ lại được lâu và không hun nóng lên nhanh như trong đất liền..

LỜI NÓI ĐẦU

Cuốn Giao trình khí tượng thuỷ văn hàng hải xem xét đến các quá

trình vật lý và các hiện tượng xảy ra trong khí quyển và Đại dương

thế giới

Cuốn sách này trình bày các nguyến tắc tổ chức và phương pháp

bảo đảm hàng hải về khí tượng, đưa ra các hướng dẫn về quan sát

thời tiết và mặt biển

Nội dung của giáo trình chủ yếu dành cho sinh viên chuyên ngành

điều khiển tàu biển, đồng thời có thể bổ ích cho đối với giáo viên

giảng dạy môn học này, các sỹ quan boong và những ai quan tâm

đến hàng hải và khí tượng – thuỷ văn mà hiện đang công tác trên

các tàu vận tải, tàu đánh cá và tàu hải quân

Vì vậy đối với người điều khiển tàu biển phải biết được các điều kiện khí tượng - thuỷ văn nơi tàu mình đang hoạt động và sắp đi tới, để có thể tránh mọi nguy hiểm cho tàu, bảo đảm an toàn và mang lại hiệu quả kinh tế cao nhất

2 ĐỐI TƯỢNG VÀ NHIỆM VỤ CỦA “KHÍ TƯỢNG - THUỶ VĂN HÀNG HẢI”

Giáo trình này bày khoa học cơ sở của khí tượng và hải dương học Trong từng phần có đề cập đến ảnh hưởng của các yếu tố khí tượng - thuỷ văn đối với tàu biển

Khí tượng học - khoa học về khí quyển trái đất nghiên cứu các quá trình vật lý và

những hiện tượng xảy ra trong đó

Hải dương học - khoa học về các đại dương và biển, nghiên cứu các quá trình lý

hoá và các hiện tượng xảy ra trong đó

Các quá trình và các hiện tượng khí quyển có ảnh hưởng mạnh chủ yếu nằm ở lớp khí quyển sát đất và sát mặt biển Giữa khí quyển với bề mặt đất, mặt nước luôn xảy ra các quá trình trao đổi nhiệt Nm và sự tương tác động lực giữa các khối khí với nước đại dương và biển

Trong phần thứ nhất của giáo trình này (phần khí tượng học) cũng được đưa vào một cách ngắn gọn những kiến thức của khí tượng học Si-nốp

Khí tượng học Si-nốp hay khoa học dự đoán thời tiết là khoa học nghiên cứu các

quá trình khí quyển và các nguyên nhân thay đổi thời tiết với mục đích dự báo nó

Phương pháp chính để nghiên cứu khí tượng học, hải dương học và dự báo thời tiết là quan sát và phân tích số liệu quan trắc được Để đạt mục đích đó người ta thành lập nhiều trạm khí tượng- thuỷ văn cả trên đất liền, trên hải đảo, cả trên các phao nổi và trên các tàu biển di động N goài ra, ở các trạm khí tượng, các viện nghiên cứu và các trung tâm dự báo thời tiết tiến hành xử lý các số liệu quan trắc được, thường xuyên xem xét sự thay đổi của thời tiết và thành lập các dự báo thời tiết, dự báo tình trạng mặt biển (đại dương)

Yêu cầu của “Khí tượng – thuỷ văn hàng hải” là trang bị những kiến thức cần thiết cho sỹ quan boong:

1 N ắm được những quá trình và các hiện tượng xảy ra trong khí quyển, trên mặt biển và đại dương

2 Đánh giá đúng ảnh hưởng của các điều kiện thời tiết và thuỷ văn đến các loại tàu biển

3 Tiến hành quan trắc các yếu tố khí tượng – thuỷ văn trên tàu, mã hoá các số liêuk đó và chuyển cho các trung tâm thời tiết

4 Sử dụng trong thực tiễn hàng hải các bản đồ thời tiết facsimile, các dự báo bão,

dự báo thời tiết, mà tàu thu được từ các trung tâm dự báo của nhiều nước khác nhau

5 Thống kê được những dấu hiệu thời tiết địa phương (quan sát được từ trên tàu)

để làm chính xác thêm các thông tin dự báo thời tiết chính thức đã thu được

6 Đánh giá một cách thông thạo những hướng dẫn về việc chọn đường đi tối ưu trong sự phụ thuộc vào các điều kiện khí tượng – thuỷ văn

Trong phần thứ 3 (phần cuối cùng) của giáo trình là các phụ lục Ở đó trích dẫn một phần của “Bảng tra Nm độ”, các ví dụ đơn giản xác định các đại lượng đặc trưng cho

độ Nm, các ảnh mây và những ký hiệu quy ước về mây và các hiện tượng trên bản đồ thời tiết…

CÂU HỎI ÔN TẬP BÀI MỞ ĐẦU

1 Cho biết vai trò và vị trí của môn “Khí tượng – thuỷ văn hàng hải ” đối với ngành hàng hải?

2 Cho biết đối tượng nghiên cứu và những nhiệm vụ cơ bản của “Khí tượng – thuỷ văn hàng hải ”?

Phần thứ nhất KHÍ TƯỢNG HỌC

Chương I KHÍ QUYỂN TRÁI ĐẤT

§ 1.1 THÀN H PHẦN KHÍ QUYỂN TRÁI ĐẤT

1.1.1 Thành phần khí quyển gần mặt đất

Khí quyển tạo thành từ hỗn hợp của nhiều chất khí khác nhau, trong đó (theo thể tích) bao gồm: nitơ (chiếm 78,09%), ôxy (20,95%) và ocgon (0,93%) Còn lại một lượng không đáng kể (tổng cộng là 0,03%) là khí cac-bô-nic, nê-ôn, he-li, me-tan, hiđrô, ôzôn v.v…trong không khí bao giờ cũng có hơi nước và các tạp chất lơ lửng khác Không khí không chứa hơi nước và các tạp chất cơ học gọi là không khí sạch và khô Khối lượng phân tử tương đối của không khí khô bằng 20.97; gần bằng khối lượng phân tử tương đối của ni-tơ (28.02)

Các nghiên cứu nhờ bóng thám không và tên lửa xác định rằng thành phần hoá học của không khí đến độ cao 90 – 100km giữ ổn định Đồng thời khối lượng phân tử của không khí cũng gần như không thay đổi trong lớp khí đó, vì thế lớp khí này được gọi là

khí đồng nhất Sự ổn định của thành phần khí quyển trong lớp khí đồng nhất được giải

thích nhờ sự trao đổi thẳng đứng và nằm ngang của không khí ở trong lớp đó

Hơi nước đi vào khí quyển do sự bốc hơi từ bề mặt nước, mật đất Nm, lớp phủ

thực vật v.v… Lượng hơi nước giảm rất nhanh khi độ cao tăng lên Sự tồn tại của hơi nước phần nào làm thay đổi thành phần (theo thể tích ) của không khí Hơi nước đóng vai trò quan trọng trong khí quyển Do sự ngưng kết và đóng băng tạo ra các dạng mây, mưa,tuyết,sương mù… làm giảm tầm nhìn xa N goài ra hơi nước còn có tính chất hấp thụ bức xạ sóng dài cùa trái đất nên ảnh hưởng rõ rệt đến nhiệt đọ của khí quyển

Khí các - bô – nít đi vào khí quyển từ các đám cháy, từ sự mục nát, sinh hoá của sinh vật, từ sự thở ra của động vật… Lượng khí các - bô – nít thay đổi phụ thuộc vào đièu kiện địa phương, thời gian trong ngày và mùa trong năm Khi lượng khí các - bô – nít tăng dẫn đến sự tăng lên của nhiệt độ không khí gàn mặt đất

Khí ô-zôn tạo thành từ ba nguyên tử ôxy Ở tầng thấp của khí quyển khí ô-zôn tạo

ra từ các loại chớp giông Ở các tầng cao của khí quyển, khí ô-zôn sinh ra trong kết quả của sự tương tác tia tử ngoại mặt trời với ôxy Vai trò chính và rất quan trọng của khí ôzôn với cuộc sống trên trái đất là khả năng hấp thụ bức xạ tử ngoại mặt trời Khí ôzôn có thể hấp thụ 4% năng lượng tia của mặt trời, làm tăng nhiệt độ không khí ở độ cao từ 20-

50 km

1.1.2 Thành phần khí quyển trên cao

Từ độ cao 90-100 km trở lên thì thành phần khí quyển thay đổi mạnh Trên 100

km quan sát thấy có ôxy đơn nguyên tử, còn trên 300 km thì một phần ni-tơ bị phân rã Ở

độ cao trên 1000 km khí quyển tạo thành chủ yếu từ khí hê-li và khí hyđrô Các quan sát của trạm tự động cho biết ở độ cao trên 2000 km còn tồn tại dấu hiệu của khí quyển trái đất

§1.2 CẤU TRÚC KHÍ QUYỂN

1.2.1 Độ cao và khối lượng khí quyển

Dưới tác dụng của lực hút của trái đất, mật độ không khí lớn nhất ở lớp gần mặt đất Theo chiều tăng của độ cao, mật độ giảm xuống (khoảng cách giữa các phần tử tăng lên) Dần dần mật độ không khí tiến gần đến mật độ của không gian vũ trụ (ở độ cao trên

2000 km)

N gày nay, người ta tạm thời công nhận giới hạn vật lý trên cùng của khí quyển trái đất nằm ở độ cao 2000 km

Khối lượng tổng cộng của khí quyển bằng 5,16×10²¹ g gần 50% khối lượng ở trong bề dày cách mặt đất 5 km, 75% nằm trong lớp dày đến 10 km và 90% đến 16 km

1.2.2 Sự phân chia khí quyển thành các tầng

Đặc điểm chính của tầng bình lưu là sự ổn định nhiệt độ theo độ cao ở phần dưới

và sự gia tăng lên theo độ cao bắt đầu từ km thứ 25 cho đến tận giới hạn trên Ở giới hạn trên của tầng bình lưu nhiệt độ tăng đến 0º, và cũng có thể đạt cực đại đến +10º thậm chí +30º Điều đó được giải thích bởi tính hấp thụ lớn của ôzôn mà khối lượng lớn của nó nằm ở lớp này Tong tầng bình lưu hơi nước rất hiếm và hầu như không có mây

Tầng trung gian: Lớp chuyển tiếp giữa tầng bình lưu và tầng trung gian gọi là lớp

bình lưu hạn Trong tầng trung gian nhiệt độ hạ theo độ cao Tại giới hạn trên của tầng này nhiệt độ xuống tới âm 70º, âm 80º Tầng trung gian có dặc trưng là sự nhiễu loạn mạnh và xáo trộn theo chiều thẳng đứng, mật độ không khí ở đây không đáng kể Tại giới hạn trên của tầng này áp suất không khí khoảng 200 lần, nhỏ hơn áp suất trên mặt đất Tốc độ gió đạt tới vài trăm km trong một giờ Trên độ cao chừng 82-85 km, thỉnh thoảng quan sát thấy loại mây ánh bạc được tạo thành từ các tinh thể băng nhỏ xíu

