Bài giảng khí tượng hải dương học

Sự biến đổi của nhiệt độ không khí trong quá trình một ngày và trong quá trình một năm phụ thuộc vào sự quay của Trái Đất và sự biến thiên của thông lượng bức xạ mặt trời, liên quan với

TRƯỜNG ĐẠI HỌC QUẢNG BÌNH

KHOA NÔNG – LÂM - NGƯ

-   -

BÀI GIẢNG

(Lưu hành nội bộ)

KHÍ TƯỢNG HẢI DƯƠNG HỌC

(Dành cho hệ Đại học ngành Nuôi trồng thủy sản)

Người biên soạn: Trần Thị Yên

MỤC LỤC

Chương I MỞ ĐẦU VỀ HỆ THỐNG KHÍ QUYỂN 1

I KHÍ QUYỂN 1

1 Các tầng khí quyển 1

2 Thành phần khí quyển 2

II THỜI TIẾT, KHÍ HẬU VÀ CÁC NHÂN TỐ HÌNH THÀNH KHÍ HẬU 4

1 Thời tiết 4

2 Khí hậu 4

3 Các nhân tố hình thành khí hậu 5

III NHIỆT ĐỘ KHÔNG KHÍ 8

Chương II NĂNG LƯỢNG BỨC XẠ MẶT TRỜI 10

1 Mặt trời và các dạng dòng bức xạ mặt trời 10

2 Ảnh hưởng của bức xạ mặt trời lên các quá trình khí quyển và lớp sinh quyển 11

3 Chế độ nhiệt của không khí 12

Chương III TUẦN HOÀN NƯỚC TRONG TỰ NHIÊN 22

1 Chu trình nước trong tự nhiên 22

2 Độ ẩm không khí 24

3 Sự bốc hơi 29

Chương IV NHỮNG ĐẶC ĐIỂM TỰ NHIÊN CỦA BIỂN VÀ ĐẠI DƯƠNG 33

I PHÂN BỐ LỤC ĐỊA VÀ NƯỚC TRÊN TRÁI ĐẤT 33

II ĐẠI DƯƠNG THẾ GIỚI VÀ BIỂN 34

1 Đại dương 34

2 Biển 34

III ĐƯỜNG CONG TRẮC CAO VÀ ĐỊA HÌNH ĐÁY ĐẠI DƯƠNG 35

1 Đường cong trắc cao 35

2 Mực nước trung bình 35

3 Số không độ sâu của hải đồ 35

4 Đường đẳng sâu 35

5 Địa hình đáy đại dương 35

IV TRẦM TÍCH ĐÁY ĐẠI DƯƠNG 37

1 Khái niệm trầm tích đại dương 37

2 Cấu tạo và quá trình hình thành đất đáy 37

3 Sự phân bố trầm tích đáy trong đại dương 39

4 Vai trò của nghiên cứu đất đáy biển 39

CHƯƠNG V: NHỮNG TÍNH CHẤT VẬT LÝ CỦA NƯỚC BIỂN 41

I MẬT ĐỘ VÀ SỰ DỊ THƯỜNG CỦA MỘT SỐ TÍNH CHẤT VẬT LÝ CỦA NƯỚC 41

1 Cấu tạo nước 41

2 Mật độ nước 41

3 Sự dị thường của một số tính chất vật lý của nước 42

II CÁC TÍNH CHẤT NHIỆT CỦA NƯỚC ĐẠI DƯƠNG 43

1 Khái niệm nhiệt độ nước 43

2 Chế độ nhiệt của đại dương 43

3 Cân bằng nhiệt của đại dương 44

4 Nhiệt độ của mật độ cực đại và nhiệt độ đóng băng 44

III TÍNH CHẤT QUANG HỌC CỦA NƯỚC BIỂN 49

1 Độ trong của nước 49

2 Độ đục 50

3 Các tính chất quang học của nước biển 51

CHƯƠNG VI ĐỘNG LỰC HỌC CỦA BIỂN VÀ ĐẠI DƯƠNG 54

I SÓNG BIỂN 54

1 Các yếu tố sóng 54

2 Các dạng sóng và phân loại chúng 55

3 Sóng gió 57

II CÁC YẾU TỐ THỦY TRIỀU 59

1 Thủy triều 59

2 Cơ sở lý thuyết thủy triều 63

III HẢI LƯU 69

1 Khái niệm xáo trộn 69

2 Các loại xáo trộn 69

3 Sơ đồ hoàn lưu 71

4 Những đặc điểm quan trọng của dòng chảy trong đại dương 74

Chương VII CƠ SỞ HẢI DƯƠNG HỌC CỦA VIỆC HÌNH THÀNH CÁC VÙNG CÓ NĂNG SUẤT SINH HỌC CAO VÀ SỬ DỤNG CÁC YẾU TỐ VÔ SINH TRONG NGHIÊN CỨU - DỰ BÁO 77

I ĐIỀU KIỆN HẢI DƯƠNG HỌC CỦA VIỆC HÌNH THÀNH CÁC VÙNG CÓ NĂNG SUẤT SINH HỌC CAO 77

1 Các điều kiện quyết định 77

2 Chỉ số hải dương học của vùng có năng suất sinh học cao 81

II MÙA THỦY VĂN - CƠ SỞ ĐỂ NGHIÊN CỨU SỰ BIẾN ĐỘNG CỦA THỦY SINH VẬT 83

III CÁC YẾU TỐ VÔ SINH VÀ CÁC MỐI TƯƠNG QUAN ĐƯỢC SỬ DỤNG TRONG NGHIÊN CỨU DỰ BÁO 85

1 Các yếu tố vô sinh trực tiếp và gián tiếp 85

2 Các mối tương quan được sử dụng trong nghiên cứu dự báo 87

IV SỬ DỤNG NHIỆT ĐỘ TRONG NƯỚC ĐỂ NGHIÊN CỨU DỰ BÁO 88

1 Nhiệt độ nước là yếu tố trực tiếp 88

2 Nhiệt độ nước là yếu tố gián tiếp 89

V SỬ DỤNG CÁC YẾU TỐ THỦY HÓA, ĐỘNG LỰC VÀ CÁC YẾU TỐ HẢI DƯƠNG KHÁC 91

1 Độ muối 91

2 Oxy hòa tan 91

3 Các chất biogen 91

4 Các yếu tố động lực học 93

5 Địa hình đáy 93

TÀI LIỆU THAM KHẢO……… 94

LỜI NÓI ĐẦU

Bài giảng “Khí tượng hải dương học” được biên soạn cho ngành Nuôi trồng thủy

sản hệ Đại học Nội dung bài giảng đề cập đến đến các quy luật về thời tiết, khí tượng cũng như quy luật hình thành nên các dòng hải lưu, vùng nước trồi ở trong đại dương

Bài giảng còn tập trung phân tích một số vấn đề chính theo hướng liên quan đến môi trường và sinh vật biển, đồng thời nêu lên cơ sở hải dương học của việc hình thành các vùng có năng suất sinh học cao và sử dụng các yếu tố vô sinh trong nghiên cứu và dự báo

Học xong học phần này sinh viên nắm đựơc các quy luật về thời tiết, khí tượng, các dòng hải lưu ở biển Đồng thời, sinh viên biết vận dụng chúng trong nuôi trồng thủy sản

và dự báo được vùng có năng suất sinh học cao Mặt khác người học sẽ có khả năng đọc bảng thủy triều, tính độ cao thủy triều, cắm móc thủy triều

Bài giảng được biên soạn lần đầu nên không tránh khỏi những sai sót rất mong sự đóng góp của đồng nghiệp và của các em sinh viên để lần biên soạn sau được hoàn thiện hơn

Tác giả

Chương I MỞ ĐẦU VỀ HỆ THỐNG KHÍ QUYỂN

I KHÍ QUYỂN

1 Các tầng khí quyển

- Tầng đối lưu: từ bề mặt trái đất tới độ cao 7 - 17km, phụ thuộc theo vĩ độ (ở

2 vùng cực là 7 - 10km) và các yếu tố thời tiết, nhiệt độ giảm dần theo độ cao đạt đến -50°C Không khí trong tầng đối lưu chuyển động theo chiều thẳng đứng và nằm ngang rất mạnh làm cho nước thay đổi cả 3 trạng thái, gây ra hàng loạt quá trình thay đổi vật lý Những hiện tượng mưa, mưa đá, gió, tuyết, sương giá, sương mù, đều diễn ra ở tầng đối lưu

- Tầng bình lưu: từ độ cao trên tầng đối lưu đến khoảng 50 km, nhiệt độ tăng theo độ cao đạt đến 0°C Ở đây không khí loãng, nước và bụi rất ít, không khí chuyển động theo chiều ngang là chính, rất ổn định

- Tầng trung lưu: từ khoảng 50 km đến 80 - 85 km, nhiệt độ giảm theo độ cao đạt đến -75°C Phần đỉnh tầng có một ít hơi nước, thỉnh thoảng có một vài vệt mây bạc gọi là mây dạ quang

- Tầng điện li: từ 80 - 85 km đến khoảng 640 km, nhiệt độ tăng theo độ cao

có thể lên đến 2.000°C hoặc hơn Ôxy và nitơ ở tầng này ở trạng thái ion, vì thế gọi

là tầng điện li Sóng vô tuyến phát ra từ một nơi nào đó trên vùng bề mặt Trái đất phải qua sự phản xạ của tầng điện li mới truyền đến các nơi trên thế giới Tại đây,

do bức xạ môi trường, nhiều phản ứng hóa học xảy ra đối với ôxy, nitơ, hơi nước, CO2 chúng bị phân tách thành các nguyên tử và sau đó ion hóa thành các ion như

NO+, O+, O2+, NO3-, NO2- và nhiều hạt bị ion hóa phát xạ sóng điện từ khi hấp thụ các tia mặt trời vùng tử ngoại xa

- Tầng ngoài: từ 500 - 1.000 km đến 10.000 km, nhiệt độ tăng theo độ cao có thể lên đến 2.500°C Đây là vùng quá độ giữa khí quyển Trái Đất với khoảng không vũ trụ Vì không khí ở đây rất loãng, nhiệt độ lại rất cao, một số phân tử và nguyên tử chuyển động với tốc độ cao cố "vùng vẫy" thoát ra khỏi sự trói buộc của

Hình 1 Các tầng khí quyển

2 Thành phần khí quyển

Khí quyển được gọi là bề mặt không khí của trái đất, đó chính là môi trường sống của toàn bộ Trái đất (trừ các loại vi trùng, vi khuẩn ký sinh), và do đó lớp dưới cùng của khí quyển được gọi là môi trường của sản xuất nông nghiệp

