Giáo trình Vi Khí Hậu – Lê Văn Mai – HUS

Cân bằng bức xạ của mặt hoạt động vai trò của cân bằng bức xạ và các thành phần cân bằng bức xạ trong sự hình thành vi khí hậu.. 1.2.2.1.1[r]

NXB Đại học Quốc gia Hà Nội 2001 Từ khố: Vi khí hậu, phân vị, cân xạ, cân nhiệt, lớp khí quyển, thơng sơ, loạn lưu, cân ẩm, lớp hoạt động, quy tốn

VI KHÍ HẬU HỌC

Lê V

ă

n Mai

Tài liệu Thư viện điện tửĐại học Khoa học Tự nhiên sử dụng cho mục đích học tập nghiên cứu cá nhân Nghiêm cấm hình thức chép, in ấn phục vụ mục đích khác không chấp thuận nhà xuất tác giả

LÊ VĂN MAI

GIÁO TRÌNH

VI KHÍ H

Ậ

U H

Ọ

C

MỤC LỤC

LỜI NĨI ĐẦU 5U

Chương SỰ HÌNH THÀNH VI KHÍ HẬU 6U

1.1 CÁC KHÁI NIỆM VÀ ĐỊNH NGHĨA VỀ VI KHÍ HẬU U

1.1.1 Cấp phân vị khí hậu 6

1.1.2 Ý nghĩa thực tiễn việc nghiên cứu vi khí hậu 10

1.2 MẶT HOẠT ĐỘNG VÀ VAI TRÒ CỦA CÂN BẰNG BỨC XẠ TRONG SỰ HÌNH THÀNH VI KHÍ HẬU 10 U 1.2.1 Khái niệm mặt hoạt động lớp hoạt động 10

1.2.2 Cân xạ mặt hoạt động vai trò cân xạ các thành phần cân xạ hình thành vi khí hậu 12

1.3 CÂN BẰNG NHIỆT CỦA MẶT HOẠT ĐỘNG VÀ VAI TRÒ CỦA CÁC THÀNH PHẦN CÂN BẰNG NHIỆT TRONG QUÁ TRÌNH HÌNH THÀNH VI KHÍ HẬU 16 U 1.3.1 Phương trình cân nhiệt ý nghĩa vi khí hậu 16

1.3.2 Phương hướng khả thi cải tạo yếu tố vi khí hậu 20

Chương ĐẶC ĐIỂM VI KHÍ HẬU CỦA LỚP KHÍ QUYỂN SÁT ĐẤT 22 2.1 MƠ HÌNH CHUYỂN ĐỘNG RỐI TRONG LỚP KHÍ QUYỂN SÁT ĐẤT 22

2.1.1 Khái niệm lớp khí sát đất 22

2.1.2 Mơ hình rối bán thực nghiệm Prandtl 22

2.2 TÁC ĐỘNG TẦNG KẾT NHIỆT ĐỐI VỚI CHUYỂN ĐỘNG RỐI 27

2.2.1 Nhiễu động rối tác động nhiệt 27

2.2.2 Thông số Richardson (Ri) 29

2.2.3 Ý nghĩa vật lý thông số Richardson 32

2.2.4 Hệ loạn lưu nhiệt lực 33

2.3 THÔNG LƯỢNG VẬT CHẤT TRONG CHUYỂN ĐỘNG RỐI 35

2.3.1 Dòng nhiệt rối profil thẳng đứng nhiệt độ khơng khí 35

2.3.2 Dịng nước chuyển động rối 38

Chương QUY LUẬT HÌNH THÀNH VI KHÍ HẬU TRONG THỔ NHƯỠNG 41

3.1 CÂN BẰNG NHIỆT CỦA MẶT HOẠT ĐỘNG VÀ DAO ĐỘNG NHIỆT ĐỘ BỀ MẶT THỔ NHƯỠNG 41

3.2 QUY LUẬT DAO ĐỘNG NHIỆT ĐỘỞ CÁC ĐỘ SÂU TRONG THỔ NHƯỠNG 43

3.2.1 Dao động nhiệt độ bề mặt thổ nhưỡng 43

3.3 TUẦN HOÀN NHIỆT TRONG LỚP HOẠT ĐỘNG VÀ BIỆN PHÁP

CẢI TẠO CHẾĐỘ NHIỆT CỦA THỔ NHƯỠNG 46

3.4 CÂN BẰNG ẨM CỦA THỔ NHƯỠNG 48

3.4.1 Cân ẩm lớp mặt 48

3.4.2 Cân nước lớp hoạt động 49

Chương PHƯƠNG PHÁP NGHIÊN CỨU VI KHÍ HẬU 52U 4.1 ĐẶT VẤN ĐỀ 52

4.2 PHƯƠNG PHÁP THÍ NGHIỆM VẬT LÝ - MƠ HÌNH HỐ 52

4.3 PHƯƠNG PHÁP NGHIÊN CỨU VI KHÍ HẬU NGỒI THỰC ĐỊA 53 4.3.1 Yêu cầu ý nghĩa việc nghiên cứu vi khí hậu ngồi thực địa 53

4.3.2 Các giai đoạn thực ý đồ nghiên cứu 54

LỜI NÓI ĐẦU

Cuốn giáo trình Vi khí hậu học được biên soạn dựa nội dung giảng thực khoa đào tạo liên tục 30 năm (từ 1968 đến 1997) Khoa Địa lý - Địa chất Khoa Khí tượng - Thủy văn hải dương học Trường đại học Tổng hợp Hà Nội, Trường Đại học Khoa học Tự nhiên thuộc Đại học Quốc gia Hà Nội

Chương

SỰ HÌNH THÀNH VI KHÍ HẬU

1.1 CÁC KHÁI NIỆM VÀ ĐỊNH NGHĨA VỀ VI KHÍ HẬU

Việc quan niệm cách đắn định nghĩa cách xác mơn khoa học có tác dụng lớn việc thúc đẩy phát triển lý luận học thuật ứng dụng mơn khoa học Do trước nghiên cứu qui luật trình hình thành vi khí hậu phạm vi lãnh thổ nhỏ làm quen với khái niệm định nghĩa vi khí hậu

1.1.1 Cấp phân vị khí hậu

Khái niệm vi khí hậu việc đề xuất cấp phân vị khí hậu đề cập đến từ năm 20 kỷ Nhưng ý kiến chưa đến thống Chúng ta tiếp cận với luận điểm nhà khoa học giới

a) Quan điểm Geiger cấp trung khí hậu tiểu khí hậu: Năm 1927 sách có tên "Khí hậu lớp sát đất" Gâygơ người đưa khái niệm trung khí hậu tiểu khí hậu để phân biệt với khái niệm khí hậu phổ biến rộng rãi thời

Cấp trung khí hậu gắn liền với quan niệm khí hậu địa phương Theo quan điểm Geiger khí hậu địa phương đặc điểm khí hậu lãnh thổ qui mơ trung bình, chẳng hạn khí hậu trảng rừng, vùng đồi, vùng tự nhiên chịu ảnh hưởng hồ nước lớn

b) Các cấp phân vị khí hậu S P Khromov: Quan điểm Geiger phân chia thành ba cấp phân vị việc nghiên cứu khí hậu nhà khoa học Liên Xô, tiêu biểu S P Khromov A Sapogiơnhicova, tán đồng Năm 1967 sách giáo khoa có tên "Khí tượng học khí hậu học" S P Khromov đưa cấp phân vị khí hậu sau đây:

1) Đại khí hậu tổ hợp điều kiện khí hậu đới hay xứ địa lý Trong nhân tố tác động đến hình thành khí hậu xạ mặt trời, hồn lưu chung khí bề mặt lục địa đại dương

2) Khí hậu cấp phân vị gắn liền với cảnh địa lý Thí dụ đới địa lý thường tồn khí hậu bình ngun, khí hậu cao ngun

Các nhân tố tác động đến hình thành khí hậu xạ mặt trời, hoàn lưu chung khí đặc điểm mặt đệm (mặt trải dưới)

3) Khí hậu địa phương cấp khí hậu gắn với dạng địa lý (dạng địa tổng thể) Ví dụ khí hậu khu rừng, vùng đồi thành phố lớn

4) Vi khí hậu là cấp khí hậu gắn với diện địa tổng thể (cảnh diện) chẳng hạn đặc điểm vi khí hậu sườn đồi, thung lũng ven bờ hồ nước

Như cấp phân vị khí hậu S P Khromov đề xuất làm sáng tỏ quan điểm Geiger đơn vị khí hậu

c) Sự bổ sung I A Golsberg khái niệm vi khí hậu khí hậu địa phương: Trong sách "Khí hậu nông nghiệp" xuất năm 1973 viết chung với tác giả khác, I A Golsberg giải thích cách chi tiết khái niệm vi khí hậu Đó khái niệm khí hậu thực vật

1) Vi khí hậu là khí hậu lãnh thổ nhỏ, xuất ảnh hưởng khác biệt địa hình, thực vật, trạng thái thổ nhưỡng, ảnh hưởng hồ nước, công trình xây dựng đặc điểm khác mặt đệm Ví dụ xuất vi khí hậu khu ruộng, sườn đồi, trảng rừng, vùng đầm lầy rút cạn nước, thành phố

Những đặc điểm vi khí hậu biểu rõ lớp thổ nhưỡng lớp khơng khí gần mặt đất đến độ cao vài chục mét, nhiều phát triển đén độ cao 100-150 mét