Tầng nhiệt: Đặc trưng của tầng này là sự tăng lên của nhiệt độ theo độ cao, có liên

quan tới sự hấp thụ năng lượng mặt trời bởi các nguyên tử ôxy Theo tính toán, tại giới hạn trên (khoảng 800 km), nhiệt độ có thể đạt tới 750-1500º Dĩ nhiên, nhiệt độ này không thể đo được Khí quyển tầng nhiệt vô cùng loãng

Tầng khí quyển ngoài: nhiệt độ của không khí ở tầng này còn có thể đạt giá trị cao hơn ở tầng nhiệt Chuyển động của các chất khí nhẹ như hyđrô và hêli với tốc độ rất lớn,

có thể đạt tới 11,2 km/s và có thể thắng lực hấp dẫn của trái đất đi vào không gian giữa các hành tinh

N goài cách phân chia khí quyển thành năm tầng theo trạng thái nhiệt trên đây, người ta còn phân chia theo tính chất điện Theo cách này tầng nhiệt được gọi là tầng điện ly Trong phần lớn độ dày của tầng điện ly (từ 60-80 km đến 800-1000 km) có mật

độ lớn của các I-ôn nguyên tử và phân tử của các chất khí khác nhau

Tầng điện ly lại được chia thành ba lớp theo mức độ ảnh hưởng của chúng đến sự truyền sóng vô tuyến Đó là lớp D (ở độ cao 60-80 km); lớp E (100-120 km) và lớp F (ở

độ cao 200-400 km)

Trong tầng điện ly thường quan sát thấy hiện tượng cực quang và sự hửng sáng của phông trời đêm

CÂU HỎI ÔN TẬP CHƯƠNG I

1 Cho biết các thành phần khí quyển gần mặt đất? N êu lên tầm quan trọng của hơi nước, khí các-bô-nic và ôzôn?

2 Cho biết sự phân bố khí quyển theo độ cao? N êu những đặc điểm nổi bật của các tầng khí quyển?

Chương II

HIỆN TƯỢNG NHIỆT TRONG KHÍ QUYỂN

§ 2.1 TRẠN G THÁI N HIỆT CỦA KHÍ QUYỂN

Nguồn gốc của nhiệt

N guồn gốc chính của năng lượng của hầu hết tất cả các quá trình và các hiện tượng trong khí quyển là nhiệt mặt trời đi tới khí quyển và bề mặt đất dưới dạng năng lượng tia

N ăng lượng mặt trời làm chuyển động các khối khí và các dòng chảy biển, bảo

đảm sự tuần hoàn của nước trong tự nhiên, hun nóng bề mặt đất N hiệt từ mặt đất dần dần

truyền xuống dưới sâu và tạo ra nhiệt lượng dự trữ ở đó, chúng rất cần cho mọi cơ thể

sống Ánh sáng nhìn thấy của năng lượng mặt trời cho ta độ sáng ban ngày và là nguồn

gốc của mọi hiện tượng quang học khác nhau trong khí quyển

Bức xạ mặt trời

N ăng lượng tia mặt trời do mặt trời toả ra gọi là bức xạ mặt trời N ó truyền đi dưới dạng sóng điện từ với tốc độ 300.000 km/s Trong khí quyển và trên trái đất nó

chuyển sang dạng nhiệt lượng

Khí quyển và trái đất nhận được nhiệt lượng tổng cộng từ mặt trời trong suốt một

năm là 1,3×1024 ca lo… N hiệt lượng này có thể làm tan một lớp băng dày 36 m phủ kín

toàn bộ địa cầu ở nhiệt độ 0ºC

Tổ hợp toàn bộ dải sóng mà trên đó bức xạ mặt trời phát ra gọi là phổ bức xạ mặt

trời Phổ mặt trời chia làm ba dạng tia: bức xạ tử ngoại - bức xạ sóng ngắn với độ dài

bước sóng từ 0,10 – 0,40µm; bức xạ nhìn thấy hay bức xạ ánh sáng với độ dài bước sóng

từ 0,40 – 0,76 µm; bức xạ hồng ngoại - bức xạ sóng dài với độ dài bước sóng từ 0.76 –

4,0 µm

Bức xạ trực tiếp và bức xạ khuyếch tán

Bức xạ mặt trời đến mặt đất dưới dạng tia trực tiếp (đi thẳng) và tia khuyếch tán

(do tính tán xạ của các thành phần khí quyển)

Bức xạ đến một cách trực tiếp từ mặt trời dưới dạng các chùm tia song song gặp

bề mặt đất và các lớp khác nhau trong khí quyển gọi là bức xạ trực tiếp Cường độ của

bức xạ trực tiếp phụ thuộc vào độ cao của mặt trời trong thời gian ban ngày Cường độ

bức xạ trực tiếp đạt tới cực đại vào lúc giữa trưa địa phương

Bức xạ mặt trời bị tán xạ nhiều lần trong khí quyển gọi là bức xạ khuyếch tán

Bức xạ khuyếch tán đến bề mặt đất từ tất cả các hướng của phông trời Cường độ bức xạ

khuyếch tán phụ thuộc cào độ cao mặt trời, độ trong suốt khí quyển, sự hiện diện của

mây, đặc điểm phản xạ của mặt đệm, độ cao của địa điểm so với mặt biển

Bức xạ khuyếch tán tạo ra màu xanh da trời, đưa sự rọi sáng vào những vùng nhá

nhem (đang thời kỳ hoàng hôn hoặc bình minh) lúc trời quang mây và độ rọi sáng ban

ngày lúc trời mây dày đặc

Bức xạ tồng cộng là tổng hợp bức xạ trực tiếp và bức xạ khuyếch tán đã đến được

mặt đất trong điều kiện hiện tại

Bức xạ phản hồi: bức xạ tổng cộng đi vào một bề mặt nào đó, một phần được bề

mặt đó hấp thụ, còn một phần khác phản hồi trở lại Mức độ hấp thụ và phản hồi bức xạ phụ thuộc vào hoạt tính của mặt đệm

§ 2.2 TÁC DỤN G N HIỆT CỦA MẶT ĐỆM ĐỐI VỚI KHÍ QUYỂN DƯỚI THẤP

2.2.1 Mặt đệm: Là bề mặt đất, mặt nước, lớp phủ thực vật, lớp phủ băng

tuyết… nằm dưới đáy của đại dươnng khí quyển Do đặc điểm khác nhau về màu sắc và

độ Nm của từng loại mặt đệm mà sự hấp thụ và phản hồi bức xạ mặt trời cũng khác nhau Đối với mặt đất Nm màu đen, màu xám thì mức độ hấp thụ bức xạ là lớn nhất, còn cát khô, màu sáng thì hấp thụ ít nhất và phản hồi nhiều nhất Thêm vào đó bề mặt nước đại dương, nhất là ở miền xích đạo, thì sự hấp thụ bức xạ mặt trời là lớn nhất

2.2.2 Sự nóng lên và lạnh đi của các loại mặt đệm: Sự nóng lên và lạnh đi của

mặt đệm phụ thuộc vào sự cân bằng nhiệt của nó, tức là phụ thuộc vào mối quan hệgiữa lượng nhiệt hấp thụ và nhiệt toả ra của nó

2.2.3 Biến trình ngày và năm của nhiệt trên đại dương

Độ dẫn nhiệt lớn của nước và sự truyền nhiệt nhanh xuống dưới sâu làm chậm dần sự nóng lên và lạnh đi của nước tầng mặt Đối với bể nước càng lớn (trên các đại dương) thì sự nóng lên và lạnh đi càng được thực hiên một cách chậm chạp hơn Điều đó dẫn đến biến độ hàng ngày cảu nhiệt trên đại dương rất nhỏ (cỡ 0,1-0,2°); trên các biển (đại dương) miền nhiệt đới gần 0,5° Giá trị lớn nhất của nhiệt trên đại dương quan sát thấy vào lúc 15-16h, nhỏ nhất khoảng 2-3h sau khi mặt trời mọc

Dao động hàng năm của nhiệt độ ở lớp nước tầng mặt lớn hơn rất nhiều so với dao động nhiệt hàng ngày Ở miền nhiệt đới dao động khoảng 2-3°, ở các vĩ độ trung bình 40°N là gần 10° còn 40°S là 5° N hiệt độ lớn nhất hàng năm của lớp nước tầng mặt

ở bắc bán cầu vào tháng 8 và nhỏ nhất vào tháng 2 và 3 Cụ thể là đối với mặt đất, vào mùa hạ nhất là vào những giờ giữa trưa dòng nhiệt đi đến vượt quá dòng nhiệt toả ra, vì vậy mặt đất nóng lên Vào ban đêm đặc biệt là mùa đông, lượng nhiệt toả ra (bức xạ sóng dài từ mặt đất) lớn hơn nhiều nhiệt lượng mặt đất hập thụ được, cho nên nó lạnh đi

Sự nóng lên (ban ngày) và lạnh đi (ban đêm) của bề mặt nước cũng xảy ra tương

tự nhưng chậm hơn nhiều Bởi vì ở nước sự lan truyền nhiệt xảy ra nhanh hơn trong đất,

nên nhiệt xuống được các lớp nước sâu hơn; điều đó làm cho nhiệt lượng thu được ban ngày của các lớp nước tầng mặt không giữ lại được lâu và không hun nóng lên nhanh như trong đất liền Mặt khác, sự bốc hơi của nước trên biển và trên đại duơng, sự xáo trộn của các khối nước cũng đóng vai trò truyền nhiệt khỏi lớp nước tầng mặt

Chế độ nhiệt của lớp khí dưới thấp rất ít chịu ảnh hưởng của bức xạ mặt trời, bởi

vì sự hấp thụ bức xạ mặt trời trong lớp khí này rất nhỏ N guồin gốc của sự nóng lên đối với lớp khí dưới thấp hoàn toàn do mặt đệm chi phối Bức xạ sóng dài của mặt đệm một phần lớn bị hấp thụ bởi các lớp khí dưới thấp sát mặt đệm (sát mặt đất, sát mặt nước) Đến lượt mình, các lớp khí ở thấp nhất đó truyền nhiệt cho lớp khí bên trên kế cận N hư thế xảy ra quá trình nóng lên của khí ở các lớp cao hơn Ban đêm quá trình truyền nhiệt của các lớp khí dưới thấp xảy ra ngược lại

2.2.4 Đối lưu nhiệt và loạn lưu nhiệt

Loạn lưu: là chuyện động vô hướng của từng đám không khí nhỏ riêng biệt bên

trong dòng chảy chung của không khí Trong đó, các thành phần này của không khí thì đi lên, còn thành phần kia thì hạ xuống Kết quả của nó là tạo nên sự trao đổi nhiệt theo hướng thăng đứng Dòng loạn lưu mạnh lên khi tốc độ gió tăng cường

Trao đổi nhiệt bằng đối lưu và loạn lưu là hình thức truyền nhiệt chính từ lớp khí nóng hơn đến lớp khí lạnh hơn