Hỗn hợp các chất khí tạo nên khí quyển gọi là không khí Sự cân bằng động học được thiết lập giữa khí quyển và sinh quyển Vì vậy, con người và đối tượng của sản xuất nông nghiệp thích nghi với một thành phần không khí nào đó (hay đó chính là điều kiện cần thiết) để tồn tại

Lớp không khí khô và sạch ở tầng khí quyển dưới cùng được đặc trưng bởi thành phần các chất khí không đổi, và trong một đơn vị thể tích chứa 78,08% Nitơ (N2); 20,95% Ôxy (O2); 0,93% Argôn (Ar); 0,03% Cacbonic (CO2) Phần còn lại 0,01% thể tích gồm Nêon (Ne), Heli (He), nước (H2O) và các chất khí khác Trong

đó, N2, O2, CO2 và hơi nước có ý nghĩa lớn nhất đối với sinh quyển cũng như đối với sản xuất nông nghiệp

gia vào thành phần Prôtít của thực vật, động vật Nitơ tự do của khí quyển được liên kết bởi một vài tạp khuẩn trong đất và củ của các loại cây có củ, chúng làm giàu đất bằng các hỗn hợp Nitơ và các sinh vật dễ hấp thụ Nitơ Để đất màu mỡ hơn, người ta đưa vào đất các hỗn hợp Nitơ hữu cơ và khoáng chất dưới dạng phân bón Mưa cũng thâm nhập vào đất một lượng Nitơ không nhỏ

- Ôxy (O 2 ) rất cần thiết cho sự thở của cây trồng Khi liên kết các chất hữu cơ

với Ôxy ở trong tế bào sống sẽ sinh ra năng lượng bảo đảm cho sự sống của thực vật, động vật Vì vậy đối với đất giàu Ôxy khi tăng kỹ thuật canh tác đất, sẽ tăng tác động vi khuẩn trong đất, rễ cây sẽ sinh trưởng nhanh và do đó sẽ tăng các chất nuôi dưỡng cây trồng

sự sống của thực vật, là nhân tố quan trọng tạo nên sản lượng cây trồng Cây xanh cùng với năng lượng mặt trời (ánh sáng) trong quá trình quang hợp sẽ nhận được chất hữu cơ từ nước (H2O) và Cácbonic (CO2) Khi động, thực vật thở hoặc bị đốt nóng hay các chất hữu cơ bị thoái hoá, khí Cácbonic sẽ toả ra khí quyển Sự tăng nồng độ khí Cácbonic (đến giới hạn nào đó) trong không khí làm tăng năng suất cây trồng

- Hơi nước là mắt xích cơ bản của tuần hoàn nước trong tự nhiên Nước tạo

ra mây, tạo ra mưa Khả năng chứa hơi nước trong khí quyển gọi là độ ẩm không khí Hoạt động sống của thực vật, năng suất của cây nông nghiệp và sản lượng của

động vật nuôi; cũng như sự phân bố và hoạt tính của côn trùng và bệnh tật của cây trồng phụ thuộc vào độ ẩm không khí Khả năng chứa hơi nước trong không khí ở

bề mặt đất dao động từ 0,01 đến 4% thể tích Trung bình, lượng hơi nước ở vùng cực xấp xỉ 0,02% thể tích, trong vùng nhiệt đới 2,5% thể tích; tức là thay đổi lớn hơn 100 lần Tỷ khối hơi nước theo chiều cao giảm nhanh hơn so với tỷ khối các chất khí tạo ra trong không khí Ở độ cao 1,5 - 2 km, tỷ khối hơi nước nhỏ hơn 2 lần so với tỷ khối hơi nước của lớp không khí gần mặt đất Ở độ cao 10 - 15 km hầu như không tồn tại hơi nước

Trong khí quyển tồn tại các hợp chất khí khác nhau, chúng xâm nhập vào khí quyển do sự phun xuất của núi lửa, cháy rừng, tác động công nghiệp, hàng không

và của các phương tiện giao thông Các phần tử bụi đất, bụi sản xuất, bụi vũ trụ, khói, muối biển, các vi chất hữu cơ, các bào tử thực vật, giọt nước nằm trong trạng thái lơ lửng là thành phần cơ bản của các tạp chất lơ lửng

phần lớn ở độ cao 25 - 50 km Ở độ cao trên 1000 km, bắt đầu là các khí nhẹ - He, sau đó là Ôxy

II THỜI TIẾT, KHÍ HẬU VÀ CÁC NHÂN TỐ HÌNH THÀNH KHÍ HẬU

1 Thời tiết

Trong khí quyển thường xuyên xảy ra những quá trình vật lí, những quá trình này không ngừng làm biến đổi trạng thái của nó Trạng thái của khí quyển ở gần mặt đất và ở những tầng thấp hơn (thường là trong môi trường hoạt động của hàng không) gọi là thời tiết Những đặc trưng của thời tiết như: nhiệt độ không khí, khí

áp, độ ẩm, lượng mây, giáng thuỷ, gió và các hiện tượng dông, bão, sương mù, gió tây khô nóng được gọi là những yếu tố khí tượng

Những sự biến đổi của thời tiết ở gần mặt đất có ý nghĩa lớn đối với nông nghiệp và các lĩnh vực kinh tế khác của con người Thời tiết ở những tầng khí quyển cao hơn ảnh hưởng đến hoạt động của hàng không Cần lưu ý là những quá trình khí quyển ở các độ cao khác nhau có liên quan với nhau Vì vậy, để nghiên cứu thời tiết gần mặt đất một cách toàn diện ta cần nghiên cứu cả các tầng khí quyển ở cao hơn

Tóm lại: Trạng thái khí quyển vào một giai đoạn tại một khu vực nhất định

trong lớp hoạt động của con người được gọi là thời tiết Thời tiết đặc trưng bằng tổ

hợp các yếu tố khí tượng

2 Khí hậu

Chế độ thời tiết nhiều năm tại một vùng nào đó được gọi là khí hậu của vùng

đó Ở mỗi nơi trên Trái Đất, trong những năm khác nhau, thời tiết diễn ra khác nhau, song trong sự khác biệt của thời tiết hàng ngày, hàng tháng, hàng năm ở mỗi địa phương, ta vẫn có thể phân biệt được một loại khí hậu hoàn toàn xác định

Khí hậu là tập hợp của những điều kiện khí quyển đặc trưng cho mỗi địa phương và phụ thuộc hoàn toàn vào hoàn cảnh địa lí của địa phương Hoàn cảnh địa lí không những chỉ vị trí của địa phương tức là vĩ độ, kinh độ và độ cao trên mực biển mà còn chỉ đặc điểm của mặt đất, địa hình, lớp phủ thổ nhưỡng, lớp phủ thực vật

Những điều kiện khí quyển ít nhiều biến thiên trong quá trình một năm: từ mùa đông sang mùa hè và từ mùa hè sang mùa đông Tập hợp những điều kiện khí quyển đó ít nhiều biến đổi từ năm này sang năm khác Những sự biến đổi này có

đặc tính dao động lân cận giá trị trung bình nhiều năm Như vậy khí hậu có đặc tính

ổn định

Cũng chính vì vậy, khí hậu là một trong những đặc trưng địa lí tự nhiên của địa phương, một trong những thành phần cảnh quan của địa lí Mặt khác, giữa các quá trình khí quyển và trạng thái mặt đất (kể cả đại dương thế giới) có những mối liên quan chặt chẽ nên khí hậu cũng liên quan với những đặc điểm địa lí và các thành phần cảnh quan địa lí khác

3 Các nhân tố hình thành khí hậu

3.1 Tuần hoàn nhiệt

Khí hậu được xác định bởi các vòng tuần hoàn cơ bản đó là tuần hoàn nhiệt, tuần hoàn ẩm và hoàn lưu khí quyển gọi là các quá trình hình thành khí hậu Thực chất của tuần hoàn nhiệt tạo nên chế độ nhiệt của khí quyển như sau:

Khí quyển, hấp thụ một phần các tia mặt trời xuyên qua nó và biến chúng thành nhiệt, một phần khuếch tán và làm biến đổi thành phần quang phổ của chúng

Nhiệt độ không khí thường gây cảm giác nóng hay lạnh và có tầm quan trọng rất lớn đối với đời sống trên Trái Đất nói chung và đời sống hoạt động kinh tế của con người nói riêng

Sự biến đổi của nhiệt độ không khí trong quá trình một ngày và trong quá trình một năm phụ thuộc vào sự quay của Trái Đất và sự biến thiên của thông lượng bức xạ mặt trời, liên quan với chuyển động quay đó Song nhiệt độ không khí biến đổi không điều hoà, không có chu kì do không khí chuyển động không ngừng từ nơi này đến nơi khác trên Trái Đất Sự phân bố của nhiệt độ không khí trên Trái Đất phụ thuộc chủ yếu vào điều kiện chung theo đới của thông lượng bức xạ mặt trời, phụ thuộc vào sự phân bố lục địa và biển (vì biển và lục địa hấp thụ bức xạ và được đốt nóng khác nhau) Và cuối cùng, phụ thuộc vào những dòng khí thịnh hành đem không khí từ khu vực này đến khu vực khác của Trái Đất

Hình 2: Chu trình nhiệt ẩm và cân bằng nước

Tuy nhiên, nhiệt độ không khí và nước chỉ được xác định như động năng trung bình (tốc độ trung bình) của tất cả các phân tử khí và nước Nhiệt độ cho chúng ta biết trạng thái “nóng” hay “lạnh” của vật, nhiệt độ không cho ta biết nội năng của vật có được (bao gồm cả thế năng và động năng) Với cùng nhiệt độ, vật

có khối lượng lớn hơn có năng lượng lớn hơn

Trong khí quyển và đại dương, nhiệt như một dạng năng lượng được vận chuyển trong các quá trình truyền nhiệt phân tử và truyền nhiệt rối và trong quá trình đối lưu Do nước có nhiệt dung lớn hơn đất 5 lần và không khí 3 lần nên khối nước biển chậm bị đốt nóng và làm lạnh và sự biến đổi nhiệt độ nhỏ hơn so với đất liền và có khả năng tích luỹ năng lượng nhiều hơn đất và không khí Chính vì vậy, biển có tác động rất lớn đến thời tiết và khí hậu