2) Khí hậu địa phương đặc điểm khí hậu quy định tượng khí tượng phát triển ảnh hưởng địa hình, tương phản vùng hồ nước lớn vùng xung quanh gây Các tượng phát triển với qui mơ lớn nhiều so với tượng vi khí hậu ảnh hưởng dạng bề mặt đặc biệt nhiều lên tới độ cao 800-1000 mét Ví dụ hình thành tượng phơn, tượng gió núi, gió thung lũng, tượng giảm lượng mưa vùng bóng địa hình hiệu ứng tăng lượng mưa sườn đón gió ẩm

3) Khí hậu thực vật khí hậu hình thành lớp phủ thực vật phần mặt đất phần mặt đất Khí hậu thực vật hình thành ảnh hưởng thân thực vật khí hậu lớp khơng khí sát đất, xác định độ dày, độ lớn độ che phủ thực vật

d) Những quan điểm phủ nhận khái niệm cấp khí hậu địa phương: Năm 1968 M I Serban cho đời giáo khoa "Vi khí hậu học", ơng phủ nhận khái niệm khí hậu địa phương Khromov Golsberg đưa Theo ý kiến M I Serban thuật ngữ "Khí hậu địa phương" khơng thể đặc trưng cho cấp phân vị khí hậu, thuật ngữ khí hậu bao hàm ý nghĩa địa phương Theo ơng phải xuất phát từ tương quan hệ thống sau để xác định cấp phân vị khí hâụ:

Các đặc điểm vi khí hậu khu đất khác biệt hình thành khí hậu chung, cịn hình thành khí hậu cảnh, xứ, đới địa lý lại chịu ảnh hưởng nhóm vi khí hậu khác Có xuất phát từ mối tương quan thấy tính cấu trúc tồn vẹn mối quan hệ phân hoá theo phương nằm ngang theo phương thẳng đứng Vậy thì, tương ứng với vi khí hậu khí hậu lớp khơng khí sát đất lớp biên, cịn tương ứng với khí hậu khí hậu khí tự

Các nhà khí tượng Trung Quốc có quan điểm tượng tự với quan điểm M I Serban Họ khơng tán thành cấp khí hậu địa phương Họ rõ phân cấp khí hậu có chuyển hố liên tục từ cấp sang cấp kia, nên khơng có ranh giới rõ ràng

Ngồi ra, kích thước địa hình thay đổi lớn dần lên ảnh hưởng mặt vi khí hậu vượt q độ cao mét, xem vi khí hậu khí hậu lớp khơng khí từ mét trở xuống khơng phù hợp với ảnh hưởng địa hình phát triển Do họ có xu hướng gộp hai cấp vi khí hậu khí hậu địa phương thành cấp "tiểu khí hậu" Các nhà khí tượng học Trung Quốc định nghĩa tiểu khí hậu sau:

1.1.2 Ý nghĩa thực tiễn việc nghiên cứu vi khí hậu

Việc nghiên cứu vi khí hậu lãnh thổ có nhiều ý nghĩa thực tiễn a) Về mặt phục vụ sản xuất nơng nghiệp việc khảo sát vi khí hậu khu vực thuận lợi mặt vi khí hậu loại ưa nhiệt ưa ẩm, việc khảo sát vi khí hậu làm sáng tỏ biến đổi vi khí hậu q trình canh tác gây ra, đề xuất biện pháp cải tạo theo hướng làm cho điều kiện vi khí hậu tốt lên

b) Về mặt qui hoạch đô thị đề xuất việc bố trí hướng đường phố cho thơng thống, bố trí đai xanh, hồ nước cho có tác dụng điều hồ vi khí hậu có hiệu cao

c) Về mặt học thuật việc khảo sát vi khí hậu bổ xung cho việc dự báo tượng thời tiết địa phương xác Cẳng hạn việc dự báo hình thành tan băng giá, hình thành tan sương mù

d) Việc khảo sát chi tiết vi khí hậu khu vực giúp lập sơđồ phân vùng vi khí hậu địa phương phạm vi lãnh thổ

1.2 MẶT HOẠT ĐỘNG VÀ VAI TRỊ CỦA CÂN BẰNG BỨC XẠ TRONG SỰ HÌNH THÀNH VI KHÍ HẬU

1.2.1 Khái niệm mặt hoạt động lớp hoạt động 1.2.1.1 Mặt hoạt động

a) Theo A I Voeicov mặt hoạt động mặt bề mặt tự nhiên trực tiếp hấp thụ trao đổi lượng dẫn đến dao động nhiệt độ lớp thổ nhưỡng lớp khơng khí tiếp cận

b) Theo X A Sapogiơnhicova mặt hoạt động bề mặt thổ nhưỡng thực vật bề mặt bất kỳ, hấp thụ toả nhiệt xạ, làm điều hoà chế độ nhiệt thổ nhưỡng lớp khơng khí sát đất

Các mặt hoạt động tự nhiên đa dạng, người ta thường vào phân loại dạng bề mặt cảnh quan để xác định dạng mặt hoạt động Chẳng hạn, phân thành dạng mặt hoạt động thảm rừng, đồng cỏ, sa mạc, đài nguyên băng tuyết vĩnh cửu

Đối với dạng bề mặt tự nhiên lại chia thành kiểu Chẳng hạn, cảnh quan rừng lại chia thành kiểu rừng to, rừng nhọn, rừng hỗn hợp Đối với kiểu rừng lại chia thành phân kiểu Chẳng hạn, rừng nhọn cịn chia thành rừng thơng cao, rừng thơng lùn, rừng nhỏ

Sự khác biệt trạng thái mặt hoạt động dẫn đến khác biệt mặt hấp thụ phát xạ diễn đó, kết tạo khác biệt chế độ nhiệt, chế độ xạ, yếu tố định hình thành vi khí hậu lớp khí sát đất

1.2.1.2 Lớp hoạt động

Trong thiên nhiên trình hấp thụ xạ nhiệt, trình bốc hơi, trình trao đổi nhiệt không diễn phạm vi mặt hoạt động mà xâm nhập tới độ sâu mơi trường Kết tồn lớp trao đổi lượng vật chất có bề dày định, xem "lớp hoạt động"

trường tự nhiên bước sóng xạ Như môi trường tự nhiên khác nhau, bề dày lớp hoạt động thay đổi

Chẳng hạn, môi trường nước xạ sóng ngắn bề dày lớp hoạt động đạt tới hàng chục mét, cịn xạ sóng dài, khả xun thấu yếu, mơi trường nước lớp hoạt động đạt tới vài xentimét Tóm lại bề dày lớp hoạt động phụ thuộc vào trạng thái vật lý mơi trường phụ thuộc vào bước sóng tia xạ xâm nhập

Để xác định bề dày lớp hoạt động môi trường tự nhiên, người ta vào lan truyền xuống sâu dao động mang tính chu kỳ nhiệt độ Có thể xem độ sâu có biên độ dao động nhiệt độ khơng bề dày lớp hoạt động

1.2.2 Cân xạ mặt hoạt động vai trò cân xạ các thành phần cân xạ hình thành vi khí hậu

1.2.2.1 Các dòng năng lượng bức xạ tác động mặt hoạt động

Ban ngày lượng xạ mặt trời tới bề mặt trái đất dạng trực xạ tán xạ Trực xạ lượng tia mặt trời thẳng từ mặt trời tới mặt đất, tán xạ phần lượng xạ mặt trời bị khuếch tán khí chuyển tới mặt đất Trực xạ tán xạ hợp thành lượng xạ tổng cộng, gọi tổng xạ Nếu biểu thị lượng trực xạ S′, lượng tán xạ D biểu thị tổng xạ biểu thức:

Q = ′ +S D (1.1)

Người ta đo lượng trực xạ, tán xạ tổng xạ đơn vị cal/cm2.ph oát/cm2 Tức số lượng xạ mặt trời tới đơn vị diện tích mặt đất nằm ngang đo cm2 đơn vị thời gian phút

T = Q R− (1.2)

Phần lượng hấp thụ nung nóng mặt hoạt động lên, phần lượng hấp thụ bị tiêu hao phát xạ sóng dài mặt hoạt động Dịng lượng xạ vào khí bị khí hấp thụ tồn Bản thân khí tự nóng lên đến lượt lại phát xạ sóng dài phía mặt đất Dịng lượng ký hiệu có tên dịng xạ nghịch, có nghĩa có hướng ngược lại với dịng xạ mặt hoạt động

Ed Ed

Ekq

Tóm lại, mặt hoạt động lớp khí sát đất ln có trao đổi lượng dòng xạ từ mặt trời từ khí xuống từ mặt đất lên Cường độ dòng lượng phụ thuộc vào trạng thái khí quyển, trạng thái mặt hoạt động, vào thời gian ngày mùa năm

1.2.2.2 Phương trình cân bằng bức xạ

Quá trình biến đổi trao đổi lượng xạ diễn đơn vị bề mặt mặt hoạt động minh hoạ sơđồ hình và cơng thức sau đây:

B = ′ +S D R− + Ekq − Ed (1.3)

B = Q R− + Ekq − Ed (1.4)

Công thức (1.3) (1.4) biểu thị tương quan dòng lượng xạ ban ngày có ánh nắng mặt trời Khi mặt trời bị mây che lấp trực xạ

′ =

S 0, phương trình (1.3) chuyển thành:

′

S D R

Hình 1.1 Các dịng xạ ban ngày Hình 1.2 Các dịng xạ ban đêm

Ekq Ed

Ban đêm trực xạ tổng xạ không tồn tại, nên công thức cân xạ lại thành phần cân xạ sóng dài:

B = Ekq − Ed (1.6)