2.2.5 Gradien nhiệt thẳng đứng

Cùng với độ cao, nhiệt độ không khí có thể giảm xuống, có thể không đổi hoặc là thậm chí tăng lên Sự biến thiên của nhiệt độ không khí theo độ cao được dặc trưng bởi giá trị và dấu của gradien nhiệt thẳng đứng, nó thường được ký hiệu bằng chữ cái Hy Lạp

γ (gama)

Gradien nhiệt thẳng đứng (γ) là đại lượng biến thiên của nhiệt độ không khí trên

mỗi 100 m độ cao

γ = ∆t° C/100 m

Gradien là một đại lượng véc tơ, tức là nó được xác định cả về hướng lẫn đại

lượng Hướng của Gradien nhiệt thẳng đứng được xác định là chiều tăng của độ cao Sự

thay đổi nhiệt độ không khí ∆t được xác định là lượng nhiệt độ giữa mức dưới và mức trên Khi nhiệt độ không khí giảm theo độ cao thì γ > 0, khi không đổi γ = 0 (sự đẳng nhiệt); còn khi nhiệt tăng lên γ < 0 (sự nghịch nhiệt)

Gradien nhiệt thẳng đứng trong các lớp khác nhau của khí quyển có thể khác

nhau N ó phụ thuộc vào độ cao, mùa trong năm, vĩ độ địa dư và các nhân tố khác

Ở phần dưới của tầng đối lưu (đến 4 km) γ≈ 0°5/100 m còn ở vùng cực và mùa đông ở các vĩ độ trung bình có thể giảm đến 0,1° – 0,4°/100 m Ở phần trên tầng đối lưu tăng trưởng đến 0,7° – 0,8°/100 m

Lạnh đoạn nhiệt, nóng đoạn nhiệt: Trong chuyển động tăng của khối không khí

dẫn đến sự thay đổi nhiệt ở bên trong của khối khí đó Sự thay đổi nhiệt này không phải

do quá trình trao đổi nhiệt với môi trường xung quanh, mà do sản ra công trong quá trình giãn nở (đối với khối khí dịch chuyển xuống)

Quá trình thay đổi nhiệt kể trên gọi là quá trình đoạn nhiệt Đối với chuyển động thăng của khối khí xảy ra quá trình lạnh đoạn nhiệt, còn chuyển động giáng - nóng đoạn

nhiệt

Chính xác mà nói thì quá trình đoạn nhiệt trong khí quyển không quan sát thấy Tuy nhiên, trong sự dịch chuyển lên khá nhanh của từng khối khí, sự trao đổi nhiệt với môi trường bên ngoài là không đáng kể và vì thế ta coi đó là quá trình đoạn nhiệt

Đối với không khí khô, hoặc chưa bão hoà hơi nước thì quá trình đoạn nhiệt được

gọi là đoạn nhiệt khô Còn khí đã bão hoà - đoạn nhiệt ẩm

2.2.6 Dạng phân bố nhiệt độ không khí theo độ cao

Đối lưu nhiệt: là sự chuyêể dịch của nhiều khối khí riêng biệt theo chiều thẳng

đứng Hầu hết đối lưu nhiệt xảy ra do sự hun nóng của lớp khí dưới thấp Trên biển và đại dương đối lưu có thể xảy ra khi bề mặt nước ấm hơn lớp khí nằm trên nó điều đó quan sát thấy trong mùa lạnh của năm và vào những giờ ban đêm Trong đối lưu, lớp không khí nóng hơn chuyển động thăng nhường chỗ cho không khí lạnh hơn chuyển động giáng Đối lưu có thể vươn tới những lớp cao của khí quyển và vì thế nó là cách trao đổi nhiệt hiệu quả từ mặt đệm đến các lớp của khí quyển

Ở lớp thấp nhất của tầng đối lưu (đến độ cao gần 2 km) sự thay đổi nhiệt độ không khí theo độ cao chịu sự chi phối mạnh của các quá trình bức xạ của mặt đệm Rõ ràng là vào ban ngày (nhất là mùa hạ), trên đất liền, lớp khí sát đất bị hun nóng mạnh, nhiệt độ tăng nhanh, còn lớp khí bên trên chưa kịp nóng, hoặc bị nóng chậm, nhiệt độ tăng không đáng kể và sự khác biệt về nhiệt độ ở lớp khí dưới thấp và phía trên được gia

tăng Còn ban đêm, do sự toả nhiệt mà mặt đất lạnh đi dẫn đến sự lạnh dần của lớp khí

thấp nhất Lớp khí mà ở đó nhiệt độ hạ theo độ cao gọi là lớp bình thường Trong một số

lớp khí khác của tầng đối lưu quan sát thấy có sự ổn định của nhiệt độ theo độ cao và lớp

khí đó được gọi là lớp đẳng nhiệt Thậm chí còn quan sát thấy sự gia tăng nhiệt độ của một số lớp khí theo độ cao, trường hợp này gọi là lớp nghịch nhiệt

Sự đẳng nhiệt hoặc nghịch nhiệt đó là sự khác biệt với tiến trình bình thường của nhiệt độ trong tầng đối lưu Trên hình vẽ 1 đưa ra ba đường cong của các dạng phân bố nhiệt theo độ cao Ta thấy, đa số trường hợp nhiệt độ giảm theo độ cao N ghịch nhiệt có thể xảy ra hoặc là ở lớp khí thấp nhất (đường xong a), hoặc là ở khí quyển tự do (đường cong c) Còn đẳng nhiệt có thể thấy trong lớp khí dưới thấp (đường cong b)

Hình 1

a, Nghịch nhiệt gần mặt đất; b, Đẳng nhiệt dưới thấp;

c, Nghịch nhiệt trong khí quyển tự do

§ 2.1 N HIỆT ĐỘ KHÔN G KHÍ TRÊN MẶT ĐẤT VÀ CÁCH ĐO N Ó

2.3.1 Các thang đo nhiệt độ không khí

N hiệt độ không khí - một trong những yếu tố khí tượng quan trọng nhất Để đo

nó, người ta dùng một số thang đo sau đây:

Thang độ Celcius (°C) còn gọi là thang độ bách phân Đây là thang độ thực hành

quốc tế Trong đó, 0° tương đương với nhiệt độ tan của băng, còn 100° - nhiệt độ sôi của nước (ở áp suất 760 mHg, độ cao trên mực nước biển) Mỗi khoảng cách bằng 1/100 giữa hai điểm nói trên tương đương với 1°C của thang kế

2.3.2 Các dụng cụ đo nhiệt độ không khí

Để đo nhiệt độ không khí người ta dùng nhiệt kế lỏng, nhiệt kế biến dạng và nhiệt

kế điện

Nhiệt kế lỏng gồm một bầu chứa nhỏ gắn với một ống thủy tinh có mao dẫn rất

nhỏ N gười ta đổ chất lỏng như thuỷ ngân hay cồn vào bầu chứa và ống mao dẫn Đầu trên của ống được hàn kín Vì thế nên có tên gọi nhiệt kế thuỷ ngân hay nhiệt kế cồn

N hiệt kế thuỷ ngân hay dùng để đo nhiệt độ tối cao, còn nhiệt kế cồn – đo nhiệt độ tối thấp trong các kì hạn quan trắc N goài ra khi nhiệt độ không khí thấp hơn - 40°C (dưới điểm đóng băng của thuỷ ngân) thì trong khí tượng thực hành được dùng chủ yếu là nhiệt kế cồn

N hiệt kế lỏng (xem hình 2) không những chỉ đo nhiệt độ không khí tại các kì hạn quan trắc mà còn sử dụng nó như một nhiệt kế “khô” trong việc xác định độ Nm tương đối của không khí bằng Nm kế

Hình 2: Nhiệt kế lỏng

1 - Bầu chứa thuỷ ngân hay cồn; 2 - Ống mao dẫn; 3 – Thang chia độ Nhiệt kế biến dạng dựa trên tính chất biến dạng của kim loại khi thay đổi nhiệt độ

Chúng được dùng trong các nhiệt kế tự ghi và trên các bóng thám không

Nhiệt ký (hay nhiệt kế tự ghi) (hình 3) dùng để ghi lại liên tục sự thay đổi của

nhiệt độ không khí theo thời gian

Nhiệt kế điện dựa trên nguyên tắc thay đổi độ dẫn điện khi nhiệt độ biến đổi

Chúng thương được dùng trên các trạm khí tượng nơi xa xôi hẻp lánh

Hình 3: Nhiệt kế tự ghi (nhiệt ký)

1) Mảnh kim loại cong; 2) Ốc điều chỉnh; 3) Khung đỡ bằng kim loại; 4) Nút ấn để đánh mốc; 5) Đế máy; 6) Nắp đậy máy; 7) Cần bút; 8) Ngòi bút chứa mực chuyên dụng (gắn dầu cần bút) vẽ lên băng giấy;

9) mà được quấn quanh trống hình trụ (10)

2.3.3 Cách quan trắc nhiệt độ không khí trên đất liền và trên tàu biển

Thang độ Kelvin, còn gọi là thang độ tuyệt đối (°K) Trong các tính toán lý thuyết

cũng như trong nhiệt động học, người ta dùng thang độ Kelvin N hiệt độ được tính từ 0° tuyệt đối, là nhiệt độ mà ở đó chuyển động nhiệt của tất các phân tử đều ngừng lại Độ không tuyệt đối nằm ở -273,16°C Mật độ chia trên thang độ Kelvin bằng độ chia của thang độ bách phân

Cách chuyển đổi từ thang độ này sang thang độ khác:

t°C = 9

5(t°F - 32) t°C = T°K – 273

Trên các trạm khí tượng, các nhiệt kế đặt trong các lều bằng gỗ, cao cách mặt đất khoảng 1,5 m, trong đó các nhiệt kế “khô”, nhiệt kế “ướt”, nhiệt kế “tối cao” và nhiệt kế

“tối thấp” (xem hình 4)

- Nhiệt kế bên trái – nhiệt kế khô

- Nhiệt kế bên phải – nhiệt kế ướt

- Nhiệt kế nằm ngang bên trên – nhiệt kế tối cao

- Nhiệt kế nằm ngang bên dưới – nhiệt kế tối thấp

Hình 4: Ẩm kế bốc hơi (nhiệt ẩm kế)

Để đo nhiệt độ không khí ta chỉ cần dùng nhiệt kế bình thường (nhiệt kế “khô”) Khi đọc nhiệt kế phải đưa tầm mắt nằm ngang đỉnh cột thuỷ ngân Không nhìn từ trên xuống hoặc từ dưới lên so với vạch ngang đỉnh cột Không sờ tay hoặc đứng quá gần nhiệt kế Số lẻ phần mười độ đọc trước, phần nguyên đọc sau Cần ghi số đọc vào sổ quan trắc khí tượng Để có nhiệt độ thực của không khí phải hiệu đính số đọc nhiệt kế nhờ chứng từ kiểm định của dụng cụ

Hàng ngày, người ta đo nhiệt độ không khí bốn lần vào các giờ: 0h, 6h, 12h và 18h GMT