3.2 Tuần hoàn ẩm

Ngoài tuần hoàn nhiệt, giữa khí quyển và mặt đất thường xuyên diễn ra tuần hoàn nước hay tuần hoàn ẩm Nước từ bề mặt đại dương và các vùng chứa nước, từ thổ nhưỡng ẩm và thực vật bốc hơi vào khí quyển Quá trình này được thổ nhưỡng

và các lớp nước trên cùng cung cấp một lượng nhiệt lớn Hơi nước - nước trong trạng thái hơi, là một thành phần quan trọng của không khí khí quyển Trong các điều kiện khí quyển hơi nước có thể biến đổi ngược lại, nó ngưng kết, tụ lại, kết quả là mây và sương mù xuất hiện Do quá trình ngưng tụ, một lượng ẩn nhiệt lớn toả ra trong khí quyển, với những điều kiện nhất định, nước sẽ rơi xuống từ mây

Trở về mặt đất, nếu tính chung cho toàn Trái Đất, lượng giáng thuỷ cân bằng với lượng bốc hơi

Lượng giáng thuỷ và sự phân bố của nó theo mùa có ảnh hưởng đến lớp thổ nhưỡng và việc trồng cây Điều kiện dòng chảy, chế độ sông, mực nước hồ và các hiện tượng thuỷ văn khác cũng phụ thuộc vào sự phân bố và biến thiên của lượng giáng thuỷ

3.3 Hoàn lưu khí quyển

Sự phân bố nhiệt không đều trong khí quyển dẫn tới sự phân bố không đều của khí áp Chuyển động không khí hay các dòng khí lại phụ thuộc vào sự phân bố của khí áp Đặc tính của chuyển động không khí tương ứng với mặt đất chịu ảnh hưởng lớn của điều kiện là chuyển động này xảy ra trên Trái Đất quay Ở những tầng dưới cùng của khí quyển, chuyển động của không khí còn chịu ảnh hưởng của

ma sát Chuyển động của không khí tương ứng với mặt đất gọi là gió

Toàn bộ hệ thống những dòng khí quy mô lớn trên Trái Đất là hoàn lưu chung khí quyển Chuyển động xoáy cỡ lớn như xoáy thuận và xoáy nghịch thường xuyên xuất hiện trong khí quyển, làm cho hệ thống hoàn lưu này trở nên rất phức tạp Những sự biến đổi cơ bản của thời tiết có liên quan với sự di chuyển của không khí trong hoàn lưu chung khí quyển, vì các khối khí di chuyển từ khu vực này sang khu vực khác mang theo những điều kiện mới của nhiệt độ, độ ẩm, lượng mây và các yếu tố khác

Ngoài hoàn lưu chung, trong khí quyển còn có hoàn lưu địa phương quy mô nhỏ hơn nhiều như gió đất - gió biển (brizơ), gió núi - thung lũng và các loại gió khác Các xoáy mạnh cỡ nhỏ như lốc, vòi rồng cũng thường xuất hiện

Gió gây sóng trên mặt nước, các dòng chảy đại dương và hiện tượng băng trôi Gió

là nhân tố quan trọng trong quá trình xói mòn và tạo thành địa hình

3.4 Sự hình thành khí hậu

Các quá trình hình thành khí hậu phát triển trong các hoàn cảnh địa lí khác nhau Do đó, những đặc điểm cụ thể của những quá trình này và các loại khí hậu

bố của các điều kiện khí hậu trên Trái Đất phụ thuộc vào sự phân bố của các nhân

tố địa lí đó

Những điều kiện đặc biệt, gọi là những điều kiện vi khí hậu, thường quan sát thấy ở tầng không khí dưới cùng gần mặt đất, nơi sinh trưởng của cây trồng Ở đây, những đặc điểm của chế độ khí quyển chịu ảnh hưởng của các đặc điểm trong cấu trúc và trạng thái của mặt đất

Khí hậu có những sự biến thiên đáng kể, thậm chí rất lớn qua các thời đại địa chất Những sự biến thiên này liên quan với sự biến đổi trong cấu trúc của mặt đất

và thành phần không khí khí quyển cũng như do những nguyên nhân thiên văn khác như sự biến đổi trong sự quay của Trái Đất xung quanh Mặt Trời, sự biến đổi mật độ của vật chất trong không gian vũ trụ Cũng có thể chính là do sự biến đổi trong hoạt động của Mặt Trời Những điều kiện khí hậu cũng dao động ít nhiều trong quá trình hàng nghìn, hàng trăm năm hay trong thời gian ngắn hơn Hiện tượng nóng lên ở phần lớn Trái Đất thuộc miền vĩ độ cao và vĩ độ trung bình vào đầu thế kỷ 20 Rất có thể là hiện tượng này cũng xảy ra ở Nam bán cầu Người ta thường liên hệ những dao động hiện tại của khí hậu này chủ yếu với sự biến đổi của hoàn lưu chung khí quyển, còn những sự biến đổi của hoàn lưu chung này, người ta lại liên hệ với sự biến đổi trong hoạt động Mặt Trời

III NHIỆT ĐỘ KHÔNG KHÍ

Nhiệt độ trung bình của khí quyển tại bề mặt Trái Đất là khoảng 14°C Cũng như mọi vật thể, không khí có nhiệt độ khác với độ không tuyệt đối Nhiệt độ không khí ở mỗi điểm của khí quyển thường xuyên biến đổi Ở mặt đất nhiệt độ không khí biến thiên rất lớn

Những đại lượng cực trị đã quan trắc được đến nay gần 60°C (ở sa mạc miền nhiệt đới) và gần - 90°C (ở Nam Cực) Theo chiều cao, nhiệt độ không khí biến đổi, ở những tầng khác nhau và trong những trường hợp khác nhau, nhiệt độ biến đổi khác nhau Tính trung bình, nhiệt độ giảm đến độ cao 10 - 15km; sau đó tăng đến 50 - 60km, sau đó lại giảm

Ở phần lớn các nước, nhiệt độ của không khí cũng như của thổ nhưỡng và nước được biểu diễn bằng độ theo bảng nhiệt độ quốc tế Selsi (Celsius) - °C quy định chung trong đo lường vật lý Điểm 0°C của băng này là nhiệt độ băng tan, còn

+ 100°C là nhiệt độ của nước đang sôi (đều trong điều kiện khí áp chuẩn 1000mb, khí áp trên mực biển)

Nhưng ở Mỹ và ở nhiều nước trong khối liên hiệp Anh, đến nay vẫn sử dụng nhiệt độ Faranet (Fahrenheit) trong đời sống cũng như ngay trong khí tượng lý thuyết Trong bảng này, khoảng giữa điểm tan của băng và điểm sôi của nước chia làm 180°F ở điểm tan của băng, trên bảng ghi giá trị +32°F Như vậy, nhiệt độ Faranet bằng 5/9°C còn 0°C ứng với +32°F, còn 100°C bằng +212°F

Bảng 1: Công thức chuyển đổi o C sang o F

Ngoài ra, trong khí tượng học lý thuyết, người ta còn dùng bảng nhiệt độ tuyệt đối (bảng Kenvanh K) Không độ của bảng này tương ứng với sự ngừng hoàn toàn chuyển động nhiệt của phân tử, nghĩa là nhiệt độ thấp nhất có thể có Theo bảng Selsi đại lượng đó bằng -273,18 + 0,03°C Nhưng trong thực tế, người ta thường lấy độ không tuyệt đối đúng bằng - 273°C; độ chia của bảng nhiệt độ tuyệt đối bằng độ chia của bảng Selsi Vì vậy, 0°C của bảng Selsi tương ứng với +273°K của bảng nhiệt độ tuyệt đối

Chương II NĂNG LƯỢNG BỨC XẠ MẶT TRỜI

Mặt trời là một khối khí nóng bỏng mà thể tích của nó lớn hơn thể tích trái đất rất nhiều (khoảng 1.300.000lần); khối lượng của nó chiếm 99,87% toàn bộ khối lượng của hệ mặt trời Mặt trời tỏa ra không gian xung quanh một năng lượng xấp

xỉ 3,71.1026 W, người ta tính được trên 1km2 bề mặt đất (kể cả khí quyển) nhận

Công suất dòng bức xạ mặt trời được tính bằng W/m2 Trong khí tượng nông nghiệp công suất dòng bức xạ mặt trời thường được biểu thị bằng Calo trên một đơn vị diện tích sau một đơn vị thời gian - Cal/(cm2.phút) Dòng bức xạ bằng 1 Cal/(cm2.phút) tương đương với 698W/m2 Tại lớp biên phía trên của khí quyển, với khoảng cách bình quân từ trái đất đến mặt trời thì bề mặt trái đất vuông góc với tia sáng mặt trời sẽ hấp thụ một lượng bức xạ mặt trời bằng 1,98 Cal/(cm2.phút) =

1382 W/m2 - đại lượng này gọi là hằng số mặt trời

Trong khí quyển có ba dòng bức xạ mặt trời: trực xạ, tán xạ và phản xạ Bức xạ mặt trời tới trái đất trực tiếp từ đĩa mặt trời trong dạng chùm tia song

song được gọi là trực xạ Một phần bức xạ mặt trời đi qua khí quyển được phát tán bởi các tạp chất ngoài trời - đó là tán xạ Bức xạ trực tiếp tới bề mặt nằm ngang và

tán xạ tác động đồng thời tạo thành bức xạ tổng cộng Một phần bức xạ mặt trời

phản xạ lại bởi bề mặt đất, bởi mây được gọi là phản xạ

Hình 3: Vị trí của mặt trời và trái đất

2 Ảnh hưởng của bức xạ mặt trời lên các quá trình khí quyển và lớp sinh quyển

Bức xạ mặt trời là nguồn năng lượng cơ bản của hầu hết tất cả các quá trình sống tự nhiên diễn ra hàng ngày trong khí quyển và trên bề mặt đất Tia sáng mặt trời khi qua khí quyển phát sinh ra nhiều hiện tượng tự nhiên, hệ quả của sự phát tán đó là màu bầu trời xanh, hoàng hôn màu mặt trời đỏ ở chân trời Khi các tia mặt trời đi qua các giọt nước và tinh thể băng chúng ta nhìn thấy cầu vồng, những quầng sáng, vòng tròn quanh mặt trời và một số hiện tượng quang học khác Bức xạ mặt trời đốt nóng bề mặt trái đất và đại dương không đồng đều, tạo nên sự trộn lẫn khối khí và tạo ra sự chuyển động của không khí lên trên Dưới tác động của dòng bức xạ mặt trời, sự bốc hơi diễn ra trên bề mặt sông, hồ, đất và cây xanh Hơi nước được chuyển từ đại dương, biển do gió đưa đến lục địa và là nguồn ẩm chính để tạo thành mưa cung cấp cho sông, hồ, và dùng để tưới cho cánh đồng, vườn và rừng

thành chất hữu cơ thông qua quá trình quang hợp Tức là từ CO2, nước và các chất khoáng trong đất, cây xanh tổng hợp thành chất hữu cơ và thải ra khí quyển Ôxy