Công thức cân xạ (1.6) khác với công thức (1.5) chế vật lý, lẽ lượng xạ trao đổi lượng tia xạ sóng dài Do cơng thức (1.6) gọi phương trình cân xạ sóng dài

Về ý nghĩa vật lý phương trình cân xạ biểu thị tương quan so sánh lượng xạ thu lượng tiêu hao diễn mặt hoạt động Mối tương quan ln biến đổi theo thời gian phụ thuộc vào trạng thái vật lý bề mặt tự nhiên

Ban ngày lượng tổng xạ thường lớn nhiều so với lượng xạ sóng dài mặt đất vào khí quyển, cân xạ B thường có giá trị dương, có nghĩa mặt đất thường nung nóng lên Nhưng mức độ nung nóng cịn tuỳ thuộc vào trạng thái khí quyển, vào tính chất vật lý mặt hoạt động, vào trạng thái lớp phủ thực vật, vào hàm lượng ẩm lớp hoạt động Những khác biệt trạng thái mặt hoạt động dẫn đến khác biệt vi khí hậu

E =δ σ T4 (1.7)

Dựa vào phương trình (1.6) ta đến kết luận sau:

Nếu ban đêm nhiệt độ khí cao nhiệt độ mặt hoạt động cân xạ B > 0, mặt đất sưởi ấm lên nhờ lớp khí sát đất Ngược lại, nhiệt độ khí thấp nhiệt độ mặt hoạt động, cân xạ B < 0, mặt đất nhiệt

Bây xét hình thành vi khí hậu kiểu mặt hoạt động Từ phương trình (1.4) ta biến đổi thành phần

Ekq − Ed = E*

Q R− = Q(1− R Q/ ) = Q(1−α)

Ở α = R Q/ hệ số phản xạ kiểu bề mặt tự nhiên (α ln nhỏ 1) Nó biểu thị có phần lượng tới bề mặt tự nhiên bị phản xạ trở lại Sau biến đổi thành phần, phương trình cân xạ (1.4) viết rút gọn:

B = Q(1−α)− E * (1.8)

trong E* xạ hiệu dụng mặt hoạt động Nó rõ phần lượng thực bị mặt hoạt động phát xạ sóng dài vào khí Cân xạ trB ường hợp bị chi phối hệ số phản xạ

Bảng 1.1 Suất phản xạ kiểu bề mặt

Kiểu bề mặt Suất phản xạ α

Mặt tuyết (rắn) 70-85

Tuyết tan 30-65 Đất màu đen khô 14

Đất đen ướt 25-30

Đất xám khô 25-30

Đất xám ướt 10-12

Kiểu bề mặt Suất phản xạ α

Đất sét ướt 16

Đất cày khô (lẫn sỏi) 22

Đất cày ướt 14

Đất bỏ hoang khô 8-12

Đất bỏ hoang ướt 5-7

Cát vàng 35

Cát trắng 40

Cát xám 18-23

Đài nguyên 15-20

Thảm cỏ xanh 16-27

Ruộng lúa 23-32

Vườn khép tán 10

Rừng 20

Rừng kim 19

Mặt nước mặt trời chiếu thẳng góc 2 Mặt nước mặt trời chiếu xiên 45° 5 Mặt nước mặt trời chiếu xiên 2° 78

α bề mặt tự nhiên Hệ số phản xạ α bề mặt tự nhiên lớn phần lượng xạ mặt hoạt động hấp thụ ngược lại Trong thực tế người ta thay đổi hệ số phản xạ α cách thay đổi trạng thái tự nhiên kiểu mặt hoạt động Trong tự nhiên kiểu bề mặt tự nhiên có hệ số phản xạ dao động phạm vi rộng (hệ số phản xạ tính phần trăm thường gọi suất phản xạ) Hãy tham khảo trị số α kiểu bề mặt tự nhiên (bảng 1.1)

Vì suất phản xạ bề mặt tự nhiên ảnh hưởng lớn đến phần lượng mặt hoạt động hấp thụ để chuyển sang nhiệt năng, thúc đẩy trình sinh học khác, nên hướng cải tạo vi khí hậu có hiệu thuận lợi tìm cách làm biến đổi suất phản xạ mặt hoạt động

1.3 CÂN BẰNG NHIỆT CỦA MẶT HOẠT ĐỘNG VÀ VAI TRÒ CỦA CÁC THÀNH PHẦN CÂN BẰNG NHIỆT TRONG Q TRÌNH HÌNH THÀNH VI KHÍ HẬU

1.3.1 Phương trình cân nhiệt ý nghĩa vi khí hậu

Năng lượng xạ mặt trời mặt hoạt động hấp thụ nguồn nhiệt chủ yếu tạo động lực cho trình trao đổi nhiệt khác diễn mặt hoạt động Xuất phát từ nguyên lý bảo toàn lượng, tức toàn số lượng thu nhận phải tổng số lượng tiêu hao đi, thiết lập phương trình cân nhiệt dạng tổng quát sau đây:

B − −P LE − =q (1.9)

Các ký hiệu phương trình (1.9) biểu thị thành phần sau đây: B − cân xạ mặt hoạt động, nguồn lượng mặt hoạt động hấp thụ được, P − thông lượng nhiệt trao đổi loạn lưu mặt hoạt động lớp khí sát đất, LE − lượng nhiệt cung cấp cho trình bốc diễn mặt hoạt động (trong L tiềm nhiệt bốc hơi, E lượng nước bốc thành hơi), q− dòng nhiệt truyền vào thổ nhưỡng

Vế phải phương trình (1.9) khơng thể ngun lý bảo tồn lượng Trong thành phần cân xạ B mang dấu dương, thành phần cịn lại mang dấu âm chúng biểu thị tiêu hao lượng mặt hoạt động

Bây xét ý nghĩa vi khí hậu thành phần cân nhiệt nói

Sự phụ thuộc trực xạ vào hướng sườn độ dốc đồi biểu thị theo công thức sau:

s\ = sn cosi

trong góc ti ới tia mặt trời, s\ cường độ trực xạ mặt trời mặt

nghiêng sườn đồi, csn ường độ trực xạ mặt nằm ngang

Mối liên hệ phụ thuộc góc tới i yếu tố độ nghiêng, hướng sườn sau:

cosi = cos sinhα Θ+sin cosh cosα A

α − độ nghiêng sườn đồi, hΘ − độ cao mặt trời đường chân trời, A - độ sai khác phương vị sườn đồi phương vị mặt trời

Như thông qua đại lượng cosi trực xạ tới sườn đồi phụ thuộc vào độ nghiêng α phương vị sườn đồi vào thời điểm có mặt trời chiếu sáng b) Thành phần trao đổi loạn lưu P: Đây thành phần trao đổi nhiệt loạn lưu mặt hoạt động khí

Thơng thường mặt đất đốt nóng lên cân xạ dương, trao đổi nhiệt loạn lưu lại tải nhiệt từ mặt hoạt động vào khí Tốc độ xáo trộn lớp khơng khí nhanh dịng nhiệt trao đổi loạn lưu lớn, tức tải nhiệt diễn nhanh Trên địa hình phẳng cường độ xáo trộn loạn lưu yếu so với bề mặt mấp mô, phạm vi bồn địa hay thung lũng khép kín khơng có xáo trộn loạn lưu nên san nhiệt độ theo độ cao diễn chậm chạp, mặt đất nững nơi bị nung nóng dội, tạo cực trị nhiệt độ đáng kể Dịng nhiệt loạn lưu biểu thị cơng thức:

P C K dT dz

P

trong dT

dz građien nhiệt độ thẳng đứng, ρ − mật độ lớp khơng khí sát đất,

hệ số loạn lưu, nhiệt dung riêng đẳng áp khơng khí

K − CP −

Công thức (1.10) biểu thị mối tương quan phụ thuộc ba thông số

P K dT dz

, , , chúng đại lượng biến đổi phụ thuộc lẫn đặc trưng cho kiểu mặt hoạt động điều kiện thời tiết khu vực Việc xác định trị số thông số P K dT

dz

, , giúp phát khác biệt

vi khí hậu khu vực có mặt hoạt động khác

c) Thành phần lượng cung cấp cho trình bốc mặt hoạt động

LE

- Thành phần có ý nghĩa mặt hoạt động ẩm ướt Trong trường hợp đó, phần lượng chủ yếu cân xạ tiêu hao trình bốc (bởi theo kết thí nghiệm để làm bốc hoàn toàn gam nước phải tiêu hao lượng nhiệt 600 cal), phần lượng cân nhiệt cung cấp cho trình nung nóng khơng khí giảm đáng kể Trường hợp mặt hoạt động hồn tồn khơ thành phần khơng, phương trình cân nhiệt (1.9) rút gọn lại:

L E

B − − =P q

d) Thành phần nhiệt truyền xuống lớp thổ nhưỡng bên Thành phần biểu thị theo công thức

q dT

dh

= λ (1.11)

Dòng nhiệt phụ thuộc vào hệ số dẫn nhiệt λ thổ nhưỡng građien nhiệt độ thẳng đứng dT

rất bé, trị số dT

dh giảm nhanh theo độ sâu Do dịng nhiệt truyền vào

thổ nhưỡng yếu, tức trị số so với thành phần khác nhỏ nhiều, kết phân bố lượng mặt hoạt động diễn thời điểm chủ yếu thể mối tương quan ba thành phần

q q

B P LE, , Trường hợp thổ nhưỡng mặt hoạt động hồn tồn khơ phân bố lượng cân nhiệt lại hai thành phần chủđạo B P