Trên tàu biển người ta đặt nhiệt kế trên một cái giá được đính chặt trên boong tàu

ở hướng đón gió Bầu nhiệt kế được bảo vệ tránh được tác dụng trực tiếp của tia nắng và mưa, tuyết…

Cũng như trạm khí tượng trên bờ, trên tàu biển quan trắc nhiệt độ phải tiến hành đúng kỳ hạn Độ chính xác của nhiệt độ là 0°1 Cuối cùng là việc hiệu đính số đọc nhiệt

độ Ví dụ số đọc trên nhiệt kế 12°1C; số hiệu đính (dựa vào chứng từ kiểm định)là +0°1, nhiệt độ thực sẽ là 12°1 + 0°1 = 12°2C, số đọc là 18°2; số hiệu đính -0°3 thì nhiệt độ thực là: 18°2 + (-0°3) = 17°9 v.v…

N hiệt độ đo phải được ghi vào sổ nhật ký tàu

2.3.4 Sự phân bố địa lý của nhiệt độ không khí

Để có nhãn quan về sự phân bố địa lý của một yếu tố khí tượng nào đó hay những chênh lệch của nó khỏi giá trị cho trước, người ta xây dựng các bản đồ, trên đó vạch ra

các đường đẳng trị - nối liền các giá trị như nhau của các yếu tố khí tượng hoặc là những giá trị chênh lệch (tương ứng)

Bản đồ phân bổ nhiệt độ không khí trên mặt đất (có tính đến địa hình) hoặc trên mặt nước biển, hoặc trên một mức nào đó được thể hiện nhờ các đường đẳng nhiệt và được gọi là bản đồ đẳng nhiệt

Bây giờ chúng ta xem xét bản đồ khí hậu đẳng nhiệt tại mực biển đối với tháng giêng (hình 5) đặc trưng cho mùa đông Bắc bán cầu và đối với tháng bảy (hình 6) – mùa

hạ Dễ nhận biết là nhiệt độ không khí hạ xuống từ vành đai xích đạo đến hai cực trong suốt cả năm Trong đó, vành đai xích đạo có nhiệt độ cao được thể hiện bởi những đường cong khép kín quanh trái đất với giá trị đẳng nhiệt là 25° Tuy nhiên, vị trí của những đường đẳng nhiệt đó, của các lò có nhiệt độ cao hơn bên trong vành đai xích đạo lại hạ nhiệt rất nhanh về phía các cực còn phụ thuộc vào thời gian trong năm Khi so sánh bản

đồ tháng giêng (hình 5) và tháng 7 (hình 6) dễ dàng nhận thấy vành đai xích đạo nhiệt độ cao được giới hạn bởi đường đẳng nhiệt 25°, với phần lớn diện tích của mình được trải rộng ở bán cầu mùa hạ (bán cầu mùa hạ được tính từ tháng 4 – tháng 9 – Bắc bán cầu và

từ tháng 10 đến tháng 3 – N am bán cầu )

Hình 5: Sự phân bố nhiệt độ không khí tại mực biển, giá trị trung bình tháng

giêng nhiều năm

Hình 6 :Sự phân bố nhiệt độ không khí tại mực biển, giá trị trung bình tháng 7

nhiều năm

Bên trong vành đai này vào mùa hạ trên các lục địa của Bắc bán cầu xuất hiện các lò nung nhiệt độ cao (đến 30-40°) N hiệt độ đặc biệt cao quan sát thấy ở Sahara, nơi đây giá trị trung bình của nhiệt lên đến 40°C, có một số ngày vượt quá 50°C N hiệt độ cao nhất của không khí quan sát thấy ở Bắc Phi (EL-adda) lên tới 58°C Tại thung lũng chết (Califocnia, Mỹ) nhiệt độ không khí đã từng lên tới 56°7 C Không khí có nhiệt độ rất cao trên mặt vịnh Pecxich đã từng ghi nhận 35°6 C

Trên các hải lưu lạnh đường đẳng nhiệt 25° uốn cong về phía xích đạo, tạo nên những cái lưỡi lạnh ở rìa tây của Đại Tây Dương và Thái Bình Dương Quanh năm các lưỡi đó chiếm cả dòng chảy Bengin (gần bờ biển N am Phi) và trên biển Peru (gần bờ nam Châu Mĩ) Vào mùa hạ (tháng 7) trên Bắc bán cầu chúng xuất hiện trên các dòng chảy Canađa và Califocnia

Sự giảm nhiệt chung từ vành đai đến cực thấy rõ trong mùa đông của bán cầu

Trên các vĩ độ trung bình của N am bán cầu, nơi mà lục địa hầu như không

có, thì các đường đẳng nhiệt trong mùa hạ cũng như mùa đông vẽ nên các đường gần thẳng theo hướng vĩ tuyến Trên các vĩ độ trung bình và cao của Bắc bán cầu các đường đẳng nhiệt không trùng với vòng vĩ tuyến mà tạo ra các chỗ lồi trong mùa đông về phía cực trên đại dương và chỗ lõm về phía xích đạo trên các lục địa N gược lại, vào mùa hạ, các đường lõm đó về phía xích đạo trên đại dương và tiến cao hơn về cực trên các lục địa Trong tháng giêng các đường lồi, lõm đó thể hiện rõ ràng hơn Điều đó nói lên rằng sự nóng dần của lục địa trong mùa hạ kém phần dữ dội hơn so với sự lạnh dần trong mùa đông ở đó

Một điều cần chú ý ở đây là sự thể hiện rõ của các lưỡi nóng trong mùa đông (tháng giêng) trên Đại tây dương liên quan đến dòng chảy Golfstrim, và ổ khép kín lạnh ở đong - bắc Á (tại Iakut) với nhiệt độ ở tâm xuống tới dưới -40°C

Xích đạo nhiệt – vĩ tuyến nóng nhất được xác định theo nhiệt độ trung bình vĩ độ Theo cách tính đó thì trong tháng giêng xích đạo nhiệt nằm ở vĩ tuyến 5°S, còn tháng 7 - ở 20°N N ếu tính trung bình năm thì xích đạo nhiệt sẽ qua vĩ tuyến 10°N Vậy xích đạo nhiệt không trùng với xích đạo địa lý, mà dịch lên Bắc bán cầu, cũng như xích đạo nhiệt không trùng với xích đạo địa lý thì vùng có nhiệt độ lạnh nhất - cực lạnh giá – cũng không trùng với địa cực

Ở Bắc bán cầu có hai cực lạnh giá: một ở Iakut và một ở Grenlan Tại cực Iakut, nhiệt độ trung bình tháng giêng tại mực trạm là -50°C và thấp hơn, có một

số ngày xuống đến -70°C Cực lạnh giá này chỉ có trong mùa đông Vào màu hạ ở đây cũng ấm như ở các nơi khác ở châu Âu cùng vĩ tuyến

Cực Grenlan độ lạnh giá ổn định N hiệt độ trung bình tháng giêng (ở mực trạm) đến -55°C, còn thấp nhất gần bằng tại Iakut N hưng nhiệt độ trung bình tháng 7 taịi trung tâm Grenlan lại khác với Iakut không vượt quá 15°C

Ở N am bán cầu, cực lạnh giá tồn tại quanh năm, tại vùng gần tâm của châu N am cực, cách địa cực nam chừng 1000 km Ở đây nhiệt độ trung bình mùa hạ là -35°C, thấp

nhất xuống đến -88°C Đường đẳng nhiệt là những đường cong nối liền các điểm có giá

trị nhiệt độ như nhau của không khí Trên bản đồ đẳng nhiệt thường được vẽ các đường cong có giãn cách nhau khoảng 5° hay 4°

Các bản đồ đẳng nhiệt được xây dựng theo số liệu quan trắc của từng kỳ hạn đo nhiệt độ không khí, hoặc theo giá trị trung bình của nhiệt độ ở trong một khoảng thời gian này hay khoảng thời gian khác, phần nhiều người ta theo giá trị trung bình nhiệt của tháng, mùa hay năm

N hững bản đồ đó, xây dựng theo số liệu nhiều năm (giá trị trung bình của một loạt liên tục các quan sát sau một chu kỳ dài) và được gọi là bản đồ khí hậu Rõ ràng chúng là những bản đồ “chuNn” đặc trưng cho các điều kiện khí hậu trung bình bằng thống kê

CÂU HỎI ÔN TẬP CHƯƠNG II

1 Bức xạ mặt trời là gì? N ó đi đến được bề mặt đất (mặt nước) như thế nào?

2 Mặt đệm là gì? Sự nóng lên và lạnh đi của các loại mặt đệm? Tác dụng của các loại mặt đệm đến lớp khí quyển dưới thấp?

Chương II

NƯỚC TRONG KHÍ QUYỂN

§ 3.1 SỰ BỐC HƠI CỦA N ƯỚC

3.1.1 Nguồn gốc của hơi nước trong khí quyển

N ước trong khí quyển có thể thấy trong 3 trạng thái (pha): trạng thái hơi, không thể nhìn thấy được, đặc trưng cho độ Nm của không khí; trạng thái lỏng - dưới dạng mưa, mây, sương mù; còn trạng thái rắn - ở dạng tuyết, mưa đá, các tinh thể băng của mây, mù

N ước đi vào khí quyển ở trạng thái hơi,do sự bốc hơi từ bề mặt nước, bề mặt đất

Nm, từ lớp băng tuyết và kể cả sự thải hơi nước của thực vật Từ trạng thái hơi, trong một

số điều kiện nhất định, nước có thể chuyển sang trạng thái lỏng hoặc rắn

3.1.2 Thực chất của sự bốc hơi

Các phân tử nước luôn ở trạng thái chuyển động hỗn loạn N hững phần tử chuyển

động nhanh hơn có thể bứt ra khỏi bề mặt nước (bề mặt bốc hơi) và đi vào khí quyển Đồng thời, một số phân tử hơi nước ở trên bề mặt nước có thể chuyển động trở về nước (trở lại bề mặt bốc hơi) Càng nhiều phân tử nước bứt ra khỏi bề mặt bốc hơi đi vào khí quyển và càng ít phân tử hơi nước quay ngược trở lại thì quá trình bốc hơi càng mạnh

Hay gọi sự bốc hơi được thực hiện Còn khi lượng phân tử hơi nước đi vào khí quyển bằng lượng hơi nước trở lại thì sự bốc hơi ngừng lại; hay không khí bão hoà hơi nước (lượng hơi nước trong không khí không thể tăng lên nữa)

N hân tố chính quyết định cường độ bốc hơi là nhiệt độ của bề mặt bốc hơi; thêm nữa là tốc độ gió N hiệt độ của bề mặt bốc hơi càng lớn thì cường độ bốc hơi càng mạnh

và ngược lại Tốc độ gió càng cao thì cường độ bốc hơi cũng càng cao

3.1.3 Sức trương hơi nước

Một trong những động lực chính ảnh hưởng đến cường độ bốc hơi là lượng hơi nước trong không khí trên bề mặt bốc hơi (mức độ bão hoà) Từ định luật Đan-tôn ta biết rằng: áp suất của hỗn hợp các chất khí không có liên quan hoá học với nhau và bẳng tổng