Các chất hữu cơ này dùng để nuôi tất cả các cơ quan sống và là nguồn năng lượng chính đối với loài người (than đá, dầu mỏ, than bùn là sản phẩm của quá trình quang hợp cây xanh trong các kỷ nguyên trước đây)

Ánh sáng mặt trời - đây là nhân tố sống không thể thay thế được đối với thực vật và động vật Vì vậy, cơ thể sống phải thích nghi với sự thay đổi cường độ bức

xạ mặt trời và thành phần phổ của nó Độ dài ngày, cường độ bức xạ mặt trời xác định đặc tính thực vật

Do sự tác động của cường độ bức xạ khác nhau nên tất cả cây xanh được chia thành hai loại: ưa sáng và chịu tối Trong điều kiện không đủ ánh sáng, khi gieo hạt (trong những ngày âm u) làm các tế bào phân hoá yếu và có thể làm cây đổ rạp Trong cánh đồng ngô được gieo dày, nếu cường độ bức xạ mặt trời yếu, sự tạo bắp của cây bị yếu đi

Bức xạ mặt trời ảnh hưởng lên thành phần hóa học của cây xanh Ví dụ: độ ngọt của củ cải đường hoặc nho, lượng prôtít của cây lấy hạt phụ thuộc vào số ngày nắng Lượng đường của táo hay một số cây khác phụ thuộc vào cường độ bức xạ mặt trời Tia cực tím của mặt trời chiếu vào động vật nuôi về mùa đông có thể tác dụng chữa một số bệnh cho chúng và để tăng sản lượng của động vật nuôi

3 Chế độ nhiệt của không khí

3.1 Quá trình nóng lên và lạnh đi của không khí

Người ta nhận thấy rằng khi mặt đất hấp thu năng lượng bức xạ mặt trời thì được chuyển hoá thành nhiệt năng làm cho nó nóng lên Một phần nhiệt lượng của mặt đất sẽ truyền vào các lớp đất sâu, còn phần lớn truyền cho các lớp khí quyển bên trên nó Tính trung bình bề mặt đất truyền vào không khí 37% năng lượng bức xạ mà nó hấp thu được Riêng bề mặt cát truyền cho khí quyển 43%, mặt nước 0,4% lượng nhiệt của nó Quá trình trao đổi nhiệt giữa mặt đất và không khí diễn ra liên tục suốt ngày đêm Vào ban ngày mặt đất nhận được nhiều năng lượng bức xạ mặt trời nên nhiệt độ tăng cao vì vậy nó nhường nhiệt cho khí quyển Còn vào ban đêm mặt đất bức xạ mạnh, cân bằng nhiệt thường có giá trị âm Mặt đất mất nhiệt dần dần và có nhiệt độ thấp hơn khí quyển, lúc này khí quyển lại bức

xạ ngược cho nó

Sự truyền nhiệt từ đất cho không khí có thể xảy ra bằng các phương thức khác nhau:

a) Phương thức dẫn nhiệt phân tử

Dẫn nhiệt phân tử là sự truyền nhiệt từ những phân tử có nhiệt độ cao sang những phân tử có nhiệt độ thấp hơn Các phần tử đất nhận năng lượng từ bức xạ mặt trời nóng lên, không khí sát mặt đất khi hấp thu nhiệt từ đất sẽ nóng lên và truyền nhiệt cho các phần tử không khí bên trên

Tuy nhiên, do hệ số dẫn nhiệt của không khí rất nhỏ (λ = 0,00005), nên sự truyền nhiệt xảy ra chậm và chỉ có lớp không khí mỏng gần mặt đất được nóng lên b) Phương thức truyền nhiệt đối lưu

Đây là phương thức truyền nhiệt nhờ quá trình đối lưu không khí Phương thức này xảy ra khi mặt đất bị đốt nóng, không khí tiếp giáp vớí nó sẽ nóng lên nhanh và trở nên nhẹ hơn bốc lên cao Theo quy luật tự nhiên, không khí ở lớp bên trên có nhiệt độ thấp hơn, có áp suất cao hơn nên chuyển động đi xuống chiếm chỗ của khối không khí nóng Quá trình diễn ra liên tục, khối không khí mới tiếp tục bị đốt nóng và lại bốc lên cao Cứ như vậy tạo thành dòng không khí liên tục đi lên và

đi xuống theo phương thẳng đứng Dòng đối lưu có vai trò rất lớn trong quá trình trao đổi nhiệt giữa mặt đất và khí quyển theo chiều hướng làm giảm nhiệt độ mặt đất và làm tăng nhiệt độ không khí

Hiện tượng đối lưu nhiệt thường diễn ra mạnh trên đất liền vào ban ngày và trên bề mặt biển vào ban đêm

c) Phương thức truyền nhiệt loạn lưu

Do đặc điểm bề mặt trái đất, ở các vùng khác nhau thường không giống nhau

về màu sắc, địa hình, lớp phủ thực vật , nên có nơi nhận được nhiều nhiệt, có nơi nhận được ít nhiệt hơn Không khí tiếp xúc với mặt đất cũng nhận được nhiệt nơi nhiều, nơi ít dẫn tới chênh lệch về áp suất không khí giữa các vùng Không khí sẽ

di chuyển từ nơi có áp suất cao sang nơi có áp suất thấp hơn Nhờ đó nhiệt được truyền theo các dòng không khí theo phương nằm ngang từ nơi này đến nơi khác

vào không khí Nhờ nó mà lượng nhiệt được truyền vào không khí khá hiệu quả và đồng đều ở các độ cao khác nhau

d) Phương thức truyền nhiệt nhờ bức xạ nhiệt

Ban ngày, mặt đất hấp thu năng lượng bức xạ mặt trời và nóng lên Do có nhiệt độ cao nên mặt đất lại phát sinh bức xạ sóng dài truyền vào khí quyển Các lớp không khí dưới thấp hấp thu bức xạ sóng dài và phản xạ sóng ngắn từ mặt đất vào ban ngày để nóng lên, sau đó đến lượt chúng lại phát xạ và làm nóng các lớp lân cận, cứ như vậy sự nóng lên sẽ lan dần đến những lớp cao hơn

Trong thời kỳ lạnh đi của mặt đất, dòng bức xạ nghịch hướng từ những lớp không khí trên cao xuống mặt đất bổ sung năng lượng cho mặt đất Quá trình này thường xảy ra mạnh vào ban đêm khi quá trình loạn lưu yếu, nhiệt độ không khí ở các lớp trên cao nóng hơn ở các lớp dưới thấp (nghịch nhiệt)

e) Phương thức truyền nhiệt nhờ tiềm nhiệt bốc hơi

Để bốc hơi một gam nước cần cung cấp khoảng 600calo, ngược lại, khi ngưng kết một gam hơi nước cũng sẽ tỏa ra một lượng nhiệt tương tự Vì vậy, khi nước bốc hơi từ mặt đất và được ngưng kết ở các lớp trên cao thì bản thân chúng đã tham gia vào quá trình truyền nhiệt cho khí quyển Phương thức truyền nhiệt này được gọi là truyền nhiệt nhờ tiềm nhiệt bốc hơi

Trong tất cả các phương thức truyền nhiệt, phương thức đối lưu và loạn lưu

là quan trọng nhất Người ta nhận thấy rằng truyền nhiệt đối lưu và loạn lưu lớn gấp 125 lần truyền nhiệt bằng bức xạ và gấp 500.000 lần bằng dẫn nhiệt phân tử

Như vậy, nhờ những quá trình trao đổi nhiệt giữa mặt đất và khí quyển làm cho nhiệt độ mặt đất luôn luôn thay đổi và cũng nhờ nó mà nhiệt độ không khí trên mặt đất được điều hòa trên quy mô toàn cầu

3.2 Sự biến thiên của nhiệt độ không khí

a) Biến thiên hàng ngày của nhiệt độ không khí

Diễn biến hàng ngày của nhiệt độ không khí là một dao động đơn giản với một cực đại xảy ra lúc 13 - 14 giờ và một cực tiểu xảy ra trước khi mặt trời mọc Biên độ biến thiên hàng ngày của nhiệt độ không khí luôn nhỏ hơn biên độ hàng ngày của nhiệt độ mặt đất và phụ thuộc vào một số yếu tố sau đây:

- Phụ thuộc vào vĩ độ địa lý: Biên độ nhiệt độ giảm khi vĩ độ tăng Biên độ nhiệt độ lớn nhất quan sát thấy tại các vĩ độ cận nhiệt đới (khoảng 20 - 25oC) tại

các sa mạc, còn biên độ nhiệt độ nhỏ nhất quan sát thấy tại các vùng cực đới Trung bình biên độ nhiệt độ ngày tại các vùng nội chí tuyến là 10 - 12oC, vùng ôn đới 8 -

9oC, vùng cực đới 3 - 4oC

- Phụ thuộc vào mùa trong năm: Tại các vùng cực đới vào mùa đông, biến thiên hàng ngày mất hẳn, còn vào mùa hè thì rất nhỏ Ngược lại, vào mùa xuân và mùa thu biến đổi nhiệt độ ở vùng này có biên độ lớn nhất Tại những vĩ độ ôn đới, biên độ nhỏ nhất thường thấy vào mùa đông (2 - 4oC), lớn nhất vào đầu mùa hè (8 -

12oC) Tại các vĩ độ nhiệt đới, nhiệt độ biến thiên hàng ngày rất ít trong năm

- Phụ thuộc vào địa hình: dạng địa hình lồi (đồi, núi) biên độ biến thiên hàng ngày nhỏ, còn địa hình lõm (vùng trũng, thung lũng) biên độ nhiệt độ hàng ngày cao hơn Nguyên nhân là do ở địa hình lồi, bề mặt tiếp giáp giữa đất và không khí nhỏ, tại đó sự trao đổi tự do của các lớp không khí trên cao và dưới thấp khá lớn Ban ngày, những đám không khí mới, chưa được sấy nóng đưa tới làm cho không khí mát mẻ Còn ban đêm không khí lạnh nặng hơn, trượt theo sườn núi chảy xuống Ở trên cao, không khí nóng hơn dồn tới rồi được làm lạnh và nhập vào dòng chảy xuống tạo thành một vòng khép kín Còn ở địa hình lõm, thấp thì ban ngày không khí nóng lên nhanh hơn do mặt đất truyền nhiệt tới Vì địa hình trũng khuất nên không khí ít được thay đổi Ban đêm thì không khí lạnh từ sườn núi tràn xuống, nhiệt độ giảm nhanh nên biên độ nhiệt độ ngày đêm rất cao