B P− = hay B = P (1.12)

Tương quan (1.12) cho ta thấy toàn số lượng cân xạ cung cấp chuyển sang đốt nóng lớp khơng khí sát đất Do khu vực khơ hạn, thiếu nước nhiệt độ khơng khí có cực trị cao

1.3.2 Phương hướng khả thi cải tạo yếu tố vi khí hậu

Ngày việc cải tạo vi khí hậu theo định hướng nhằm hạn chế tác động tiêu cực đến phát triển trồng, vật nuôi đến sinh hoạt người Việc tác động đến vi khí hậu thực trước hết tác động vào thành phần cân nhiệt Ở khu vực có cường độ xạ lớn, gặp thời tiết nắng nóng, người ta làm giảm lượng xạ hấp thụ Qn = Q(1−α)

cách làm tăng suất phản xạ mặt hoạt động Bằng biện pháp làm giảm băng lượng cân xạ, tiếp đến giảm nhiệt độ lớp khơng khí sát đất Ngược lại miền khí hậu có băng tuyết phủ với suất phản xạ lớn, người ta làm giảm suất phản xạ cách đáng kể để làm tăng hấp thụ xạ mặt hoạt động Kết làm giảm bớt lạnh giá Biện pháp làm biến đổi suất phản xạ làm biến đổi cách đáng kể lượng cân xạ mặt hoạt động

dọc đường phố, việc tạo giàn hoa che nắng trước nhà làm giảm đáng kể nắng nóng ban ngày, tạo điều kiện vi khí hậu dễ chịu

Phương hướng tác động làm thay đổi phân bố lượng thông lượng nhiệt loạn lưu P tiềm nhiệt bốc Ở vùng khơ hạn, vùng nắng nóng, người ta áp dụng biện pháp tưới nước để làm giảm đáng kể thơng lượng nhiệt loạn lưu, điều làm giảm bớt nhiệt độ khơng khí vào thời gian nắng nóng ban ngày Khi mặt hoạt động khô bổ xung nguồn nước tưới, phần đáng kể lượng cân nhiệt tiêu hao cho trình bốc Ngồi điều việc tưới nước cịn làm tăng độ ẩm khơng khí tạo cảm giác thoải mái so với điều kiện khơ nóng Có thể nói mơi trường khí hậu khơ nóng việc tưới nước biện pháp cải tạo vi khí hậu tổng hợp

Chương 2

ĐẶC ĐIỂM VI KHÍ HẬU CỦA LỚP KHÍ QUYỂN SÁT ĐẤT

2.1 MƠ HÌNH CHUYỂN ĐỘNG RỐI TRONG LỚP KHÍ QUYỂN SÁT ĐẤT 2.1.1 Khái niệm lớp khí sát đất

Trước người ta quan niệm lớp khí sát đất lớp có bề dày m tính từ mặt đất, lớp thể phân hố vi khí hậu mạnh mẽ chịu tác động trực tiếp trình trao đổi lượng (bức xạ nhiệt), chuyển đổi vật chất (ngưng kết, bốc hơi) diễn bề mặt hoạt động Ngày kết khảo sát cao không khẳng định biên giới lớp khí sát đất phát triển tới độ cao vài chục mét, chí tới độ cao vài trăm mét vùng đồi núi Bởi khu vực chuyển động rối phát triển, nên ảnh hưởng mặt hoạt động lan truyền tới độ cao vài trăm mét

Đặc điểm lớp khí sát đất trình trao đổi vật chất, trình truyền nhiệt lớp khơng khí thực dòng rối Độ gồ ghề mặt đất, độ nung nóng khơng đồng bề mặt khu vực nhỏ khác lãnh thổ nguyên nhân gây dịng rối lớp khí sát đất

2.1.2 Mơ hình rối bán thực nghiệm Prandtl

1) Năng lượng tạo xốy rối lượng dịng chuyển động ngang bị tiêu hao chuyển sang (tất nhiên bỏ qua số lượng chuyển thành nhiệt)

2) Kích thước xốy rối biến đổi tuyến tính theo độ cao, tức là:

l l= +χ z (2.1)

Trong biểu thức (2.1) ký hiệu có ý nghĩa sau: kích thước ban đầu xốy, kích thước xốy mực xuất phát,

l0 −

l− χ =0 40, số

Carman

Hai giả thiết Prandtl tiên đề để xây dựng mơ hình phân bố yéu tố khí tượng lớp khí sát đất Môi trường rối đặc trưng thông số sau đây:

1) Kích thước xốy l

Cịn có tên gọi quãng đường chuyển dịch Khi xáo trộn xảy lớp khơng khí theo phương thẳng đứng, vật chất lượng bảo tồn toàn quãng đường chuyển dịch

2) Tốc độđộng lực V *

Là tốc độ riêng xoáy rối, thành phần nhiễu động tốc độ theo phương thẳng đứng, xuất chênh lệch tốc độ ngang, giải thích định luật Becnuli

V*=U2 −U1

ở U1 U2 tốc độ dịng khí nằm ngang hai mực Z1và Z2 3) Hệ số loạn lưu K

Dựa vào thứ nguyên hệ số loạn lưu K (bằng cm2/s) ta hiểu hệ số loạn lưu K tốc độ phát triển xoáy, đặc trưng cho lan truyền chuyển động rối

4) Hệ số trao đổi A A = ρK = ρlV *

trong ρ mật độ khơng khí, hệ số trao đổi A có thứ nguyên g/cm.s Căn vào thứ nguyên ta hiểu A tốc độ chuyển tải vật chất qua đơn vị quãng đường

5) Đại lượng trao đổi T T = ρV *

Đại lượng trao đổi T có thứ nguyên g/cm2.s, thông lượng vật chất đơn vị thời gian

6) Năng lượng xoáy τ ρ= V *2

Năng lượng xốy τ có thứ ngun din/cm2 Đây tác động lực ma sát rối lên đơn vị diện tích Khi nghiên cứu mơi trường chuyển động rối lớp khí sát đất, người ta cần xét đồng thời thơng số rối nói xây dựng mơ hình phân bố yếu tố khí tượng hàm lượng vật chất theo không gian (theo phương thẳng đứng theo phương ngang)

7) Profil tốc độ gió theo phương thẳng đứng

Căn vào giả thiết thứ Prandtl ta viết biểu thức:

V U U dU

dz *= − =l

z

Z1

Z2 U

U1

V *

l

H×nh 2.1

Các ký hiệu công thức (2.2) hiểu sau: U tốc độ gió hai mực lớp khí sát đất, kích thước xốy, mà đỉnh xoáy chân xoáy tiếp cận với mực ,

U

1, 2

Z Z1, l

Z Z1, 2 dU

dz građien thẳng đứng tốc

độ gió Khi mực Z Z1, 2 thay đổi kích thước xốy cl ũng thay đổi theo Áp dụng giả thiết thứ hai Prandtl vào biểu thức (2.2) ta có:

(

)

V z dU

dz

*= l0 + χ hay V

(

Z Z

)

dU dz

*= χ 0 + (2.3)

Trong biểu thức (2.3) xuất thông số Z0 =l0 / χ Đây thông số đặc trưng cho độ gồ ghề mặt hoạt động, gọi tắt thông số gồ ghề Như tự nhiên xuất chuyển động rối tồn độ cao nằm bên mực gồ ghề (Z = −Z0) tốc độ động lực V*=0 ( xoáy bị triệt tiêu) Bên độ cao tồn dòng chuyển động theo kiểu phân lớp Nhưng thực tế lớp chuyển động có bề dày vào cỡ vài cm Theo đánh giá gần bậc đại lượng Z0 vào cỡ 10 , b−2 ậc đại lượng

Z vào khoảng 10 10− 2 Như vậy để tích phân biểu thức (2.3) ta có thể bỏ qua

thơng số Z0 Tức viết:

V Z dU

dz

Biểu thức (2.4) dạng phương trình vi phân tuyến tính có biến phân ly, ta thực tích phân

dU = V

∫

d Z

∫

* (ln )

χ

(2.5)

Tốc độ gió lớp khí sát đất đại lượng biến đổi liên tục theo độ cao từ mực xuất phát Z0 đến độ cao Z Vậy tích phân (2.5) theo cận tương ứng:

dU V d Z

Z Z U UZ =

∫

∫

= * (ln ) χ 0 0 (2.6)

Sau thực tích phân (2.6) ta tìm được:

U V Z

Z Z = * ln χ 0 (2.7)

Biểu thức (2.7) chứng tỏ lớp khí sát đất tốc độ gió biến đổi theo độ cao tuân theo quy luật logarit

Từ biểu thức (2.7) xác định thơng số sau đây:

1) Độ gồ ghề mặt hoạt động Dựa vào số liệu khảo sát tốc độ gió U hai độ cao ta thiết lập biểu thức:

Z0

U2 1 Z2 Z1

U U Z Z Z Z 2 = ln ln (2.8)

V Z Z Z UZ * ln = χ+ 0 (2.9)

3) Hệ số loạn lưu K

K V Z Z

Z Z

UZ = l *= ( + )

ln χ2

0

0

(2.10)

4) Hệ số trao đổi loạn lưu A

A K Z Z

Z Z

UZ = ρ = χ ρ2 +

0

( )

ln

(2.11)

5) Năng lượng xoáy

τ ρ= = χ ρ ⎡ ⎣ ⎢ ⎤ ⎦ ⎥ V Z Z UZ * ln 2 2 (2.12)