áp suất của mỗi thành phần khí Khí quyển là một tập hợp khí trong đó có hơi nước Áp suất của không khí là tổng hợp các chất khí và hơi nước

Không khí không dễ dang đạt bão hoà hơi nước, bởi vì sức trương hơi nước (e) thường rất nhỏ so với sức trương hơi nước bão hoà (E) Độ hụt bão hoà (E-e) càng lớn thì không khí càng khô và cường độ bốc hơi càng mạnh

§3.2.ĐỘ ẨM KHÔN G KHÍ

Lượng hơi nước có trong không khí gọi là độ Nm không khí N ó thường được đặc trưng bởi khối lượng hơi nước có trong một đơn vị thể tích, hay một đơn vị khối lượng

3.2.1 Các đại lượng đặc trưng cho đọ ẩm không khí

Độ ẩm tuyệt đối – khối lượng hơi nước (kg) chứa trong một đơn vị thể tích (m³) không khí Nm: kí hiệu a (kg/m³)

Mối liên hệ giữa độ Nm tuyệt đối a và sức trương hơi nước e như sau:

trong đó: e – tính pa còn T- nhiệt độ tuyệt đối tính °K hay là:

a = 0,8 e/(1+αT) trong đó: e – tính bằng mb, t – tính bằng °C; α - hệ số nở nhiệt của khí, bằng

1/273 = 0,00366 Áp suất riêng của hơi nước trong không khí gọi là sức trương hơi nước

kí hiệu e: đơn vị tính là mi-li-bar (mb) hay mi-li-mét thuỷ ngân; trong hệ SI – tính bằng

pascal (pa) Pa – áp suất gây nên bởi 1 lực 1 N iu tơn phân bố đều trên một diện tích 1m²;

1 pa = 0,01mb

Giá trị giới hạn của sức trương hơi nước (giá trị cực đại của e) tại nhiệt độ đã cho của không khí gọi là sức trương hơi nước bão hoà, kí hiệu E Sức trương hơi nước bão hoà ở các nhiệt độ khác nhau thì khác nhau Ví dụ: t° không khí là +25°C, không khí sẽ bão hoà nếu như E = 32°mi-li-bar, còn khi t° = 0° thì E = 6mb và nếu t°=-30° thì E = 0,5mb

Độ ẩm riêng: kí hiệu q – khối lượng hơi nước chưa trong một khối lượng không khí Nm, tính g/kg

p

e

Q= 622 Trong đó: p – áp suất không khí, mb hay pa, e – sức trương hơi nước, mb hay pa

Cũng như sức trương hơi nước bão hoà E, độ Nm riêng cũng phụ thuộc vào nhiệt

độ Ví dụ : tại nhiệt độ + 30°C lúc hơi nước bão hoà thì độ Nm riêng đạt cực đại, tức là 1 trở thành Q và bằng 36 g/kg; còn t° = 0° thì Q = 3,8 g/kg và khi t° = -30°C, Q= 0,3g/kg

Độ hụt bão hoà: kí hiệu d – là hiệu của sức trương hơi nước bão hoà ở nhiệt độ đã

cho và sức trương hơi nước có trong không khí cũng như nhiệt độ đó:

d = E – e Đơn vị tính của độ hụt bão hoà d cũng như của E hoặc e N gười ta đưa ra khái niệm độ hụt bão hoà bởi vì cảm giác khô hay ướt của không khí không có liên quan với sức trương hơi nước, độ Nm tuyệt đối hay độ Nm riêng, mà liên quan tới mức độ tiếp cận bão hoà của hơi nước Cũng chính vì lẽ đó người ta đưa ra khái niệm độ Nm tương đối

Độ ẩm tương đối: kí hiệu f - tỉ số lượng hơi nước có trong không khí (được đặc

trưng e,a hay q) so với lượng hơi nước cần để bão hoà không khí ở nhiệt độ đã cho (các đại lượng tương ứng E,A hayQ) Độ Nm tương đối tính ra phần trăm:

%100.Q

q

%100.A

a

%100

=

E

e f

Ví dụ: Ở nhiệt độ +25°C, E = 32 mb, còn nhờ phương pháp này hay phương pháp khác tính ra được e = 15mb, như thế:

f = 15/32 x 100 = 47 %

Điểm sương: như đã nói ở trên, mỗi một giá trị của nhiệt độ không khí tương ứng

với một lượng hơi nước nhất định đủ để bão hoà không khí, thêm vào đó nhiệt độ càng thấp, thì lượng hơi nước cần thiết để bão hoà càng thấp

N ếu trong không khí chứa hơi nước bắt đầu lạnh dần thì đến một nhiệt độ nào đó không khí sẽ bão hoà hơi nước, và khi sự lạnh vẫn tiếp tục, sự dư thừa hơi nước sẽ ngưng kết và đóng băng (sự tạo ra các tinh thể băng từ hơi nước) N hiệt độ mà ở đó hơi nước trong không khí đạt bão hoà gọi là điểm sương và thường được ký hiệu bằng chữ cái Hy Lạp: τ

Trong thực tiễn điểm sương được xác định nhờ bằng chuyên dụng (bảng tra Nm độ) Trong không khí bão hoà điểm sương trùng với nhiệt độ không khí Trong tất cả các trường hợp khác, nó thấp hơn nhiệt độ không khí và phụ thuộc vào sức trương hơi nước

e Chẳng hạn, tại nhiệt độ t = 15°C và e = 12 mb, τ = 9,7° , tức là không khí cần lạnh thêm t – τ = 5,3° nữa thì nó sẽ bão hoà N hưng cũng ở nhiệt độ t = 15°C và nếu e = 2,0

mb, thì τ = -12°6, nghĩa là để bão hoà không khí cần lạnh thêm 27°6 C nữa

Mỗi một giá trị của sức trương hơi nước (e) tương đương với những giá trị xác định của độ Nm tuyệt đối (a), độ Nm riêng (q) và điểm sương (τ ) Để là ví dụ, dưới đây dẫn ra vài con số tương đương giữa a, q, τ với e

Phương pháp bốc hơi dựa trên cơ sở đo độ Nm không khí theo sự lạnh dần của vật

thể khi có sự bốc hơi từ bề mặt của nó

N guyên tắc chính của phương pháp bốc hơi là làm sao để đo được nhiệt độ không khí trong điều kiện bình thường (nhờ cái gọi là nhiệt kế “khô”) và nhiệt độ của một vật thể đang bốc hơi (nhờ - nhiệt kế “ướt”)

Trong trường hợp đó hiệu số đọc của 2 nhiệt kế “khô” và “ướt” càng lớn thì cường độ bốc hơi càng mạnh, nghĩa là không khí càng khô, hiệu số đọc của 2 nhiệt kế sẽ

bằng nhau khi và chỉ khi không khí bão hoà hơi nước và sự bốc hơi không còn nữa Ta thấy rằng độ Nm tương đối có thể rất lớn và cũng có thể rất nhỏ, nó không phụ thuộc vào

độ Nm tuyệt đối Ở vùng nóng (gần xích đạo) lượng hơi nước trong không khí lớn hơn nhiều so với vùng lạnh (gần cực) nhưng để bão hoà không khí do nhiệt độ cao cần lượng hơi nước rất lớn, và vì vậy độ Nm tương đối thường thấp Trong không khí lạnh luôn luôn

có độ Nm tuyệt đối thấp, nhưng do nhiệt độ thấp nên bão hoà không khí cần một lượng hơi nước không lớn, vì thế độ Nm tương đối sẽ cao

Phương pháp hút ẩm dựa vào sự háo nước của một số vật thể hoặc vật

chất Hình dạng của chúng sẽ thay đổi khi lượng hơi nước trong không khí thâm nhập vào chúng biến đổi (như tóc người sẽ thay đổi độ dài của mình, các màng mỏng hữu cơ hút ấmẽ thay đổi sức căng nếu độ Nm không khí biến đổi)

Để tinh sức trương hơi nước theo hiệu số đọc của nhiệt kế khô và ướt được dùng

công thức hút ẩm:

e= E’ – 0,000662 (t – t’)p

trong đó:

E’ – sức trương hơi nước bão hoà tại nhiệt độ của nhiệt kế ướt t’

t - nhiệt độ của nhiệt kế khô

0,000662 - hằng số hút Nm của Nm kế bốc hơi

p – áp suất không khí đo được

Trong khí tượng thực hành để xác định các đại lượng Nm cần thiết, người ta sử dụng bằng độ Nm chuyên dụng Phần chính của các bảng đó là giá trị đo được như: t, t’ và

p, từ các đôi số đã có ta tìm được sức trương hơi nước e, độ Nm tương đối f và độ hụt bão hoà d, nhiệt độ điểm sương τ, nằm ở các cột tương ứng

Theo các bảng phụ ở sau bảng chính, người ta dùng để hiệu đính cho t’ theo khí

áp p, sức trương hơi nước bão hoà E’ ở nhiệt độ đó và điểm sương τ

Thứ tự xác định các đại lượng được hướng dẫn tỉ mỉ trong phần đầu tiên của cuốn

“bảng tra Nm độ”

Sau đây dẫn ra vài ví dụ đơn giản: (xem thêm phần phụ lục)

Ví dụ 1: Số đo nhiệt kế khô t = 6°,8C, của nhiệt kế ướt t’ = 4°, 2 khí áp đo được P

= 851,5 mb; tìm τ, e và f?