- Phụ thuộc vào đặc điểm của mặt đệm: mặt đệm thường là mặt đất, mặt nước, thực bì Sự khác nhau về đặc tính của mặt đệm có ảnh hưởng nhiều đến biên

độ hàng ngày của nhiệt độ không khí Biên độ hàng ngày trên mặt nước nhỏ hơn trên đất liền do mặt đất hấp thu nhiều nhiệt hơn mặt nước, hơn nữa trên mặt nước bằng phẳng, không có chướng ngại vật, tốc độ gió thường khá lớn Biên độ biến thiên hàng ngày của nhiệt độ không khí trên đất cát lớn hơn trên đất sét, trên đất sẫm màu và đất đã được xới xáo lớn hơn trên đất màu nhạt và không được xới xáo Trên đất có lớp phủ thực vật biên độ nhiệt độ của không khí bao giờ cũng nhỏ hơn trên đất không có lớp phủ thực vật

Bảng 2 Biến thiên nhiệt độ ngày theo khoảng cách từ bờ biển

Nguồn: Viện Khí tượng thủy văn (1990)

- Phụ thuộc vào lượng mây trên bầu trời: Trong những ngày nhiều mây biên

độ nhiệt độ không khí nhỏ hơn so với những ngày quang mây Mây nhiều vào ban ngày sẽ giữ lại lượng bức xạ và phản xạ của mặt đất nhiều hơn, vào ban đêm sẽ giữ lại phát xạ sóng dài của mặt đất, hạn chế sự mất nhiệt

- Phụ thuộc vào độ cao so với mực nước biển: Độ cao càng tăng thì biên độ càng giảm và thời gian xảy ra cực đại, cực tiểu càng chậm lại

b) Diễn biến hàng năm của nhiệt độ không khí

Trên lục địa, hàng năm cực đại của nhiệt độ không khí quan sát thấy vào tháng 7, cực tiểu vào tháng 1 Trên đại dương và các miền duyên hải của lục địa, cực đại xảy ra vào tháng 8, còn cực tiểu xảy ra vào tháng 2, tháng 3

Biến thiên hàng năm của nhiệt độ không khí phụ thuộc vào những yếu tố sau:

- Vĩ độ địa lý: Vĩ độ địa lý càng tăng thì biên độ nhiệt độ càng tăng do các vùng vĩ độ cao chênh lệch cân bằng nhiệt giữa mùa đông và mùa hè khác nhau Chênh lệch này đạt trị số lớn nhất ở các vĩ độ cực đới Trị số nhỏ nhất của biên độ hàng năm quan sát thấy tại vùng xích đạo, là nơi lượng nhiệt bức xạ mặt trời quanh năm hầu như không thay đổi Trên trái đất, có thể phân biệt 4 kiểu biến thiên nhiệt

độ hàng năm sau đây:

* Kiểu xích đạo: nhiệt độ biến thiên kép, một năm có 2 cực đại vào dịp xuân phân (21/3) và thu phân (23/9), 2 cực tiểu vào dịp hạ chí (22/6) và đông chí (22/12) Biên độ nhiệt độ nhỏ: trên lục địa từ 6 - 10oC, trên mặt biển 1oC, vùng duyên hải 1 - 3oC

* Kiểu nhiệt đới: nhiệt độ biến thiên kiểu đơn, một năm có 1 cực đại xuất hiện vào sau ngày hạ chí (22/6) và 1 cực tiểu xuất hiện sau ngày đông chí (22/12) Biên độ nhiệt độ ở lục địa từ 10 - 20oC, ở đại dương khoảng 5oC

* Kiểu ôn đới: tương tự như kiểu nhiệt đới nhưng các giá trị cực trị thường đến muộn hơn Cực đại nhiệt độ thường xảy ra vào tháng 7, cực tiểu xảy ra vào tháng 1 ở lục địa Trên đại dương, cực đại nhiệt độ quan sát thấy vào đầu tháng 8, cực tiểu vào tháng 2 Biên độ nhiệt độ khá cao vì cực tiểu thường khá thấp, ở lục địa 20 - 40oC, trên đại dương 10 - 20oC

* Kiểu cực đới và cận cực đới: hàng năm có mủa đông kéo dài 8 - 9 tháng, mùa hè mát mẻ và ngắn Biên độ nhiệt độ rất cao, ở đất liền biên độ 65 - 75oC, vùng duyên hải biên độ nhiệt độ 25 - 40oC, trên đại dương 20 - 30oC

- Đặc điểm của mặt đệm: Trên mặt biển, biến thiên hàng năm của nhiệt độ nhỏ, càng xa bờ biển vào sâu trong lục địa biên độ càng tăng lên Ở các vùng cực đới, trên đất liền biên độ nhiệt độ hàng năm lên tới 65oC, vùng bờ biển vào khoảng

25 - 40oC Biên độ hàng năm nhỏ nhất quan sát thấy ở xích đạo 6 - 10oC trên đất liền và 1 - 3oC ở vùng ven biển

c) Biến thiên của nhiệt độ không khí theo phương thẳng đứng

Sự biến thiên của nhiệt độ không khí theo độ cao được đặc trưng bằng

gradien nhiệt độ thẳng đứng, ký hiệu là γ

Trị số của gradien nhiệt độ thẳng đứng được biểu thị bằng biến thiên của

nhiệt độ ứng với 100 m độ cao (lấy với dấu âm), nghĩa là:

Trong đó: tc là nhiệt độ ứng với độ cao zc, và tt là nhiệt độ ứng với độ cao zt (tính theo khoảng cách hàng trăm mét độ cao trong tầng đối lưu của khí quyển)

Nếu tc< tt tức là nhiệt độ giảm theo độ cao thì gradien nhiệt độ thẳng đứng có giá trị dương (γ >0) Nếu tc>tt nghĩa là nhiệt độ sẽ tăng theo độ cao thì gradien nhiệt độ thẳng đứng có giá trị âm (γ <0), còn nếu tc = tt nghĩa là nhiệt độ không thay đổi theo độ cao thì γ = 0

Qua nhiều lần quan sát, người ta nhận thấy gradien nhiệt độ thẳng đứng

So sánh biến đổi nhiệt độ theo độ cao và theo phương nằm ngang người ta thấy, theo phương nằm ngang dọc theo kinh tuyến từ xích đạo lên vùng địa cực, cứ thay đổi 10o vĩ tuyến (1100km) nhiệt độ trung bình giảm 10oC còn lên cao 10km nhiệt độ đã giảm đi 50 - 60oC

3.3 Một số chỉ tiêu đánh giá nhiệt độ không khí

Trong nông nghiệp, khi nghiên cứu ảnh hưởng của nhiệt độ không khí đối với các quá trình sinh trưởng, phát triển và năng suất cây trồng người ta thường dùng những chỉ tiêu sau đây:

Trong đó: tngày: nhiệt độ trung bình ngày (oC)

t1, t2, t3, t4: giá trị nhiệt độ (oC) quan trắc vào 4 thời điểm 1h, 7h, 13h và 19h (Theo Quy phạm quan trắc - 1994)

Đối với các trạm khí tượng tự động, số lần quan trắc trong ngày được tự động ghi lại ở các thời điểm chẵn giờ (24 lần trong ngày), vì vậy, nhiệt độ trung bình ngày là trung bình cộng của nhiệt độ ở 24 thời điểm quan trắc

- Nhiệt độ trung bình một giai đoạn khí hậu là giá trị trung bình cộng của nhiệt độ trung bình các ngày trong giai đoạn khí hậu đó Giai đoạn khí hậu là một khoảng thời gian dài ngắn khác nhau tùy mục đích nghiên cứu cụ thể Trong nghiên cứu nông nghiệp, giai đoạn khí hậu thường là tuần (10 ngày), tháng, năm, quý (3 tháng), thế kỷ (100 năm) hoặc một giai đoạn sinh trưởng, phát triển của cây trồng, một vụ sản xuất

b) Nhiệt độ tối cao

(t1 + t2 + t3 + t4) tngày =

4

Nhiệt độ tối cao có 4 loại: nhiệt độ tối cao trong ngày, nhiệt độ tối cao tuyệt đối, nhiệt độ tối cao trung bình của một giai đoạn khí hậu và nhiệt độ tối cao sinh vật học

- Nhiệt độ tối cao trong ngày là nhiệt độ cao nhất quan trắc được trong ngày Thông thường vào khoảng 13h - 14h hàng ngày nhiệt độ không khí sẽ đạt giá trị cao nhất

- Nhiệt độ tối cao tuyệt đối trong một giai đoạn khí hậu là giá trị nhiệt độ cao nhất đã từng xảy ra và quan trắc được trong giai đoạn khí hậu đó Ví dụ, nhiệt độ tối cao tuyệt đối ở một số nơi như sau:

Để xác định nhiệt độ cao nhất ở các kỳ quan trắc, người ta sử dụng nhiệt kế tối cao Từ các số liệu quan trắc được hàng ngày người ta có thể tìm được các giá trị nhiệt độ tối cao trong tháng, trong năm hoặc trong một giai đoạn sinh trưởng bất

kỳ của cây trồng

Bảng 3 Nhiệt độ tối cao tuyệt đối các tháng mùa nóng và năm (oC)

Nguồn: Chương trình 42A - viện KTTV (1989), giai đoạn khí hậu 1958 -1985

- Nhiệt độ tối cao trung bình của một giai đoạn khí hậu là trung bình cộng

trưởng, phát triển của sinh vật Nhiệt độ tối cao sinh vật học là nhiệt độ cao nhất mà tại đó các hoạt động sống của sinh vật bị ngừng lại Hầu hết ở các loại cây trồng nhiệt độ tối cao sinh vật học vào khoảng 45 - 55oC