2.2 TÁC ĐỘNG TẦNG KẾT NHIỆT ĐỐI VỚI CHUYỂN ĐỘNG RỐI

2.2.1 Nhiễu động rối tác động nhiệt

Trong lớp khơng khí sát đất phần tử khí bị nung nóng khơng đồng từ phía mặt đất xuất lực đẩy Acsimet Đó nguyên nhân gây nhiễu động rối Biểu thức lực đẩy Acsimet có dạng:

(

)

f = −g ρ0 − ′ρ (2.13)

môi trường, g− gia tốc trọng trường, dấu − mang ý nghĩa lực gia tốc trọng trường tác động ngược lại với lực f

Sơ đồ hình 2.2 minh hoạ tác động lực f vào phần tử khí nhiễu động xuất phát từ mực Z0 (mực sát đất) hướng lên mực Z Tại mực xuất phát Z0 lực đẩy có dạng:

(

)

f0 = −g ρ0 − ′ρ0 (2.14)

Khi đạt tới mực Z phần tử khí hồ nhập với mơi trường xung quanh nên mật độ ρ′ =0 ρZ Vai trò lực khơng cịn tồn qn tính, phần tử khí tiếp tục lên cao mực

fZ

Z quãng đường định

Z

Z0

′ ρZ

′

ρ0 ρ0

ρZ

f0 fZ

Hình 2.2

Quy mơ vận động phụ thuộc vào trị số lực đẩy Acsimet: f0 = −g(ρ0 − ′ρZ) (2.15)

Tương quan mật độ ρZ mực Z mật độ ρ0 mực xuất phát ban đầu phản ánh kiểu tầmg kết khí xuất loạn lưu nhiệt lực

Chúng ta xét tác động lực tương ứng với ba kiểu tầng kết sau đây:

1) Nếu ρZ < ρ0 hay nhiệt độ mực Z cao nhiệt độ mức xuất phát lực mang giá trị âm Lực kéo phần tử nhiễu động xuống Đó trường hợp khí có tầng kết ổn định hay nghịch nhiệt

(

TZ > T0

)

f0 f0

2) Nếu ρZ > ρ0 hay nhiệt độ mực Z thấp nhiệt độ mực xuất phát lực mang giá trị dương Lực tiếp tục đẩy phần tử khí nhiễu động lên Đây trường hợp khí có tầng kết bất ổn định, tạo điều kiện cho loạn lưu phát triển

(

TZ < T0

)

f0 f0

3) Nếu ρZ = ρ0 hay khí có cân phiếm định hay đẳng nhiệt, lực bị triệt tiêu, loạn lưu không phát triển

TZ =T0 f0

Tóm lại có trường hợp lớp khí sát đất có tầng kết bất ổn định tạo diều kiện cho dòng rối tác dụng nhiệt phát triển

2.2.2 Thông số Richardson ( )Ri

Trong thiên nhiên loạn lưu phát triển thường chịu tác động đồng thời hai yếu tố:

- Ma sát động lực mặt đệm

- Sự nung nóng khơng đồng phần tử khơng khí từ phía mặt đệm

Để đánh giá đóng góp yếu tố kể trên, Richardson xét lượng sinh xốy loạn lưu nhiệt lực hình thành

Mơ hình (hình 2.3) mơ tả xốy loạn lưu có kích thước , mật độ khơng khí đỉnh xoáy

l

l

ρ0 ρZ

H×nh 2.3

Tốc độ động lực xoáy V * Khi phần tử khơng khí nâng lên từ chân xốy lên đỉnh xốy, lực đẩy Acsimet sinh cơng học A

A = fl = −g(ρ0 −ρZ)l (2.16) Bởi lẽ kích thước xốy khơng q lớn nên ta xem biến đổi mật độ khơng khí từ chân lên đỉnh xốy tuyến tính, xem đại lượng:

l

ρ ρ

0

−

Z

=

d

ρ

dz

l

hay

ρ0 −ρZ = ρ

d dz

l (2.17)

Đưa biểu thức (2.17) vào (2.16) ta có

A g d

dz

= − l2 ρ (2.18)

W = ρ V *2 (2.19) Đưa biểu thức tốc độ động lực V dU

dz

*=l vào (2.19) ta có:

W dU

dz =ρl2⎛⎝⎜ ⎞⎠⎟

2 (2.20)

Thơng số Richardson tỷ số: Ri A

W

= (2.21)

Đưa biểu thức (2.18) (2.20) vào (2.21) ta thu :

Ri g d dz du dz = − ⎛ ⎝⎜ ⎞⎠⎟ ρ ρ (2.22)

Từ phương trình trạng thái: ρ = P RT/ , xem P khơng đổi lớp khí sát đất, ta biến đổi:

1 ρ ρ d dz T dT dz

= − (2.23)

Đưa biểu thức (2.23) vào (2.22) ta có

Ri g T dT dz du dz = ⎛ ⎝⎜ ⎞⎠⎟ (2.24)

Ri g d

dz du dz

= ⎛ ⎝⎜ ⎞⎠⎟ θ

θ

2

(2.25)

Căn vào (2.24) dấu thơng số Richardson hồn tồn phụ thuộc vào građien nhiệt độ thẳng đứng khí dT

dz Có thể xảy ba trường hợp cần xét sau đây:

1) Ri =0 dT

dz =0 hay T khơng đổi theo chiều cao, khí có phân bốđẳng nhiệt, có tầng kết cân phiếm định

2) Ri >0 dT

dz >0, nhiệt độ tăng theo chiều cao, khí có phân bố nghịch nhiệt hay tầng kết ổn định

3) Ri <0 dT

dz <0 hay nhiệt độ giảm độ cao tăng lên, khí có tầng kết bất ổn định

2.2.3 Ý nghĩa vật lý thông số Richardson

Đối với trường hợp dT

dz =0, số Ri =0, khí có cân phiếm định, loạn lưu nhiệt lực khơng phát triển Vì vai trị lực đẩy Acsimet bị triệt tiêu Do có yếu tố ma sát động lực tham gia vào việc tạo xoáy loạn lưu Trong trường hợp ta quy ước động xoáy động lực W Khi thơng số Richardson khác khơng lượng xốy có phần đóng góp yếu tố nhiệt lực Cơng thức biểu thị đóng góp là:

0

WRi =W0 ± A (2.26)

(

)

(

)

W0 =WRi ± =A WRi 1± A W/ Ri =WRi 1± Ri

hay

W W

Ri

Ri = ±

0

(2.27)

Từ (2.27) biến đổi:

ρ V ρ V Ri

Ri

Ri

*2 *

2

1 =

± =

hay

V V

Ri

Ri Ri

* = *

±

=0

1

(2.28)

Biểu thức (2.28) có nghĩa mẫu số 1±Ri ≠0 Như hai trường hợp cần xét:

1) Khi 1±Ri >0 tức Ri mang trị số dương Trong trường hợp trị số tốc độ động lực VRi* ngày giảm so với V , thông số

Ri=0

* Ri tăng lên Như tham số Ri lớn loạn lưu phát triển

2) Khi 1±Ri <0 hay thông số Ri <0, tốc độđộng lực mang trị sốảo loạn lưu phát triển mạnh không bị hạn chế Tốc độ động lực bị hạn chế

Ri <1

2.2.4 Hệ loạn lưu nhiệt lực

Khi yếu tố nhiệt lực tham gia vào xoáy loạn lưu kích thước xốy phát triển theo độ cao khơng tn theo hàm tuyến tính Prandtl giả thiết, mà tuân theo quy luật hàm mũ:

(

)

lZ = χ Z Z+

ε

Trong ε thơng số biểu thị đóng góp yếu tố nhiệt lực Thơng số

ε phụ thuộc vào dấu thông số Richardson Cụ thể là: Ri >0 ε >1,

khi Ri <0 ε <1

Từ mối liên hệ (2.29) ta suy biểu thức tốc độđộng lực:

(

)

V Z Z dU

dz

* = χ + ε

0

(2.30)

Biến đổi (2.30) thực tích phân ta có

(

)

χ ε U0 dU V dz Z Z Z UZ * = +

∫

∫

0

Tại mặt đất tốc độ gió U0 =0 nên ta có:

[

]

UZ = V Z Z Z

− + −

− −

*

( ) ( )

χ ε ε ε

1

0

1 (2.31)

Đặt 1− =ε m ta có:

[

]

U V

m Z Zo Z

Z

m m

= * ( + ) −

χ

(2.32)

Biểu thức (2.32) chứng tỏ rằng: có tác động đồng thời nhân tố động lực nhiệt lực, tốc độ gió biến đổi theo độ cao tuân theo quy luật hàm mũ môi trường khí loạn lưu

Cơng thức (2.32) giúp giải toán khảo sát tốc độ gió ngồi thực địa để xác định thơng số gồ ghề Z0

Trong U U tốc độ gió đo độ cao Z thực địa

1 Z1

Thơng số có thm ể nhận trị số sau đây:

điều kiện khí có tầng kết phiếm định; m=0

điều kiện nghịch nhiệt mạnh;

0 < m< 5,

T

điều kiện có đối lưu mạnh, lớp khí sát đất có građien siêu đoạn nhiệt

−0 5, < m<

2.3 THÔNG LƯỢNG VẬT CHẤT TRONG CHUYỂN ĐỘNG RỐI

Sự chuyển tải lượng vật chất lớp khí sát đất theo chiều thẳng đứng thực chủ yếu tác động chuyển động rối

Chính dịng rối khí gây chuyển động rối, kèm theo trao đổi nhiệt trao đổi hàm lượng chất (hơi nước, khí, bụi ) có mặt khí