Từ bảng 1 trang 32 của cuốn bảng tra độ Nm ở hàng ngang trên cùng với giá trị t = 6°,8C Cũng trong cùng một cột đó với giá trị t’ - 4°, 2C ta tìm thấy e = 6,17 và f = 62%,

Ẩm kế bốc hơi: Để đo độ Nm không khí nhờ phương pháp bốc hơi người ta sử

dụng Nm kế bốc hơi Ẩm kế bốc hơi chia ra làm hai loại: loại tĩnh và loại lưu động

Hình 7: Ẩm kế Assman (ẩm kế thông gió)

1) Nhiệt kế khô; 2) Nhiệt kế ướt (bầu của nó

quấn vải ướt); 3) Khung đỡ băng kim lo 4)Ống hút gió từ ngoài thổi vào 2 bầu nhiệt kế;

5) Lỗ thoát khí sau khi quạt nhỏ (7) hút khí địa qua ống (4) và (6) lên; 8) Chìa khoá lên dây

giống nhau (1 và 2) đặt trong khung kim loại (3), một trong hai bầu nhiệt kế quấn vải ướt gọi là nhiệt kế ướt Phần trên của Nm kế, có quạt con (7) để thông gió nếu khi đã lên dây cót bằng chìa khoá (8) Không khí từ ngoài bị hút vào hai ống (4) thổi qua hai bầu nhiệt

kế khô và ướt rồi đi qua ống (6) lên trên và ra ngoài qua lỗ (5) Trong quá trình thổi của không khí qua bầu nhiệt kế ướt sẽ làm cho cột thuỷ ngân của nó tụt xuống bởi sự bốc hơi của vải Nm quấn quanh bầu thuỷ ngân Không khí càng khô sự bốc hơi càng mạnh, nhiệt

độ của nhiệt kế ướt càng thấp và ngược lại N hư vậy, từ việc đo nhiệt độ của hai nhiệt kế khô và ướt, người ta tính ra độ Nm tương đối của không khí Việc tính toàn để tìm f, e cần đến “bảng tra Nm độ”

Ẩm kế tóc (hình 8) được dùng

thuận lợi trong điều kiện tĩnh tại N guyên

lý hoạt động của Nm kế này: dựa vào sự

thay đổi độ dài của tóc người (sau khi đã

tNy sạch chất nhờn) theo sự thay đổi của

Nm độ không khí Khi độ Nm thay đổi làm

cho độ dài thân tóc (2) thay đổi, sự biến

đổi này dẫn đến kim chỉ số (3) chỉ vành

chia Nm độ (4) Tất cả các chi tiết của dụng

cụ được đặt trong giá gỗ (1)

Ẩm kế tự ghi (hình 9) còn gọi là Nm ký, dùng để ghi biến trình liên tục của Nm độ

không khí Cấu tạo của Nm ký gồm hai bộ phận chính: bộ phận cảm ứng và bộ phận ghi

Bộ phận ghi giống như của nhiệt ký, (đã trình bày ở mục 2.3.2)

Bộ phận cảm ứng về nguyên tắc truyền sự tăng lên hay giảm xuống của độ dài tóc người (tương ứng với sự tăng lên hay giảm xuống của độ Nm) đến kim có gắn ngòi bút nâng lên hay hạ xuống tương ứng

Cũng như nhiệt ký, Nm ký có loại hàng ngày và loại hàng tuần, tuỳ thuộc vào chu

kỳ quay của trống hình trụ của bộ phận ghi N ếu chu kỳ quay của trống hình trụ là 24 giờ

- thì đó là Nm ký hàng ngày, còn chu kỳ 7 ngày đêm – Nm kế hàng tuần

Hình 9: Ẩm kế tự ghi (ẩm ký)

1) Đế của ẩm ký; 2) Nắp đậy; 3) Khung căng chùm tóc (6); 4) Ốc điều

chỉnh ẩm ký; 5) Cần gạt để điều chỉnh kim (7); 6) Chùm tóc, 2 đầu

được cố định trên khung (3); 8) Ngòi bút gắn đầu kim (7) đẩy mực vẽ

lên băng giấy (9) quấn xung quanh trống hình trụ (10)

§3.3 BIẾN ĐỔI PHA CỦA N ƯỚC TRON G KHÍ QUYỂN

3.3.1 Quá trình đoạn nhiệt khô

Trong phần lớn các trường hợp, hơi nước đi vào khí quyển không hoàn toàn nằm

ở bên trên bề mặt bốc hơi Do tác động của gió nó bị thổi đi trong phương nằm ngangvà đồng thời có sự chuyển dịch lên cao hơn trong tâng đối lưu

Đối với không khí đã bão hoà, quá trình đó gọi là quá trình đoạn nhiệt ẩm

Gradien đoạn nhiệt Nm kí hiệu γa Khác với gradien đạon nhiệt khô (γk), đại lượng gradien đoạn nhiệt Nm không ổn định, mà thay đổi theo nhiệt độ và khí áp ở trong khoảng 0°3 đến 0°9 trên mỗi 100m độ cao Đối với các quá trình đoạn nhiệt Nm mùa hạ ở các lớp dưới của khí quyển, đại lượng đặc trưng nhất là γa= 0°4 - 0°5, còn mùa đông là 0°7 - 0°9 trên 100m cao, nhưng với độ cao khoảng gần 7-9km nó đạt tới 1°/100m

3.3.2 Sự ngưng kết và đóng băng

Sự ngưng kết là bước chuyển từ trạng thái hơi của lượng Nm không khí thành

trạng thái lỏng tức là thành các giọt nước Cũng trong quá trình đso có thể thấy sự đóng băng - bước chuyển từ trạng thái hơi của lượng Nm không khí trở thành trạng thái rắn, bỏ qua thể lỏng, dưới dạng các tinh thể băng

Điều kiện tiên quyết để bắt đầu ngưng kết hoặc đóng băng của hơi nước trong không khí bão hoà là cần thiết phải có sự hạ nhiệt độ không khí

Trong tự nhiên sự hạ nhiệt độ không khí có thể xảy ra trong các trường hợp sau:

Chuyển động thăng của không khí dẫn đến quá trình lạnh đoạn nhiệt Nm

Sự dịch chuyển của không khí nóng và Nm đến mặt trải dưới lạnh hơn

Sự toả nhiệt mạnh của không khí do bị bức xạ sóng dài vào những đêm trời quang mây, chủ yếu trên đất liền

Điều kiện bắt buộc thứ hai để bắt đầu có sự ngưng kết là sự tồn tại trong không

khí cái gọi là hạt nhân ngưng kết

Các thành phần có thể tạo thành các hạt nhân ngưng kết là các hạt rắn lơ lửng trong khí quyển: các hạt bụi, cát, gio, các phân tử muối…

N ước trong khí quyển không những chỉ chuyển từ trạng thái hơi sang lỏng hoặc rắn, mà còn xảy ra các quá trình ngược lại Sản phNm của sự ngưng kết và đóng băng do bức xạ nhiệt ban đêm, khi chuyển sang ban ngày, do sự đốt nóng của mặt trời chúng bắt đầu bốc hơi và lại trở về dạng hơi nước Tuy nhiên phần lớn lượng Nm đã chuyển sang trạng thái lỏng hoặc rắn từ hơi nước đều rơi xuống dưới dạng mưa, tuyết hoặc mưa đá

§3.4 SƯƠN G MÙ

3.4.1 Sương mù và khói

Trong chương 2, mục 2.2.5, đã giới thiệu trong quá trình đi lên của một khối không khí nào đó, do sự giảm khí áp theo độ cao thể tích khí sẽ nở ra và nó lạnh dần vì phải chi nhiệt lượng cho sự giãn nở Còn khi hạ xuống, xảy ra quá trình ngược lại – không khí bị nén và nóng lên

Khi nhiệt độ của khối khí thăng chưa đạt đến điểm sương (chưa đạt bão hoà), nó

sẽ lạnh thêm gần 1° mỗi khi bị nâng lên 100m độ cao, tức là bằng đại lượng gradien nhiệt thẳng đứng γk Quá trình thăng hay giáng của không khí chưa bão hoà gọi là quá trình

đoạn nhiệt khô

Sương mù (dấu hiệu quy ≡) là tập hợp các giọt nước li ti hoặc các tinh thể băng rất nhỏ ở lớp khí sát đất Trong sương mù, tầm nhìn xa giảm xuống rất mạnh N ếu số lượng các giọt nước li ti, hoặc các tinh thể băng không lớn lắm, làm giảm tầm nhìn xa không lớn lắm, thì hiện tượng này được gọi là khói (dấu hiệu quy ước =) Khi có khói, màu của không khí phơn phớt bạc

3.4.2 Quá trình hình thành sương mù

Trong mục 3.3.2 của chương này đã xem xét về các điều kiện cần để tạo thành sự ngưng kết và và đóng băng của hơi nước trong không khí Do nguyên nhân này hay nguyên nhân khác thì cuối cùng điều kiện tiên quyết vẫn là sự hạ nhiệt độ không khí xuống dưới điểm sương (τ) Quá trình tạo thành sương mù là quá trình hạ nhiệt độ không khí nóng Nm đến điểm sương Từ quan điểm nàym ta thấy có 3 nguyên nhân chính: sự lạnh giá bức xạ vào ban đêm và những giờ gần sáng, trong thời kì trời quang mây mù mà chủ yếu trên đất liền; sự di chuyển của không khí nóng Nm đến mặt đệm lạnh hơn; hay sự bốc hơi nước từ mặt nước ấm hơn so với không khí xung quanh Cùng với các nguyên nhân kể trên, một điều kiện không thể thiếu là phải tồn tại trong không khí các hạt nhân ngưng kết và độ Nm không khí cao Sự tạo thành sương mù bắt đầu khi độ Nm tương đối gần đạt 100% (khoảng 90 – 95% tại nhiệt độ trên 25°C, khoảng 80% - ở nhiệt độ dưới 25°C)

3.4.3 Phân loại sương mù

Dựa vào điều kiện hình thành, người ta chia ra 3 loại sương mù sau: mù bức xạ (mù lục địa), mù bình lưu và mù bốc hơi (mù biển)

Mù bức xạ đặc trưng cho đất liền thường hình thành vào ban đêm và những giờ

gần sáng, tỏng thời kỳ trời ít mây Loại mù này có bề dày đậm đặc không lớn, nhất là trong hướng thẳng đứng còn có thể thấy màu xanh độ Nm trời Thông thường mù bức xạ hình thành ở nơi hơi thấp so với mặt bằng xung quanh và chỉ phát triển ở độ cao 1 ÷ 2 m

Mù bức xạ thường có thời gian tồn tại ngắn Mới tạo thành lúc đêm, sau đó tán xạ vào không trung theo mức tăng của nhiệt độ không khí kể từ sau khi mặt trời mọc Tuy nhiên về mùa đông, ở một số nơi loại mù này vẫn giữ được nhiều ngày liên tục

gặp nhau của hải lưu lạnh Labrador với hải lưu nóng Golfstrim Hàng năm ở đây xảy ra đến 80 ngày sương mù, nhiều nhất thấy trong mùa nóng N ơi thường xuyên gặp

mù dày đặc là vùng biển của các nước Bắc Âu của Đại tây dương như bờ biển nước Anh, Đức, Hà Lan, miền N am của Skandinovơ và ở vịnh La-mans

Trên phần bắc của Thái bình dương tần suất sương mù cao nhất là vùng tác động của các dòng chảy nóng Kuroxio và bắc Thái bình dương với vùng nước lạnh Bering, biển Ôkhốt và vịnh Alasca Cũng như ở bắc Đại tây dương, ở đây sương mù thấy nhiều trong mùa nóng hơn là trong mùa đông

Biến trình năm tương tự của tần suất sương mù trên các biển Bắc Băng Dương nơi

mà trong các tháng mùa hạ quan sát thấp hơn 40% so vơi tổng số ngày có sương mù (80 ngày) trong cả năm

Ở N am bán cầu, tần suất sương mù lớn nhất trên vành đai vĩ độ 40 – 60%S Trong tháng Giêng (mùa hạ phương nam) tần suất cao nhất 30%, còn trong tháng 7 và 8 (mùa đông phương nam) giảm còn 10 – 20%

Sương mù bốc hơi hay sự bốc hơi của biển xảy ra vào mùa đông trên các biển

không bị lạnh giá lắm, hoặc trên các vùng nước nằm giữa biển băng giá, lúc có dòng không khí rất lạnh đến gặp bề mặt biển tương đối ấm hơn Hơi nước từ bề mặt biển ấm tiến vào không khí gặp phải dòng khí quá lạnh sẽ ngưng kết và tạo thành sương mù Mù bốc hơi có độ đậm đặc không lớn, làm giảm tầm nhìn xa không nhiều