Nhiệt độ cao xúc tiến quá trình thoát hơi nước bề mặt lá, nếu trong điều kiện hạn hán kéo dài, cây trồng bị thiếu nước dẫn đến khô héo và chết Nhiệt độ cao làm tăng quá trình hô hấp của thực vật, làm giảm khả năng tích lũy chất dinh dưỡng ở trong cây dẫn tới năng suất và chất lượng sản phẩm bị suy giảm Nhiệt độ cao còn ảnh hưởng đến khả năng thụ phấn, thụ tinh của thực vật dẫn đến tỷ lệ đậu quả, kết hạt thấp

c) Nhiệt độ tối thấp

Tương tự như khái niệm về nhiệt độ tối cao, nhiệt độ tối thấp có 4 loại:

- Nhiệt độ tối thấp trong ngày là nhiệt độ thấp nhất quan trắc được trong ngày Thông thường vào khoảng 4 - 5 giờ hàng ngày nhiệt độ không khí sẽ đạt giá trị thấp nhất

- Nhiệt độ tối thấp tuyệt đối trong một giai đoạn khí hậu là giá trị nhiệt độ thấp nhất đã từng xảy ra và quan trắc được trong giai đoạn khí hậu đó Ví dụ, nhiệt

độ tối thấp tuyệt đối ở một số nơi như sau:

Bảng 4 Nhiệt độ tối thấp tuyệt đối các tháng mùa lạnh và năm ( o C)

Nguồn: Chương trình 42A - viện KTTV (1989), giai đoạn khí hậu 1958 -1985

Để xác định nhiệt độ thấp nhất ở các kỳ quan trắc, người ta sử dụng nhiệt kế tối thấp Từ các số liệu quan trắc được hàng ngày người ta có thể tìm được các giá

trị nhiệt độ tối thấp trong tháng, trong năm hoặc trong một giai đoạn sinh trưởng bất kỳ của cây trồng

- Nhiệt độ tối thấp trung bình của một giai đoạn khí hậu là trung bình cộng các giá trị nhiệt độ tối thấp ngày trong giai đoạn khí hậu đó Nhiệt độ tối thấp trung bình tháng (giai đoạn khí hậu là tháng) là giá trị trung bình cộng của nhiệt độ tối thấp các ngày trong tháng đó Nhiệt độ tối thấp trung bình năm là giá trị trung bình cộng của nhiệt độ tối thấp trung bình các tháng trong năm Cách thức tính các loại nhiệt độ tối thấp trung bình cũng tương tự như ở nhiệt độ tối cao trung bình

- Nhiệt độ tối thấp sinh vật học thường được xác định cho một giai đoạn sinh trưởng, phát triển của sinh vật Nhiệt độ tối thấp sinh vật học là nhiệt độ thấp nhất

mà tại đó sinh vật ngừng sinh trưởng, các hoạt động sống của nó cũng bị ngừng lại

Chương III TUẦN HOÀN NƯỚC TRONG TỰ NHIÊN

1 Chu trình nước trong tự nhiên

Vì mực nước của đại dương trên thế giới tính trung bình không thay đổi, và lưu lượng trung bình nhiều năm của các dòng sông cũng không thay đổi, nên có thể coi lượng nước tổng cộng trong tự nhiên ở cả ba thể: rắn, lỏng và khí cũng không thay đổi Do đó ta suy ra rằng, trong thiên nhiên có một chế độ xác định nào đó của chu trình nước trong đó lượng nước tổng cộng rơi trên bề mặt trái đất bằng lượng nước bốc hơi tổng cộng

Hình 4: Vòng tuần hoàn nước trong tự nhiên

Tính trung bình trong một năm, từ bề mặt các đại dương trên thế giới có 448.900km3 nước và từ bề mặt đất liền có 71.100 km3 nước bốc hơi vào khí quyển Cũng trong một năm lượng nước rơi trên đại dương là 411.600 km3 và trên đất liền

là 108.400km3 Như vậy, trong một năm có 520.000 km3 nước bốc hơi thì trong một năm cũng có đúng một lượng giáng thủy như thế rơi xuống bề mặt trái đất Như vậy, nước đã hoàn thành một vòng tuần hoàn khép kín trong khí quyển

Bảng 5 Cân bằng nước trên trái đất hàng năm Thành phần nước luân

chuyển

Lục địa (diện tích 148.628.000 km 2 )

Đại dương, biển (diện tích 361.455.000 km 2 )

(Nguồn: M.I Lvotvis - 1964)

Ngoài vòng tuần hoàn đó, trên lục địa cũng có một vòng tuần hoàn của nước Hơi nước được mang từ đại dương tới, ngưng kết lại, tạo thành mây và trên lục địa

có mưa rơi xuống Một phần của lượng nước đó lại bốc hơi và có thể là nguồn gốc của lượng mưa Ngoài ra, mưa trên đất liền có thể hình thành do sự bốc hơi địa phương Sơ đồ vòng tuần hoàn của nước trên một khoảng giới hạn của đất liền được trình bày trên hình 5 Lượng ẩm được đưa từ đại dương tới lãnh thổ (A0); một phần của lượng ẩm đó rơi xuống thành mưa (O1); phần còn lại được đưa ra ngoài giới hạn của lãnh thổ (A0 - O1); Lượng mưa rơi xuống (O1) sẽ bị bốc hơi, lượng nước bốc hơi (UC) sẽ hình thành mây Một phần lượng nước mưa (O2) từ các đám mây rơi xuống lãnh thổ, phần còn lại hoặc được gió mang đi (AC) hoặc dòng sông mang đi (C)

Hình 5: Vòng tuần hoàn nước trong giới hạn lục địa

2 Độ ẩm không khí

2.1 Các đại lượng vật lý đặc trưng độ ẩm không khí

Độ ẩm không khí được xác định bằng lượng hơi nước chứa trong không khí a) Áp suất hơi nước (e)

Còn gọi là sức trương hơi nước là phần áp suất do hơi nước chứa trong không khí gây ra và được biểu thị bằng milimet thủy ngân (mmHg) hoặc bằng miliba (mb):

1mb = 10-3bar = 102N/m21mb = 3/4 mmHg

Trong 1 khối không khí đóng kín (ví dụ: 1 quả bóng), không khí sẽ gây ra xung quanh một áp suất P Áp suất P là tổng hợp áp suất thành phần gây ra bởi các chất khí chứa trong khối không khí đó:

P = p1 + p2 + + pi + + pn Trong đó: p1: áp suất của O2, p2: áp suất của CO2, pi: áp suất hơi nước, pn: áp suất của chất khí thứ n pi được ký hiệu là e

b) Áp suất bão hòa E (mb; mmHg)

Ở một nhiệt độ nhất định, áp suất hơi nước ứng với giới hạn tối đa của hơi nước trong không khí, gọi là áp suất hơi nước bão hòa hay áp suất cực đại của hơi nước trong không khí và được kí hiệu là E E được tính theo công thức:

t

 242 6 , 7

10 1 , 6

Trong đó: 6,1 là áp suất bão hòa ở nhiệt độ 0oC;

d) Độ ẩm tuyệt đối (a)

Là lượng hơi nước tính bằng gam chứa trong 1m3 không khí (g/ m3) Giữa độ

ẩm tuyệt đối và áp suất hơi nước có mối liên hệ được biểu diễn bằng công thức:

- Nếu áp suất hơi nước e tính bằng miliba thì:

Trong đó: t là nhiệt độ của không khí;

α là hệ số giãn nở của không khí; α = 0,00366

- Nếu áp suất hơi nước e tính bằng mmHg thì ta có công thức:

e) Tỷ ẩm (f%)

Là tỷ số giữa đại lượng hơi nước chứa trong 1m3 không khí với trọng lượng không khí khô có cùng thể tích

Độ ẩm tương đối cho biết không khí ẩm đang ở xa hay gần trạng thái bão hòa Nếu hơi nước đạt mức bão hòa trong khoảng không gian đang xét thì áp suất e của hơi nước chứa trong không khí sẽ bằng áp suất E của hơi nước bão hòa ở nhiệt

độ đó, và độ ẩm tương đối trong trường hợp này sẽ bằng 100%

h) Độ thiếu hụt bão hòa (d)

Là hiệu số giữa áp suất hơi nước bão hòa và áp suất của hơi nước trong không khí ở một nhiệt độ nhất định

d = E - e Đại lượng này biểu thị bằng đơn vị milimet thủy ngân hoặc miliba Độ thiếu hụt bão hòa chính là lượng hơi nước cần thêm vào không khí để có lượng hơi nước hoàn toàn bão hòa trong không khí, ở một nhiệt độ nhất định

= τ Trong bảng người ta tìm trị số E = e và nhiệt độ ứng với trị số đó chính là điểm sương

Những đại lượng vật lý đặc trưng của độ ẩm không khí nêu trên được ứng dụng rộng rãi trong nghiên cứu khoa học và trong thực tiễn

2.2 Diễn biến của độ ẩm không khí

a) Những dao động hàng ngày và hàng năm của độ ẩm tuyệt đối

Dao động hàng ngày của độ ẩm tuyệt đối của không khí có liên quan mật thiết với sự diễn biến hàng ngày của nhiệt độ Trên mặt biển và đại dương và cả ở

bờ biển, độ ẩm tuyệt đối trong thời gian một ngày đêm tăng lên khi nhiệt độ tăng Tình trạng này cũng quan sát thấy trên lục địa về mùa đông Trong những trường hợp vừa nêu, trị số lớn nhất của độ ẩm tuyệt đối xảy ra vào lúc 14 - l5 giờ là thời gian nhiệt độ không khí đạt tới điểm cực đại hàng ngày Trị số nhỏ nhất của độ ẩm tuyệt đối xảy ra vào trước lúc mặt trời mọc là thời gian nhiệt độ không khí giảm

xuống điểm cực tiểu của ngày Nếu để ý rằng khi nhiệt độ tăng lên thì sự bốc hơi cũng tăng lên và do đó lượng hơi nước chứa trong không khí cũng tăng lên, ta sẽ hiểu rõ ngay vì sao dao động hàng ngày của độ ẩm tuyệt đối lại liên hệ mật thiết với sự diễn biến hàng ngày của nhiệt độ không khí