Các dòng vật chất trao đổi theo phương thức có cường độ quy mơ lớn nhiều so với trình khuếch tán phân tử

2.3.1 Dòng nhiệt rối profil thẳng đứng nhiệt độ khơng khí

Theo chất vật lý dịng nhiệt rối chuyển tải nhiệt dung khí Nhân tố chuyển tải xốy rối, viết

P = −CPρ V*Δ (2.34)

ΔT = T1 −T2 (2.35) Nếu chọn hai độ cao Z2 Z1 trùng với đỉnh chân xốy, ta biểu thị số gia nhiệt độ ΔT thông qua biểu thức vi phân sau đây:

ΔT dT dz

= l (2.36)

Thay ΔT theo biểu thức (2.36) vào (2.34) ta có:

P C V dT

dz

P

= − ρ *

l (2.37)

Áp dụng giả thiết thứ hai Prandtl ta có biểu thức sau:

(

)

P C V Z Z dT

dz

P

= − ρ *χ +

0

(2.38)

Trên quãng đường tải nhiệt chưa xảy trao đổi nhiệt với môi trường xung quanh, xem P V * khơng đổi Trong điều kiện ta tích phân biểu thức (2.38) Sau biến đổi ta có:

(

)

dz Z Z C V P dT P T T Z Z + = −

∫

∫

0 ε 0

ρ χ *

Sau tích phân nhận được:

(

)

(

)

ln Z Z lnZ C V *

P T T

P

Z Z

+ − =

∫

−

0

ρ χ (2.39)

Từ biểu thức (2.39) suy ra:

(

)

P C V

Biểu thức (2.40) cho ta thấy chất thơng lượng nhiệt rối lớp khí sát đất Từ đến kết luận sau:

a) Thông lượng nhiệt rối tỷ lệ thuận với tốc độ động lực xoáy rối Nhưng tốc độ động lực

V Z Z Z UZ * ln = χ+ 0 ,

nên ta có thểđưa biểu thức (2.40) dạng:

P C

Z Z Z

U T T

P Z Z = + ⎡ ⎣ ⎢ ⎤ ⎦ ⎥ − ρ χ2

0

2

ln

( ) (2.41)

Có thể đặt hệ số tỷ lệ C Z Z

Z

C

P

Z

ρ χ2 0 ln + ⎡ ⎣ ⎢ ⎤ ⎦ ⎥

= làm cho biểu thức (2.41) ngắn

gọn hơn:

(

)

P = C U TZ Z − TZ (2.42)

Biểu thức (2.42) chứng tỏ thông lượng nhiệt tỷ lệ thuận với tốc độ gió U Điều gợi ý cho ta khả cải tạo vi khí hậu lớp khơng khí sát đất, khu nhà ở, khu công xưởng cách tạo khả thơng gió để làm toả nhiệt, hạn chế bớt tốc độ gió để giữ nhiệt, tuỳ mơi trường điều kiện sống đòi hỏi

Z

T T T T

Z Z Z Z

Z

0

0

0

−

− =

ln ln

(2.43)

Như phân bố nhiệt độ khơng khí lớp khí sát đất theo độ cao tuân theo quy luật hàm logarit

2.3.2 Dòng nước chuyển động rối

Thông lượng nước chuyển động rối dịng khơng khí chuyển tải Biểu thị hàm lượng nước khơng khí ẩm thơng qua độ ẩm riêng tỷẩm:

q = ρ s,

ở ρ mật độ khơng khí, q độ ẩm riêng, s tỷẩm

Thông lượng ẩm dòng rối chuyển tải theo phương thẳng đứng tỷ lệ với tốc độ động lực V* (tốc độ riêng của xoáy rối) độ chênh lệch độ ẩm riêng hai lớp khơng khí nằm ngang Do ta viết biểu thức:

s (2.44)

E = −V*ρ Δ

Trong biểu thức (2.44) ký hiệu có ý nghĩa: E − thơng lượng ẩm theo phương thẳng đứng, Δs− độ chênh lệch tỷẩm hai lớp khơng khí độ cao Z Z1, 2 (Z Z1, 2 trùng với đỉnh chân xoáy)

Áp dụng biểu thức Δs ds dz

= l ta đưa giả thiết thứ hai Prandtl dạng:

(

)

E V Z Z ds

dz

= −χ ρ * +

Trên quãng đường chuyển tải, chưa xảy trao đổi vật chất phần tử loạn lưu với môi trường xung quanh, xem thơng lượng ẩm E tốc độ động lực V* không đổi Trong điều kiện đó ta có thể tích phân được biểu thức (2.45) Sau biến đổi ta đưa biểu thức (2.45) dạng tích phân:

− =

+

∫

∫

χ ρ V

E ds

dz Z Z

s

sZ Z

*

0 0

Thực tích phân ta có:

− χ ρ V − = +

E s s

Z Z

Z Z

*

( 0 ) ln

0

(2.46)

Từ (2.46) suy ra:

E V

Z Z

Z

s sZ = χ ρ + * − ln ( ) 0 (2.47)

Đưa biểu thức

V Z Z Z UZ * ln = χ+ 0

vào (2.47) ta có E

Z Z Z

U sZ sZ

= + ⎡ ⎣ ⎢ ⎤ ⎦ ⎥ − χ ρ2

0

2

ln

( ) (2.48)

Biểu thức (2.48) chứng tỏ lớp khí sát đất dịng ẩm rối (có thể xem tốc độ bốc hơi) tỷ lệ thuận vơí tốc độ gió U độ chênh lệch tỷẩm lớp khơng khí nằm ngang Điều giúp ta đề xuất phương án cải tạo vi khí hậu, đặc biệt làm thay đổi tốc độ bốc dạng bề mặt cách có hiệu

Nếu biểu thức (2.48) ta thay tỷ sốẩm s độẩm tuyệt đố a thông qua mối liên hệ: s a

p

= 622, (ởđây p áp suất khí quyển) đặt hệ số tỷ lệ:

χ ρ2 0

2 ln Z Z

Z

DZ

+ ⎡

⎣

⎢ ⎤

⎦ ⎥

=

thì nhận biểu thức rút gọn sau đây:

(

)

E = 622, D UZ Z a0 −a / p (2.49)

Công thức (2.49) dạng tương tự cơng thức bốc Danton, ơng thành lập sở thực nghiệm Chỉ khác hệ số khuếch tán bốc phân tử λ công thức Danton thay hệ số khuếch tán rối DZ trường hợp dòng rối bốc

Từ biểu thức (2.48) ta thiết lập profil thẳng đứng tỷẩm độ ẩm tuyệt đối lớp khí sát đất:

s s s s

Z Z Z Z

Z

Z

0

0

1

0

−

− =

ln ln

Chương

QUY LUẬT HÌNH THÀNH VI KHÍ HẬU TRONG THỔ NHƯỠNG

Người ta quan niệm thổ nhưỡng lớp vỏ đất canh tác, trồng trọt Trong lớp đất rễ cỏ phát triển Thổ nhưỡng môi trường xảy trao đổi vật chất, lượng nước thực vật lớp vỏ trái đất Cho nên việc nghiên cứu chế độ nhiệt, chế độ ẩm thổ nhưỡng có tầm quan trọng đặc biệt đời sống trồng thực vật

3.1 CÂN BẰNG NHIỆT CỦA MẶT HOẠT ĐỘNG VÀ DAO ĐỘNG NHIỆT

ĐỘ BỀ MẶT THỔ NHƯỠNG

Sự dao động nhiệt độ độ sâu khác thổ nhưỡng phụ thuộc vào dao động nhiệt lượng truyền từ mặt hoạt động xuống

Xuất phát từ phương trình cân nhiệt dạng tổng quát lớp hoạt động:

Q(1−α)− E*± ±P LE q± = λ

ta hiểu λ nhiệt lượng tích luỹ lớp thổ nhưỡng bề mặt Chính nhiệt lượng tích luỹ gây dao động nhiệt độ lớp hoạt động Bản chất vật lý trình dao động minh hoạ biểu thức sau:

λ cal ρ

cm s2

⎡ ⎣⎢

⎤

⎦⎥ = =

dq

dt c z dT

dt

Các đại lượng biểu thức (3.1) mang ý nghĩa sau đây: dq

dt − cường độ thông lượng nhiệt vào bề mặt thổ nhưỡng, dT

dt

0 − dao động nhiệt độ của lớp hoạt động (nhiệt độ lớp bề mặt), Δz − bề dày lớp hoạt động, nhiệt dung riêng thổ nhưỡng,

c−

ρ− mật độ thổ nhưỡng, λ nhiệt tích luỹ tiêu hao diễn liên tục, trình gây dao động nhiệt độ lớp hoạt động Ta minh hoạ mối quan hệ hàm số nhiệt lượng tích luỹ

λ dao động nhiệt độ dT dt

0 bằng đồ thị (hình 3.1)

2

1

6 13-14

18 T0min

T0max

giê

1- đường cong biến thiên cân nhiệt 2- đường cong biến thiên nhiệt độ mặt đất

Hình 3.1

Trên đồ thị hình 3.1 lượng nhiệt tích luỹ lớp bề mặt biểu thị diện tích nằm đường cong biến thiên λ (đường cong 1) trục hồnh Phần diện tích nằm trục hồnh biểu thị nhiệt lượng tích luỹ, phần nằm trục hồnh biểu thị nhiệt lượng tiêu hao Tổng nhiệt lượng tích luỹ tiêu hao chu kỳ, ngày đêm lớp bề mặt không Vào thời điểm λ = (đường cong cắt trục hoành điểm 13) tương ứng với

dT

dt const

3.2 QUY LUẬT DAO ĐỘNG NHIỆT ĐỘ Ở CÁC ĐỘ SÂU TRONG THỔ NHƯỠNG

3.2.1 Dao động nhiệt độ bề mặt thổ nhưỡng

Bề mặt thổ nhưỡng bề mặt trực tiếp hấp thụ xạ mặt trời ban ngày có chiếu nắng tự phát xạ vào ban đêm Quá trình hấp thụ xạ tự phát xạ gây dao động nhiệt độ bề mặt theo dạng đường hình sin, tức phương trình dao động nhiệt độ có dạng:

T t0( ) = T0 + A0sin2π t

τ

(3.2)

Trong công thức (3.2) ký hiệu có ý nghĩa sau đây: T0 − nhiệt độ trung bình ngày bề mặt thổ nhưỡng, A0 − nửa biên độ dao động ngày đêm nhiệt độ bề mặt thổ nhưỡng, τ − chu kỳ quay ngày đêm đất, 2π

τ t −

góc để tính giờđịa phương

Từ phương trình dao động nhiệt độ (3.2) bề mặt thổ nhưỡng ta rút kết luận sau:

Trong chu kỳ ngày đêm xảy cực trị nhiệt độ vào thời điểm hàm sin2π

τ t nhận giá trị ± 1, tức

T0max = T0 + A0 T0min =T0 − A0

Ngoài nhiệt độ bề mặt thổ nhưỡng cịn có hai lần đạt giá trị đặc biệt T0 =T0 vào thời điểm hàm sin2π

τ t = tương ứng với góc địa phương

2

0

π

τ t =

2

2

π τ

π

Để xác định mốc thời gian tính tốn trị số hàm dao động nhiệt độ người ta phải chọn mốc tính địa phương phù hợp với bốn giá trị đặc biệt nói hàm nhiệt độ Thời điểm xảy cực trị nhiệt độ thứ tương ứng với 12 trưa, thời điểm xảy cực trị thứ hai tương ứng với 24 đêm Các thời diểm hàm dao động nhiệt độ nhận giá trị T0 T

T0

T0

0 12 18 24 t

T0min

T0max (sin2π 1)

T t =

Hình 3.2 Biến trình ngày nhiệt độ bề mặt thổ nhữơng

0

= sáng 18 chiều Sự tương ứng nói minh hoạ đồ thị hình 3.2

3.2.2 Quy luật dao động nhiệt độ lớp thổ nhưỡng sâu

Dao động nhiệt độ lớp thổ nhưỡng sâu thể quy luật sau đây:

a/ Chu kỳ dao động không đổi theo độ sâu Do phụ thuộc vào chu kỳ xạ mặt trời xuống mặt đất mà chu kỳ dao động nhiệt độ bề mặt thổ nhưỡng thể hai chu kỳ hoàn chỉnh: chu kỳ dao động ngày đêm chu kỳ dao động năm (nhiệt độ biến đổi theo mùa năm) Hai chu kỳ dao động bảo tồn độ sâu khác thổ nhưỡng

b/ Biên độ dao động giảm dần theo độ sâu Tốc độ giảm biên độ dao động tuân theo quy luật hàm mũ:

AZ = A e−aZ

0 (3.3)

Ởđây biên độ dao động nhiệt độởđộ sâu , biên độ dao động nhiệt độ bề mặt thổ nhưỡng, hệ số tắt dao động

AZ z A0

Căn vào biểu thức (3.3) nói rằng: xuống sâu biên độ dao động giảm đi, tới độ sâu định biên độ dao động không, tức độ sâu khơng cịn tồn dao động nhiệt độ

c/ Càng xuống sâu pha dao động chậm lại Sự chậm pha thể theo qua quy luật hàm tuần hoàn sau đây:

T tz( ) =T + A e−azsin (t bz− )

0

2π

τ

(3.4)

Ởđây bz có thứ nguyên góc giờ, có thểđặt bz =t1 d/ Độ sâu tắt dao động nhiệt độ:

Căn vào biểu thức (3.3) rút kết luận AZ →0 z → ∞ Điều mang ý nghĩa lý thuyết Cịn thực tế việc xác định độ sâu tắt dao động tuỳ thuộc vào việc đặt điều kiện thích hợp Chẳng hạn thừa nhận tới độ sâu cần thiết mà biên độ dao động nhiệt độ giảm 1000 lần so với biên độ bề mặt xem biên độ khơng Tức đặt

z

A

A e

Z aZ

0

0 001

= , = − (3.5)

Logarit hố biểu thức (3.5) ta có phương trình: lg ,0 001= −aZlge

− = −3 43, aZ

Tính độ sâu

H Z

a a

= = = 43

7

,

Ởđây H độ sâu mà biên độ dao động xem khơng H bề dày lớp hoạt động Bề dày H phụ thuộc vào môi trường vật lý, môi trường tự nhiên thông qua hệ số (hệ số xác định thực nghiệm)

a a

3.3 TUẦN HOÀN NHIỆT TRONG LỚP HOẠT ĐỘNG VÀ BIỆN PHÁP CẢI TẠO CHẾĐỘ NHIỆT CỦA THỔ NHƯỠNG

Q trình tuần hồn nhiệt lớp hoạt động diễn chu kỳ ngày đêm chu kỳ năm gồm hai giai đoạn:

1) Giai doạn tích luỹ nhiệt lượng, 2) Giai đoạn tiêu hao nhiệt lượng

Q trình tích luỹ hay tiêu hao nhiệt lượng thể tích thổ nhưỡng xác định liên quan với nhiệt lượng tải qua đơn vị diện tích khối thổ nhưỡng Thơng lượng nhiệt chuyển qua đơn vị diện tích bề mặt biểu thị thông qua građien nhiệt độ

q dT

dz

=β (3.7)

trong β − hệ số dẫn nhiệt thổ nhưỡng, dT

dz − građien nhiệt độ thẳng đứng thổ nhưỡng

Q trình tích luỹ tiêu hao nhiệt lượng xảy thổ nhưỡng chủ yếu gắn với trình hấp thụ lượng xạ mặt trời q trình tự phát xạ, nên thơng lượng nhiệt ban ngày hướng xuống lớp sâu, ban đêm lại hướng lên bề mặt thổ nhưỡng Thời gian xảy tích luỹ nhiệt thời gian cán cân nhiệt mặt hoạt động có giá trị dương Nếu xét cho chu kỳ ngày đêm, theo đồ thị hình 3.1 thời điểm bắt đầu thời điểm kết thúc giai doạn tích luỹ nhiệt trùng với thời điểm xảy cực trị nhiệt độ mặt hoạt động

Sử dụng mói tương quan λ = dq

dt ta tính nhiệt lượng tích luỹ tiêu hao thể tích thổ nhưỡng sau thời đoạn từ t0 đến t

ω+ = λ

∫

dq = = − dt dt dqt q t q t

t

t t

0

0

( ) ( ) (3.8)

Có thể hiểu q t( ) nhiệt dung thể tích thổ nhưỡng thời điểm tích luỹ ban đầu thời điểm tích luỹ sau

q t( )0

t0 t

Nếu chọn ứng với thời diểm xảy nhiệt độ cực tiểu mặt hoạt động (thể tích thổ nhưỡng có nhiệt dung nhỏ nhất) thời điểm xảy nhiệt độ cực đại mặt hoạt động (thời điểm thể tích thổ nhưỡng có nhiệt dung lớn nhất) ta thiết lập biểu thức tính nhiệt dung cho cột thổ nhưỡng có chiều dày

t0

t

H đáy đơn vị diện tích:

qmin = ρ CHTmin (3.9)

qmax = ρCHTmax (3.10)

Trong hai biểu thức (3.9) (3.10) phải chọn T đặc trưng cho lớp hoạt động có bề dày

max Tmin

H tức tính T trung bình cho lớp hoạt động

max Tmin

Đưa biểu thức (3.9) (3.10) vào (3.8) ta có:

(

)

ω+ = ρ CH Tmax −Tmin hay ω+ = AH ρCH (3.11)

Trong biểu thức (3.11) biên độ dao động nhiệt độ tính trung bình cho lớp hoạt động,

AH

ρ, C mật độ nhiệt dung riêng thổ nhưỡng Thay H =7 / ta có: a

Trong cơng thức (3.12) để có trị số ta phải tiến hành khảo sát nhiệt độ thổ nhưỡng liên tục độ sâu khác Việc làm gặp nhiều khó khăn cơng sức trang thiết bị, để đơn giản cơng việc người ta thay biên độ dao động nhiệt độ bề mặt thổ nhưỡng Theo khảo sát thực tế trị số

AH

AH = A0

A0 ≈ AH nên thay biểu thức (3.12)

biểu thức sau đây:

ω+ =7ρCA a0 / (3.13)