3.4.4 Ảnh hưởng của sương mù đến chất lượng ảnh rađa

Sương mù là một trong những hiện tượng khí tượng làm giảm tầm phát hiện mục tiêu của rađa Mức suy giảm tín hiệutrên màn hình rađa trong sương mù phụ thuộc vào mật độ sương mù (tức phụ thuộc vào lượng hạt nước có trong sương mù), vào nhiệt độ không khí và cả độ dài mà tín hiệu đã xuyên qua trong mù Khi tầm nhìn xa trong mù là

30 – 50 m thì tầm xa của rađa giải đi khoảng 30 – 45% nếu bước sóng dài 3,2 cm, và khoảng 10 – 15% ở bước sóng 10cm Khi tầm nhìn xa 50 – 80m độ giảm tín hiệu là rất nhỏ, còn tầm nhìn xa trên 80m thì tầm nhìn xa rađa trên thực tế không suy giảm Trong nhiệt độ thấp, độ suy giảm tín hiệu rađa trong sương mù mạnh hơn trong nhiệt độ cao của khí quyển Vì thế, độ suy giảm tầm xa của rađa trong sương mù lớn nhất là ở vùng cực

§3.5.MÂY

3.5.1 Mây là gì ?

Cũng như sương mù, mây là vật phNm ngưng kết (hoặc đóng băng) của hơi nước, chỉ khác sương mù ở chỗ mây hình thành trên các độ cao lớn

3.5.2 Nguyên nhân hình thành mây

Chủ yếu do chuyển động của không khí dẫn đến quá trình lạnh đoạn nhiệt của nó Tuỳ thuộc vào cấu trúc, có thể chia mây làm 3 loại:

I- Được cấu thành chỉ có từ những giọt nước N hững giọt nước có thể không bị kết băng kể cả khi nhiệt độ xuống tới -15° và đôi khi nhiệt độ thấp hơn Vào mùa hạ trên các vĩ độ trung bình loại mây này thường ở độ cao 5-6 km

Xét về lượng nước có trong mây ở dạng lỏng và rắn người ta phân định mây theo

độ nước của nó Mây trong mây cấu thành từ các giọt, độ nước từ 0,2 đến 5 gam nước trên mỗi một m³ không khí mây Trong mây tinh thể thì độ nước ít hơn nhiều - từ 1/100 đến 1/1000 gam trên 1 m³

Mây giảm độ chiếu sáng, vì thế phần nào làm xấu tầm nhìn xa và khả năng phân biệt mục tiêu ở xa Loại mây vũ – tích dày hay mây tầng thấp đặc biệt là suy giảm ghê gớm độ chiếu sáng và làm xấu tầm nhìn xa đáng kể

3.5.3 Dạng mây

Theo nguyên nhân hình thành dẫn đến có nhiều dạng phong phú và khác nhau của mây, nhưng nhìn chung có thể chia làm ba dạng chính: Mây dạng tích, mây dạng tầng, và mây dạng sóng

Mây dạng tích được hình thành trong kết quả của chuyển động thẳng đứng của không khí trong đối lưu nhiệt, nó xuất hiện trong sự đốt nóng không đều của mặt đệm bởi tia nắng dẫn đến sự không đồng nhất của đối lưu Ở những vùng bị đốt mạnh hơn sẽ nóng hơn và có nghĩa là nhẹ hơn không khí sẽ chuyển động thăng Còn ở vùng bị đốt ít hơn - tạo nên các dòng giáng

Trong dòng thăng khi đạt đến mực ngưng kết (đường gạch nét đứt hình 10)

Hình 10 : Sơ đồ hình thành mây đối lưu: Cu – Mây tích; Cb – Mây vũ tích

Bắt đàu ngưng kết hơi nước và tạo thành mây Sự phát triển tiếp tục của mây phụ thuộc vào đặc điểm phân bố nhiệt độ ở không khí xung quanh N ếu như trạng thái khí quyển không ổn định, tức là nếu như nhiệt độ của không khí xung quanh giảm mạnh theo

độ cao thì lúc đó mây dạng tích có thể phát triển đến độ cao 8 – 10 km thậm chí đến 13

km - trên các vĩ độ trung bình, và đến 15-16 km – trong miền nhiệt đới, chuyển thành mây vũ tích và mây giông đặc

N ếu trong khí quyển nhiệt độ giảm chậm theo độ cao, đặc biệt ở bên trên mực ngưng kết có lớp nghịch chuyển thì ngay ở độ cao không lớn (1,5-2,5 km) sự tiếp tục phát triển theo độ cao đã bị ngưng lại N hư thế là mây tích được hình thành Mây dạng tích xuất hiện do đối lưu (mây đối lưu) ở các vĩ độ trung bình thường gặp chỉ có trong mùa nóng của năm Trên đất liền chúng xuất hiện vào buổi sáng còn buổi chiều chúng bị tán

xạ Trên các biển ở gần bờ thì ngược lại chúng xuất hiện vào buổi tối Ở miền nhiệt đới, mây đối lưu có thể xuất hiện vào bất kỳ thời gian nào của năm và trên biển – vào bất cứ giờ nào trong ngày

Miền xích đạo thường xuyên phát triển mây vũ tích dày ở chỗ gặp nhau của các dòng không khí (gió mùa) của phần Bắc và N am bán cầu Lại có những khối khí có nhiệt

độ giống nhau, do những nguyên nhân khác nhau chúng hội tụ trên một vùng, ở đây xuất hiện chuyển động thăng mãnh liệt, làm tăng cường dòng đối lưu Đó là những vùng phát

triển đều đặn của mây vũ tích được mang tên giải hội tụ nội chí tuyến

Mây dạng tầng theo điều kiện hình thành lại được chia làm hai loại là mây tầng

hình thành trong khối khí đồng nhất và mây front, hình thành trên ranh giới của hai khối khí có nhiệt độ khác nhau

Mây tầng được tạo ra do lạnh giá ức xạ của lớp khí Nm tại độ cao nào đó trên mặt đất Chúng đặc trưng chi vĩ độ trung bình và cao – trong mùa đông và mùa thu chúng giữ lâu nhiều ngày liên tục và không bị tán xạ Trong mùa hạ thường hình thành vào buổi sáng, khi mà bức xạ nhiệt vào ban đêm đạt giá trị cực đại, còn tới giữa trưa thì bị tán xạ Mây front được hình thành khi hai khối khí nóng và lạnh kề nhau, khối khí nóng hơn trượt lên cao trên bề mặt phân cách (mặt front) Trong khi đó, tốc độ thẳng đứng của khí nóng đang được nâng lên và rất nhỏ, nhưng khối lượng của nó lại lớn vô cùng Sự lạnh đoạn nhiệt Nm của cac lớp khí dày đặc đó dẫn đến sự ngưng kết của một lượng hơi nước lớn Kết quả là tạo nên một hệ thống mây khổng lồ kéo dài hàng nghìn km dọc theo front, còn bề rộng có tới hàng trăm km và phần chính đậm đặc nhất – hàng mấy km, đôi khi đến 8 – 10 km Hê thống mây front có mây vũ - tầng dưới thấp (dưới 2 km), mây trung - tầng (3-6 km) và mây tầng trên (6-8 km) hoặc cao hơn

Mây dạng sóng được tạo ra dưới lớp nghịch nhiệt khi có tốc độ gió ở bên trên và

bên dưới khác nhau rõ rệt Lúc đó lớp nghịch nhiệt xuất hiện sóng giống như sóng biển khi gió thổi Độ dài bước sóng có thể dao động từ 50 đến 2000 km

Không khí Nm đi lên đến đỉnh sóng bị lạnh đoạn nhiêt, vì thế trên các ngọn sóng xảy ra sự ngưng kết và tạo thành mây, còn giữa các sóng xảy ra sự hạ thấp của không khí

ấm hơn và làm tán xạ mây, hoặc làm giảm độ dày đến nỗi bắt đầu hiện sáng phông trời Kết quả là lớp mây bị tách ra thành từng luống riêng biệt, phân bố song song với các ngọn sóng (hình 11) Bề dày thẳng đứng của mây dạng sóng không lớn

Hình 11 : Sơ đồ sự hình thành mây dạng sóng

Mây dạng sóng có thể thấy ở bất cứ độ cao nào của tầng đối lưu Phụ thuộc vào

độ cao, chúng có tên gọi như tầng tích (dưới 2km), trung tích (tu 2-6 km) và mây ti-tích (trên 6km)

3.5.4 Phân hạng mây quốc tế

N gười raphân hạng mây dựa vào hình dạng bên ngoài và độ cao của mây Bảng phân hạng mây quốc tế bao gồm 10 hạng chính và 2 hạng phụ (bảng 2) Trong khí tượng thực hành, để phân định đúng dạng mây, cần dựa vào các bức ảnh mây (màu và trắng đen) mà dạng của nó phổ biến nhất, chúng được tập họp trong “Atlac” mây

Dưới đây là những tóm tắt của các dạng mây chính, cùng những phân bố theo họ (gồm 4 họ mây) - họ mây tầng thấp, họ mây phát triển theo chiều thẳng đứng, họ mây tầng trung và họ mây tầng trên

Họ mây tầng thấp (độ cao chân mây dưới 2 km)

1- Mây tầng – tích, tiếng La tinh Stratocumulus, ký hiệu Sc N ếu chúng phân bố ở

độ cao không lớn (0,3 – 1,5 km) thì thường là một lớp phủ dày màu xám phân tầng với những luống mây đen nằm song song với những vệt sáng giữa chúng Đó là mây tầng - tích dày Ở độ cao lớn hơn 0,6 km là mây tầng – tích sáng Chúng có màu xám, thường

có dạng vảy, phiến lớn, giữa chúng hiện rõ màu độ Nm trời Đó là những đám mây nước

2- Mây tầng, tiếng La tinh Stratus, ký hiệu St, thường không có hình dạng nhất

định, là lớp phủ đồng đều màu gio nằm thấp là là mặt biển hay sát đất liền

3- Mây vũ - tầng, tiếng La tinh N imbostratus, ký hiệu N s, dạng bề ngoài giống

mây tầng, nhưng màu tối hơn, chúng thường cho giáng thuỷ, nhưng đôi khi cho mưa (tuyết) hạt nhỏ không tới đất Từ mây vũ - tầng, theo nguyên tắc, sinh ra các mảnh vây

vũ

Họ mây phát triển thẳng đứng

4- Mây tích, tiếng La tinh Cumulus, ký hiệu Cu, chúng có dạng khối riêng biệt với