Trên lục địa trong mùa nóng, dao động hàng ngày của độ ẩm tuyệt đối không trùng với dạng diễn biến hàng ngày của nhiệt độ không khí Ở đây, trong một ngày đêm độ ẩm tuyệt đối có hai cực đại, vào khoảng 8 - 9 giờ sáng và trước lúc mặt trời lặn Còn các trị số cực tiểu thì xảy ra trên các vùng lục địa vào trước lúc mặt trời mọc và khoảng 14 - l5 giờ Sở dĩ có tình trạng độ ẩm tuyệt đối giảm đi vào ban ngày nhất là vào buổi trưa là do có sự trao đổi không khí theo phương thẳng đứng, nhờ đó không khí ẩm ở gần mặt đất được đưa lên cao và không khí khô hơn đến thế chỗ Sau 14 - 15 giờ Sự trao đổi theo phương thẳng đứng yếu đi, đồng thời nước vẫn tiếp tục bốc hơi vào không khí nên độ ẩm tuyệt đối của không khí trong các lớp dưới thấp bắt đầu tăng lên và tới trước lúc mặt trời lặn thì đạt tới điểm cực đại thứ hai trong ngày Sau khi mặt trời lặn, nhiệt độ không khí giảm xuống nhanh chóng

do đó hơi nước ngưng kết lại thành sương hoặc sương mù Vì nguyên nhân đó, độ

ẩm tuyệt đối sau lúc mặt trời lặn giảm xuống và đạt tới điểm cực tiểu vào trước lúc mặt trời mọc

Dao động hàng năm độ ẩm tuyệt đối của không khí thường trùng với diễn biến hàng năm của nhiệt độ Trong thời gian một năm, trị số lớn nhất của độ ẩm tuyệt đối xảy ra ở Bắc bán cầu vào tháng bảy là tháng nóng nhất; trị số nhỏ nhất xảy ra vào tháng giêng là tháng lạnh nhất trong năm

b) Những dao động hàng ngày và hàng năm của độ ẩm tương đối

Dao động hàng ngày của độ ẩm tương đối tỷ lệ nghịch với nhiệt độ, khi nhiệt

độ tăng thì độ ẩm tương đối giảm và khi nhiệt độ giảm thì độ ẩm tương đối tăng

Vì khi nhiệt độ tăng thì sự bốc hơi tăng lên và do đó lượng hơi nước nhập vào khí quyển cũng tăng lên, kết quả là độ ẩm tuyệt đối của không khí tăng lên, đồng thời áp suất hơi nước bão hòa cũng tăng Nhưng áp suất của hơi bão hòa tăng

đối tăng

Cực tiểu hàng ngày của độ ẩm tương đối xảy ra vào khoảng 13 - 14 giờ là thời gian có cực đại của nhiệt độ không khí Những trị số cực đại của độ ẩm tương đối thường quan sát thấy vào ban đêm hoặc buổi sáng gần thời điểm mặt trời mọc

là thời gian nhiệt độ không khí đạt tới điểm cực tiểu Chỉ ở các vùng ven biển do ban ngày gió đưa không khí ẩm từ biển tới, cực đại của độ ẩm tương đối đôi khi xảy ra vào buổi trưa tức là đồng thời với cực đại của nhiệt độ không khí

Dao động hàng năm của độ ẩm tương đối cũng nghịch đảo với diễn biến hàng năm của nhiệt độ không khí Những trị số cực đại của độ ẩm tương đối xảy ra vào những tháng lạnh nhất, còn cực tiểu xảy ra vào những tháng nóng nhất Tại những vùng khí hậu gió mùa, mùa hè gió ẩm thổi từ biển vào nên độ ẩm tương đối đạt cực đại Mùa đông gió khô thổi từ đất liền ra nên độ ẩm tương đối đạt trị số cực tiểu

2.3 Sử dụng và điều tiết độ ẩm không khí

Độ ẩm không khí là đại lượng có liên quan đến nhiều yếu tố khí tượng như mưa, gió, nhiệt độ và sự bốc hơi Trên đồng ruộng, độ ẩm không khí có thể thay đổi phụ thuộc vào lớp phủ thực vật, mật độ, kích thước cây trồng, chế độ xen gối và hệ thống tưới tiêu Nắm được mối quan hệ đó giúp chúng ta điều tiết độ ẩm không khí nhằm cải thiện chúng phù hợp với yêu cầu của cây trồng

Những biện pháp cải thiện độ ẩm không khí:

- Trồng các đai rừng bảo vệ trên cánh đồng để hạn chế tốc độ phân tán hơi

- Xây dựng các hồ chứa nước sẽ cải thiện chế độ ẩm không khí trong phạm

vi rộng và hiệu quả cao

Muốn sử dụng yếu tố độ ẩm không khí thích hợp cần phải nắm vững diễn biến của độ ẩm không khí theo không gian và thời gian Nắm được sự phân bố của

độ ẩm không khí ở các vùng khác nhau là cơ sở để bố trí cây trồng hợp lý Ví dụ, bông phải được trồng ở những vùng ít mưa, độ ẩm không khí thấp qua các tháng trong năm Ngoài ra, nắm vững chế độ ẩm có ý nghĩa trong việc bố trí thời vụ, bảo quản sản phẩm, phòng trừ bệnh hại cây trồng và dịch bệnh gia súc

3 Sự bốc hơi

3.1 Bản chất của quá trình bốc hơi

Sự bốc hơi là quá trình nước chuyển từ trạng thái lỏng hoặc rắn sang trạng thái hơi Lượng nước bốc hơi đo bằng chiều dày của lớp nước bốc hơi (đơn vị mm) Tốc độ bốc hơi là lượng nước bốc hơi trong một đơn vị thời gian

Bản chất vật lý của quá trình bốc hơi

Những phân tử nước lỏng ở trạng thái chuyển động không ngừng, với những tốc độ khác nhau và theo những hướng khác nhau, đó là chuyển động Brao-nơ Những phân tử ở ngay trên mặt nước lỏng có tốc độ lớn nhất đã thắng được những lực kết dinh phân tử và bay ra khỏi nước lỏng vào không gian xung quanh Nhiệt

độ càng lên cao, các phân tử nước chuyển động càng nhanh, do đó số phân tử bay

ra càng tăng Kết quả là nước lỏng chuyển sang trạng thái hơi Các phân tử hơi nước chuyển động theo các hướng khác nhau và một phần quay trở lại mặt nước

Nếu số lượng các phân từ bay ra khỏi nước lỏng lớn hơn số phân tử trở về mặt nước thì sự bốc hơi đang thực hiện, lúc này trên bề mặt bốc hơi áp suất hơi nước e nhỏ hơn áp suất hơi nước bão hòa E Tức là e < E

Trong quá trình lượng hơi nước tăng dần trong không gian trên bề mặt bốc hơi, số phân tử bay ra và số phân tử quay trở về mặt nước trong 1 đơn vị thời gian

có thể bằng nhau Khi đó một sự cân bằng động được thiết lập và sự bốc hơi ngừng lại Lúc này hơi nước ở trạng thái bão hòa, tức là e = E

Nếu khoảng không gian bên trên bề mặt bốc hơi đã quá bão hoà hơi nước thì

số lượng các phân tử nước trở về nước lỏng lớn hơn số lượng các phân tử bay ra

giữ được nhiệt độ không đổi, cần phải truyền cho nó lượng nhiệt từ ngoài vào Lượng nhiệt đó gọi là nhiệt hóa hơi Nhiệt hóa hơi được xác định theo công thức thực nghiệm:

L = 597 - 0,6 t Trong đó: L là nhiệt hóa hơi tính bằng calo/gam;

t là nhiệt độ

Ở 0oC nhiệt hóa hơi của nước thể lỏng Ln = 597 cal/g và nhiệt hóa hơi của nước thể rắn (băng) Lb = 677 cal/g Nước thể lỏng chuyển sang thể rắn (đóng băng) cần 677 - 597 = 80 cal/gam Vậy nhiệt lượng mà 1 g nước giảm đi khi bốc hơi gọi là nhiệt hóa hơi

3.2 Các yếu tố ảnh hưởng và diễn biến sự bốc hơi

a) Các yếu tố ảnh hưởng đến bốc hơi từ mặt nước

Sự bốc hơi là một hiện tượng phức tạp, phụ thuộc vào nhiều yếu tố Nhưng trước tiên là phụ thuộc vào nhiệt độ không khí và tốc độ gió Khi nhiệt độ không khí tăng thì hơi nước chứa trong không khí càng xa trạng thái bão hòa, độ thiếu hụt

ẩm trở nên lớn hơn, vì vậy bốc hơi mạnh lên Gió đưa hơi nước hình thành từ mặt nước, mặt đất ẩm và lớp phủ thực vật đi nơi khác Gió làm tăng cường sự trao đổi theo phương nằm ngang của không khí và hơi nước chứa trong không khí, do đó thuận lợi cho sự bốc hơi Độ ẩm của không khí càng nhỏ, thì độ thiếu hụt bão hòa càng lớn, do đó tốc độ bốc hơi càng tăng Áp suất khí quyển tăng thì sự bốc hơi giảm một cách tỷ lệ

Tốc độ bốc hơi phụ thuộc vào các điều kiện khí tượng, được biểu diễn bằng công thức Đan-tông (Dalton):

Trong đó:

W- tốc độ bốc hơi (g/cm2/s);

A- hệ số phụ thuộc tốc độ gió;

E- áp suất hơi nước bão hòa ở nhiệt độ bề mặt bốc hơi;

e - áp suất thực tế của hơi nước trên bề mặt bốc hơi;

lý của vật thể bốc hơi như: - Trạng thái: nước ở thể lỏng bốc hơi mạnh hơn nước ở thể rắn (do lực kết dính phân tử khác nhau)

- Hình dạng mặt ngoài: diện tích mặt ngoài lớn bốc hơi sẽ nhanh và ngược lại

- Nhiệt độ vật bốc hơi: nhiệt độ vật bốc hơi càng cao bốc hơi càng nhanh, vì động năng phân tử lớn

- Phụ thuộc vào tạp chất chứa trong nước: nước có nhiều tạp chất sẽ làm giảm diện tích bề mặt bốc hơi, do đó bốc hơi chậm Nước biển bốc hơi chậm hơn nước tinh khiết

b) Các yếu tố ảnh hưởng đến sự bốc hơi từ đất

Ngoài điều kiện khí tượng, sự bốc hơi từ mặt đất còn phụ thuộc vào tính chất vật lý của đất, trạng thái mặt đất, địa hình,… Kết quả các công trình nghiên cứu cho thấy:

- Đất cát khô bốc hơi nhanh hơn đất giàu mùn, đất sét Đất càng ẩm bốc hơi càng nhiều

- Trạng thái mặt đất có ảnh hưởng lớn tới lượng bốc bơi Mặt đất gồ ghề bốc hơi nhiều hơn mặt đất bằng phẳng Nơi đất cao bốc hơi mạnh hơn nơi đất thấp, đất lõm

- Mặt đất màu sẫm bốc hơi mạnh hơn mặt đất màu sáng

- Đất có kết cấu cục bốc hơi mạnh hơn đất có kết cấu đoàn lạp

- Đất có mực nước ngầm càng cao bốc hơi càng mạnh

c) Các yếu tố ảnh hưởng đến bốc hơi từ thực vật

Lớp phủ thực vật cũng có ảnh hướng lớn đến cường độ bốc hơi Khi có lớp phủ thực vật thì bốc hơi trực tiếp từ mặt đất bị yếu đi nhiều Sở dĩ như vậy vì thực vật che phủ, mặt đất ít bị tia mặt trời đốt nóng Lớp phủ thực vật làm độ ẩm không khí tăng lên, làm giảm tốc độ gió và sự trao đổi loạn lưu của không khí ở gần mặt đất Tất cả những nguyên nhân đó làm tốc độ bốc hơi giảm Nhưng cần chú ý rằng bản thân thực vật có thể thoát hơi từ mặt lá rất nhiều nước mà rễ đã hút được từ trong đất do diện tích lá cao Cho nên mặt đất có lớp phủ thực vật sẽ bốc hơi nhiều

d) Diễn biến hàng ngày và hàng năm của tốc độ bốc hơi

- Diễn biến hàng ngày của tốc độ bốc hơi phần nhiều đồng biến với diễn biến hàng ngày của nhiệt độ Độ bốc hơi lớn nhất thường thấy vào những buổi trưa và nhỏ nhất vào trước khi mặt trời mọc Vì nhiệt độ tăng thì áp suất hơi nước bão hòa cũng tăng, do đó độ thiếu hụt bão hòa mà sự bốc hơi phụ thuộc vào đó cũng tăng Diễn biến hàng ngày của gió cũng ảnh hưởng đến tốc độ bốc hơi theo chiều hướng tương tự như vậy: Ban ngày tốc độ của gió tăng lên, sự trao đổi loạn lưu cũng tăng, tạo ra những điều kiện thuận lợi cho sự tăng tốc độ bốc hơi Ban đêm sự trao đổi loạn lưu giảm đi, không khí ở gần sát mặt đất trở nên gần bão hòa, sự bốc hơi giảm xuống rất mạnh, hoặc bị ngừng hẳn

- Trong mùa hè, diễn biến hàng ngày của tốc độ bốc hơi biểu hiện rõ rệt hơn mùa đông Nhiệt độ ảnh hưởng rất lớn đến diễn biến hàng năm của tốc độ bốc hơi Cho nên độ bốc hơi lớn nhất thường xảy ra vào tháng 6, tháng 7, đôi khi vào tháng

5 Còn độ bốc hơi nhỏ nhất thì xảy ra vào tháng 12 hoặc tháng 1

Chương IV NHỮNG ĐẶC ĐIỂM TỰ NHIÊN CỦA BIỂN VÀ ĐẠI DƯƠNG

I PHÂN BỐ LỤC ĐỊA VÀ NƯỚC TRÊN TRÁI ĐẤT

Hành tinh của chúng ta gồm một số lớp vỏ bao bọc Lớp vỏ khí được gọi là khí quyển, lớp vỏ nước - thủy quyển, lớp vỏ rắn - thạch quyển Toàn bộ sự sống tồn tại trong các lớp vỏ đó gọi là sinh quyển Hệ thống vật chất phức tập gồm tất cả những quyển đó gọi là vỏ địa lý của Trái Đất

Đại dương thế giới là một hợp phần của thủy quyển, chiếm 94,20 % toàn

bộ tổng thể tích thủy quyển Về mặt diện tích, trong số 510 triêụ km2 diện tích vỏ trái đất thì mặt nước biển chiếm 361 triệu km2 (70,8%) còn lục địa chỉ chiếm 149 triệu km2 (29,2%), tức là diện tích đại dương thế giới gấp 2,5 lần diện tích đất liền

Sự phân bố diện tích đại dương thế giới không đều nhau ở 2 bán cầu:

* Bắc bán cầu: đại dương thế giới chiếm 60,7% diện tích, còn diện tích lục địa chiếm 39,3%

* Nam bán cầu: đại dương thế giới chiếm 80,9% diện tích, diện tích lục địa chiếm 19,1%

Chính do sự phân bố rất không đều của mặt nước đại dương trên địa cầu mà người ta có thể chia nó thành bán cầu lục địa và bán cầu đại dương: bán cầu lục địa với 53 % diện tích là lục địa Á, Âu, Phi, Bắc Mỹ và phần lớn Nam Mỹ với cực ở khoảng nước Pháp, bán cầu đại dương với 90,5 % mặt phủ nước, cực ở New Zealand và chỉ chứa châu lục Đại Dương, một phần nhỏ Nam Mỹ và châu lục Nam Cực

II ĐẠI DƯƠNG THẾ GIỚI VÀ BIỂN

1 Đại dương

Người ta dựa vào các dấu hiệu: đường ven bờ các lục địa và các quần đảo, địa hình đáy biển, các hệ thống độc lập của dòng chảy biển (hải lưu), hoàn lưu khí quyển, sự phân bố theo chiều ngang và thẳng đứng của nhiệt độ nước, độ muối, các điều kiện sinh thái học mà đại dương thế giới được phân thành 4 loại sau:

Bảng 6: Các đặc trưng của đại dương

Đại dương Diện tích

(triệu km 2 )

Đại dương thế giới (%)

Thể tích (km 3 )

Độ sâu trung bình (m)

Độ sâu cực đại (m)

Biển là các phần riêng biệt của đại dương ăn sâu vào đất liền ít hay nhiều gọi

là biển Tùy theo chế độ thủy văn chi phối mà người ta phân ra các loại biển sau:

* Biển giữa lục địa: là biển thường ăn sâu vào đất liền, thông với đại dương các eo biển hẹp, nên sự trao đổi nước với các đại dương kế cận rất ít Chế độ thủy văn nổi bật như: thủy triều không lớn, nhiệt độ tầng mặt đến tầng đáy có tính chất đồng kiểu, tính chất khối nước có sự sai khác nhiều so với đại dương kế cận

* Biển ven lục địa: là các biển tách với các đại dương bằng các đảo hoặc các bán đảo, nên sự trao đổi nước với đại dương kế cận chặt chẽ hơn, chế độ thủy triều

đa dạng và tính chất khối nước giống với đại dương kế cận hơn

* Biển giữa các đảo: là biển tách rời với các đại dương kế cận bởi các vành đai các đảo Chế độ thủy văn của loại biển này phụ thuộc vào mức độ trao đổi nước với đại dương kế cận có bị ngăn cản bởi các sóng ngầm hay không

* Các dạng thủy vực dưới biển:

Tùy thuộc vào nguồn gốc, cấu tạo bờ biển và kích thước của phần biển ăn sâu vào đất liền mà người ta phân các thủy vực đó thành các dạng sau:

- Vịnh: là phần đại dương hoặc biển ăn sâu vào đất liền, có kích thước khá lớn

- Vụng: là những vịnh có kích thước không lớn, được bảo vệ chống sóng gió bởi các mõm bờ nhô ra khỏi cửa vịnh

- Vũng cạn: là những loại vịnh cạn ăn sâu vào đất liền và có các doi cát ngăn

ở cửa vụng

- Phá: là một vịnh cạn chứa nước muối hay lợ, được nối với các biển bằng các eo biển và có xu hướng kéo dài dọc theo bờ biển, phân tách với biển kế cận bởi các doi cát

III ĐƯỜNG CONG TRẮC CAO VÀ ĐỊA HÌNH ĐÁY ĐẠI DƯƠNG

1 Đường cong trắc cao

Là đường biểu diễn sự phân bố độ cao trên đất liền và độ sâu dưới đáy đại dương

2 Mực nước trung bình

Là trị số trung bình của mực nước biển quan trắc được tại một trạm trong nhiều năm

3 Số không độ sâu của hải đồ

Là mực nước chuẩn dùng để đo độ sâu của nước biển

Đối với các vùng biển không có thủy triều thì mực nước biển trùng với số không độ sâu Đối với các vùng biển có thủy triều thì mực nước số không độ sâu trùng với mực nước biển ròng nhất Số không độ sâu và số không lục địa khác nhau đối với mỗi nước, do cấu tạo địa hình và vị trí địa lý khác nhau Đối với nước ta, ở phía Bắc được đo tại trạm quan trắc Hòn Dấu (Đồ Sơn), đối với phía Nam đo tại trạm Mũi Na (Hà Tiên)

4 Đường đẳng sâu

Là đường biểu thị độ sâu bằng nhau của địa hình đáy đại dương

Phương pháp đo độ sâu: phương pháp cổ điển và thông dụng nhất là dùng dây đo sâu, với kỹ thuật hiện đại ngày nay người ta đo sâu bằng máy đo sâu hồi âm

Phương pháp vẽ đường đẳng sâu: vào năm 1737 nhà thủy đạc người Pháp là Boatsơ đã sử dụng đường đẳng sâu trong việc vẽ bản đồ địa hình đáy biển Manche,

Hình 7: Địa hình đáy đại dương

5.1 Thềm lục địa

Là vùng nối tiếp lục địa chạy ngầm dưới nước Thềm lục địa chiếm 8% diện tích đáy đại dương Vùng thềm lục địa có một vai trò hết sức quan trọng trong đời sống con người: các hoạt động tấp nập của giao thông hàng hải, đánh bắt - nuôi trồng thủy sản, khai thác khoáng vật và 1/3 dân số thế giới sống ở vùng này Đặc điểm của vùng này là: độ sâu không lớn 0 - 400m, thủy triều và triều lưu phát triển mạnh, khối nước luôn nằm trong trạng thái chuyển động theo cả phương nằm ngang và thẳng đứng, nhận được sự cung cấp lớn về chất dinh dưỡng và nước ngọt

từ lục địa Vùng thềm lục địa được xem là giới hạn cuối cùng của sự phân bố của thực vật đáy Từ những đặc điểm này mà đã tạo ra một vùng thềm lục địa có điều kiện sống thuận lợi, có năng suất sinh học cao nhất trong đại dương Do sự khác nhau về chế độ thủy triều và sự phân bố sinh vật trong vùng thềm lục địa mà người

ta phân ra các vùng sau:

* Vùng trên triều: là vùng ít khi bị nước biển xâm nhập đến

* Vùng triều: là vùng ngập nước khi triều dâng và trơ đáy khi triều rút Trong vùng triều dựa vào sự biến động của các con nước cường, kém và các đặc điểm của

nó mà người ta phân ra:

- Vùng cao triều: là vùng giới hạn bởi vị trí cao nhất của kỳ nước cường và

vị trí cao nhất kỳ nước kém