đỉnh trắng – sáng, còn chân mây xám, giữa chúng là màu xanh độ Nm trời Độ cao chân mây không lớn (0,3 km), nhưng đỉnh của mây tích dày đạt tới 3-4 km và có hình vòm 5- Mây vũ – tích, tiếng La tinh Cumulonimbus, viết tắt là Cb Khác với mây tích dày là đỉnh của mây vũ tích có thể tới lớp trên cùng của tầng đối lưu, trông như nhiều quả núi lớn chất đống với những đỉnh sáng - trắng còn chân mây đen kịt Vì đỉnh mây rất cao nên có nhiệt độ rất thấp, thành phần trong đó chỉ là các tinh thể băng, và từ đỉnh mây thường tản dài theogió thành hình đe Phần giữa của mây vũ – tích là hỗn hợp cả các tinh thể băng lẫn các giọt nước lạnh giá

Các đám mây vũ – tích đã phát triển hay cho mưa rào mạnh kèm theo giông tố (nhất là trước mùa hạ), đôi khi có mưa đá Mùa đông (ở xứ lạnh) - tuyết rơi dày N gay trước khi mưa, tuyết bắt đàu rơi khi có gió giật mạnh

Họ mây tầng trung (đôi khi gọi là mây tầng cao)

6- Mây trung – tích, tiếng La tinh Altocumulus, ký hiệu Ac Dạng bề ngoài

giống mây tầng – tích loại mỏng, nhưng mùa nó sáng hơn với vệt tối nhỏ ở gần tâm của các phiến, các tấm, mà kích thước của chúng nhỏ hơn nhiều so với mây tầng – tích mỏng Mây trung – tích cũng có loại dày trường xuất hiện cùng mây trung - tầng Độ cao của mây khó xác định, ở các vĩ độ trung bình, trong khoảng 2-6 km Cấu thành của mây chủ yếu là từ các giọt nước nhỏ quá lạnh giá

7- Mây trung - tầng, tiếng La tinh là Altostratus, ký hiệu As Là lớp phủ trắng

đều, trắng – xám, hay màu ghi Qua màn mây trung - tầng mỏng có thể thấy mặt trời hoặc mặt trăng lờ mờ Độ cao trung bình của mây trên các vĩ độ trung bình khoảng 3 – 5 km.Mây này cấu thành từ các giọt nước nhỏ quá lạnh giá hay hỗn hợp của các giọt nước

và các tinh thể băng Mùa hạ đôi khi cho giáng thuỷ không tới đất, mùa đông có thể rơi tuyết nhỏ

Họ mây tầng trên

8- Mây ti, tiếng La tinh Cirrus, ký hiệu Ci, độ cao trung bình 7-10km, dạng sợi

trắng mịn, thường giống hình đuôi ngựa, hình móc câu Mây này có nguồn gốc từ các đầu đe của mây vũ – tích, không có hình dạng nhất định

9- Mây ti – tích, tiếng La tinh Cirrocumulus, ký hiệu là Cc, độ cao trung bình 6-8

km.Hình dạng như những vảy nhỏ màu trắng hay gợn sóng lăn tăn, tạo thành từ các đám bông xốp nhỏ trắng và thường xuất hiện cùng với mây ti

10- Mây ti - tầng, tiếng La tinh Cirrostratus, ký hiệu Cs, độ cao trung bình 6-8

km, là một màu trắng trong suốt đồng đều.Qua nó có thể thấy rõ mặt trời, mặt trăng, cảnh vật dưới đất có bóng Khi có mây này xung quanh mặt trời, mặt trăng tạo nên một vòng tròn nhiều màu sắc khá lớn gọi là quầng Tất cả những mây tầng trên đều cấu thành

từ các tinh thể băng

3.5.5 Cách quan trắc mây

N hững quan sát trên tàu biển cực kỳ quan trọng không những đối với các cơ quan phục vụ thời tiết, mà còn trực tiếp đối với người dẫn tàu, bởi vì trong nhiều trường hợp chúng cho phép dẫn tàu dựa vào dự báo thời tiết Mây dạng tích hình thành không chỉ trong kết quả của đối lưu Khi không khí lạnh, đậm đặc hơn và lạnh hơn, vì một nguyên nhân nào đó bị đNy nhanh về phía không khí nóng làm cho không khí nóng bị nâng lên Trong trường hợp đó trên đường tiếp xúc của không khí lạnh được gọi là front lạnh xuất hiện một vùng mây vũ – tích dày hoặc là mây giông Quá trình đó đặc trưng cho các vĩ độ trung bình và cận nhiệt đới và cso thể xảy ra vào bất cứ thời gian nào của năm và giờ nào của ngày Trên các biển và trên các vùng đất gần bờ biển thậm chí trong mùa đông cũng

có mây giông

hương trình quan sát mây bao gồm: phân định dạng mây, lượng mây tổng quan, lượng mây tầng thấp và mây phát triển thẳng đứng, ước lượng bằng mắt độ cao chân mây Để phân định đúng dạng mây cần nhờ Atlac mây chuyên dụng (xem phần phụ lục 2) Lượng mây tổng quan ước lượng bằng mắt theo mức độ che phủ bầu trời của mây Sự đánh giá này tính theo phần mười hay phần tám mức bao phủ bởi các loại mây trên toàn

bộ bầu trời, hoặc chuyển thành cấp mây (bảng 3) Một cấp mây là 10% diện tích phông trời, vậy nếu toàn bộ bầu trời (tức 100%) bị mây phủ kín thì lượng mây tổng quan được đánh giá là cấp 10, nếu mây phủ 80% bầu trời thì cấp mây là 8, và nếu diện tích mây che

phủ và diện tích bầu trời còn lại (phần trời xanh) gần bằng nhau, thì cấp mây là 5… khi xác định lượng mây, trước tiên phải đánh giá lượng mây tổng quan (kí hiệu N )

Bảng 2

Hạng mây

Ký hiệu

Độ cao trung bình chân mây ở vĩ độ trung bình (km)

Tên gọi bằng tiếng

Họ mây tầng thấp (độ cao chân mây dưới 2 km)

Họ mây tầng trung (độ cao chân mây 2-6 km)

Họ mây tầng trên (trên 6 km)

Bảng 3 Bảng lượng mây tính bằng phần 10 và phần 8 (okta)

Mây 1/10 (hay ít hơn)

Trời tối hay không thể ước tính

được lượng mây

Không quan trắc được

Okta hay ít hơn Okta

Okta Okta Okta Okta Okta Okta

CÂU HỎI ÔN TẬP CHƯƠNG III

1 Cho biết thực chất của sự bốc hơi; thế nào là trạng thái bão hoà hơi nước; nhân

tố nào quyết định cường độ bốc hơi ?

2 Độ Nm không khí là gì ? Các đại lượng đặc trưng cho độ Nm của không khí ? Mối quan hệ giữa chúng ?

3 Cho biết phương pháp và dụng cụ đo độ Nm không khí ?

4 N êu các quá trình biến đổi pha của nước trong khí quyển ?

5 Sương mù là gì ? N guyên nhân hình thành và cách phân loại sương mù ?

6 Mây là gì ? N guyên nhân hình thành mây ? Các dạng mây chính ?

7 Bảng phân hạng mây quốc tế ?

Đôi khi giáng thuỷ còn bao gồm cả những vật phNm ngưng kết của hơi nước trực tiếp hình thành trên mặt đất như sương, sương muối, mù đông kết…

Mây, mù, màn sương, khói không được gọi là giáng thuỷ, các nhà khí tượng gọi các đối tượng quan sát đó bằng một thuật ngữ chung là các hiện tượng khí tượng

Điều kiện để hình thành giáng thuỷ được quyết định bởi độ lớn các giọt nước và các tinh thể băng trong mây Khi kích thước của chúng đủ lớn, đủ nặng thắng được dòng

4.1.2 Cách phân loại giáng thuỷ

Dựa vào nguồn gốc và đặc điểm rơi, nó được chia làm 3 loại: giáng thuỷ rào, thường và giáng thuỷ phùn

Giáng thuỷ rào rơi xuống từ các đám mây vũ - tích dưới dạng mưa, tuyết với các hạt lớn Chúng bắt đầu và kết thúc rất đột ngột, cường độ rơi dao động rất mạnh và trong thời gian ngắn Độ dài của từng đợt rơi từ mấy phút đến 2-3 giờ Trong giáng thuỷ rào đôi khi có cả mưa đá

Giáng thuỷ thường (đôi khi gọi là giáng thuỷ dầm), rơi từ các đám mây vũ - tầng,

đôi khi từ mây trung - tầng Giáng thuỷ thường xảy ra trong thời gian khá dài hoặc có ngắt quãng, cường độ rơi trung bình và trên diện tích rộng lớn Thời tiết trong giáng thuỷ thường rất u ám

Giáng thuỷ phùn (hạt nhỏ li ti) rơi xuống từ các đám mây tầng dưới dạng mưa hay

4.1.3 Ảnh hưởng của giáng thuỷ đến tầm xa của ra đa

Sự suy giảm tín hiệu của ra đa bởi giáng thuỷ (như mưa, tuyết, mưa đá…) xảy ra

do sự hấp thụ năng lượng sóng điện từ bởi các phân tử nước Trong mưa, tuyết tầm nhìn giảm mạnh hơn nhiều so với trong mù Mức độ thuyên giảm phụ thuộc vào cường độ giáng thuỷ (độ dày đặc của các hạt mưa, tuyết), cường độ càng lớn thì tầm nhìn của ra đa càng giảm Trong mưa rào độ giảm tín hiệu lớn nhất

Độ dài của bước sóng ra đa trên tàu biển càng nhỏ và cường độ giáng thuỷ càng lớn thì ảnh hưởng của nó đến tầm nhìn xa càng lớn

§4.2 CÁCH QUAN TRẮC GIÁN G THUỶ

N gười ta quan trắc giáng thuỷ (lượng mưa, tuyết) bằng cách đo độ dày lớp nước (tính bằng mm) đã rơi từ các đám mây xuống một diện tích nằm ngang trên mặt đất Trên các trạm khí tượng, lượng giáng thuỷ được đo nhờ vũ lượng kế Đó là một thùng chuyên dụng đặt trên giá đỡ ở nơi quang đãng Lượng mưa hay lượng tuyết sau một đợt hoặc sau một kì hạn quan trắc được đo nhờ nột ống đo bằng thuỷ tinh có vạch chia, mỗi một độ chia là 2 cm³ ứng với cột nước cao 0,1mm Lượng tuyết rơi được đo bằng thước chuyên dụng

Trên các tàu biển người ta không tiến hành đo lượng giáng thuỷ N hờ ra đa trên tàu biển có thể quan sát sự dịch chuyển và tiến hoá của các dải giáng thuỷ và liên quan với chúng là các hệ thống mây, còn theo độ sáng của ảnh trên màn hình – cho ta biết về cường độ của hiện tượng N ếu hình ảnh sáng rõ trên màn hình thì đó là mưa rào; còn hình ảnh mờ không rõ nét – mưa phùn hay mù

CÂU HỎI ÔN TẬP CHƯƠNG IV

1 Giáng thuỷ là gì? N gười ta phân loại giáng thuỷ như thế nào?

2 Cho biết các loại mây thường cho các loại giáng thuỷ Ảnh hưởng của giáng thuỷ đến tầm xa của ra đa?

Chương V