Biểu thức (3.13) cho thấy nhiệt lượng tích luỹ tiêu hao chu kỳ thời gian lớp hoạt động phụ thuộc vào tác động tổng hợp yếu tố: nhiệt độ bề mặt, thông số vật lý nhiệt dung riêng C, hệ số tắt dao động môi trường tự nhiên Cho nên muốn cải tạo chếđộ nhiệt thổ nhưỡng người ta sử dụng biện pháp làm thay đổi thông số vật lý nói trên, tức tăng độ ẩm làm khô thổ nhưỡng tuỳ theo yêu cầu cải tạo Biện pháp làm biến đổi độ ẩm thổ nhưỡng có tác dụng làm biến đổi đồng thời biên độ dao động nhiệt độ bề mặt, nhiệt dung riêng

a

C, mật độ ρ, hệ số tắt dao động a môi trường

3.4 CÂN BẰNG ẨM CỦA THỔ NHƯỠNG

3.4.1 Cân ẩm lớp mặt

Lớp mặt thổ nhưỡng theo quan điểm tuần hoàn ẩm lớp nhận trực tiếp nguồn nước mưa nguồn nước ngưng kết tren bề mặt Ngược lại lớp bề mặt thổ nhưỡng lượng nước bị tiêu hao trình bốc q trình tự chảy (tự ngấm) xuống lớp thổ nhưỡng bên Phương trình cân nước lớp bề mặt có dạng tỏng quát sau

O i E n W+ − − = (3.14)

thấm xuống lớp bên dưới, W − hàm lượng ẩm đơn vị thể tích thổ nhưỡng lớp bề mặt

Hàm lượng ẩm đại lượng biến đổi theo thời gian nên xem W hàm thời gian: W =W t( ) Sự biến đổi hàm lượng ẩm phụ thuộc vào biến động đại lượng: lượng mưa khí O, lượng bốc E lượng nước ngưng kết i

Trong đại lượng kể lượng nước ngưng kết lượng nước bốc thể biến trình ngày rõ rệt, cịn lượng nước mưa O thể rõ rệt biến trình năm mà thơi Do xét biến trình ngày hàm lượng ẩm W ta khơng cần quan tâm đến yếu tố mưa

Vì chu kỳ mưa yếu tố mưa che lấp biến trình ngày hai yếu tố nói Ngược lại xét biến trình năm lượng ẩm W yếu tố mưa trở thành yếu tố chủđạo

Khi đánh giá nhu cầu cung cấp nước cho lớp thổ nhưỡng bề mặt cần phải ý đến cân nước (3.14) đểđề xuất lịch tưới hợp lý kinh tế

3.4.2 Cân nước lớp hoạt động

Lớp hoạt động bao gồm lớp mặt thổ nhưỡng nên phương trình cân nước có dạng:

O(1± K)± E =W (3.15)

Trong cơng thức (3.15) O lượng mưa khí quyển, K hệ số dòng chảy bề mặt Đối với vùng địa hình trũng tụ nước K mang dấu dương, ngược lại vùng địa hình nhơ cao, nước chảy K mang dấu âm, E lượng nước ngưng kết bốc bề mặt

Trong cơng thức (3.15) lượng mưa khí O đo trạm khí tượng gần nhất, hệ số K phụ thuộc dạng địa hình (là nhân tố tạo vi khí hậu) xác định thông qua đợt khảo sát thực tế địa phương cụ thể, tổng lượng bốc E thường xác định thơng qua phương pháp tính gián tiếp Chúng ta tham khảo số phương pháp tính lượng bốc sau đây:

Phương pháp tính lượng bốc Anđreanov có dạng sau:

(

)

E E RZ

W RZ

W E RZ

d

r

= − +

− + −

0

0

1 2

(3.16)

Theo Anđreanov hệ số R xác định biểu thức:

R W

W

d

r = −1

ở hàm lượng ẩm thổ nhưỡng vào đầu chu kỳ tính, W hàm lượng ẩm thổ nhưỡng vào thời điểm cần xác định lượng bốc hơi,

Wd r

Z tổng lượng mưa chu kỳ, E0 lượng bốc khả khu vực

Có nhiều phương pháp để xác định lượng bốc khả Chúng ta tham khảo phương pháp đơn giản Ivanov đề xuất

Theo ông có thẻ sử dụng nhiệt độ trung bình độ ẩm tương đối trung bình trạm khí tượng vùng để xác định khả bốc hơi:

(

)

(

)

Cân nước lớp hoạt động biến đổi theo thời gian Sự biến đổi cân nước có mối tương quan hàm số với hàm lượng nước thổ nhưỡng Nếu ký hiệu U hàm lượng nước lớp hoạt động ta biểu thị mối tương quan hàm số sau:

W dU dt

= (3.18)

Tích phân biểu thức (3.18) theo thời gian ta có biểu thức sau đây:

W dU

dt U t U t

t t

* =

∫

= ( )2 − ( )1

1

2 (3.19)

Nếu chọn thời điểm bắt đầu mùa mưa t thời điểm kết thúc mùa mưa U t chuyển thành U U t chuyển thành U

t1

( )1 min ( )2 max

Do ta viết:

W* =Umax −Umin (3.20)

Chương

PHƯƠNG PHÁP NGHIÊN CỨU VI KHÍ HẬU

4.1 ĐẶT VẤN ĐỀ

Khí hậu địa phương vi khí hậu có nhiều điểm khác biệt so với khí hậu quy mơ lớn (khác biệt nhân tố thành tạo, q trình thành tạo, vai trị chủđạo nhân tố thành tạo), nên phương pháp nghiên cứu khác

Ngày gắn với nhiều mục đích ứng dụng: thiết kế cơng trình xây dựng, thiết kế dải rừng chắn gió, quy hoạch khu đô thị, khu công nghiệp mới, cải tạo vi khí hậu vùng đất đai bị khai thác kiệt quệ, bố trí khu nhà nghỉ mát, dưỡng bệnh, quy hoạch vùng đặc sản việc cung cấp số liệu vi khí hậu góp phần làm cho cơng việc quy hoạch hướng, tận dụng tiềm sẵn có tự nhiên, tránh hậu vi phạm quy luật tự nhiên gây Tuỳ thuộc vào tính chất khẩn cấp cơng việc, tuỳ thuộc vào khả cung cấp trang thiết bị chuyên dùng mà việc nghiên cứu vi khí hậu phát triển theo hai hướng sau đây:

1) Hướng nghiên cứu dựa phương pháp thí nghiệm vật lý mơ hình hố

2) Hướng nghiên cứu dựa khảo sát thực địa

4.2 PHƯƠNG PHÁP THÍ NGHIỆM VẬT LÝ - MƠ HÌNH HỐ

phịng thí nghiệm Ví dụ cần xác định dòng nhiệt truyền xuống lớp sâu thổ nhưỡng cần phải xác định hệ số dẫn nhiệt, xác định khả hấp thụ xạ khả phát xạ dạng bề mặt tự nhiên, cần phải xác định hệ số hấp thụ phát xạ loại đất đá tạo nên loại bề mặt Để làm việc người ta phải tiến hành thí nghiệm vật lý phịng thí nghiệm

Các thí nghiệm vật lý cung cấp thông số riêng rẽ để hỗ trợ cho công việc khảo sát thực địa Để nghiên cứu tác động tổng hợp nhân tố tạo kiểu vi khí hậu người ta phải sử dụng phương pháp mơ hình hố Đó phương pháp thực nghiệm đo đạc mơ hình dựng lại tương tự đối tượng nghiên cứu tự nhiên với kích thước thu nhỏ lại Dựa vào mơ hình người ta nghiên cứu quy luật trình thành tạo vi khí hậu có biến đổi nhân tố chủ đạo Ngồi nghiên cứu phân bố vi khí hậu phụ thuộc vào cấu trúc địa hình Trên sở nghiên cứu yếu tố vi khí hậu mơ hình mà người ta đề xuất phương án caỉ tạo vi khí hậu thực tế đạt hiệu Để có thơng số gần với tự nhiên người ta thường áp dụng phương pháp tính toán đồng dạng áp dụng rộng rãi học ứng dụng

4.3 PHƯƠNG PHÁP NGHIÊN CỨU VI KHÍ HẬU NGỒI THỰC ĐỊA

4.3.1 u cầu ý nghĩa việc nghiên cứu vi khí hậu ngồi thực địa

Việc khảo sát vi khí hậu thực địa tổ chức khu vực cụ thể nhằm làm sáng tỏ quy luật vi khí hậu dự đốn trước Kết việc khảo sát phụ thuộc vào hai điều kiện sau đây:

a) Độ hồn thiện (độ xác) máy móc, dụng cụ quan trắc

Vì thời gian khảo sát có hạn, mối quan hệ vi khí hậu nhân tố địa lý nói chung phức tạp, khơng xác định mục tiêu nghiên cứu cụ thể khó rút kết luận xác đáng dựa dãy số liệu khảo sát ngắn ngủi

Khi làm cụ thể hoá nhiệm vụ nghiên cứu cần ý phân biệt hai loại nghiên cứu sau đây:

Việc nghiên cứu tượng khí tượng khơng đơn mang ý nghĩa khí tượng mà phải coi tượng mơi trường gây nên tượng khác

Coi tượng khí tượng đối tượng nghiên cứu chủ yếu cần nghiên cứu phụ thuộc vào điều kiện địa lý tự nhiên Ví dụ rừng hồ nước có tác dụng cải tạo vi khí hậu

Khi giải nhiệm vụ nghiên cứu thứ cần phải cường độ yếu tố khí tượng, phân hố theo thời gian, khơng gian yếu tố khí tượng

Khi giải nhiệm vụ thứ hai cần phải tìm mối tương quan điều kiện địa lý tự nhiên với số tượng yếu tố khí tượng địa phương nghiên cứu để rút quy luật vận dụng cho địa phương khác có điều kiện địa lý tương tự

Ví dụ: Dạng địa hình, độ cao biển, độ cao tương đối, độ gần bờ biển, lớp phủ thực vật có tác dụng làm thay đổi điều kiện nhiệt, ẩm khu vực

4.3.2 Các giai đoạn thực ý đồ nghiên cứu a) Tìm hiểu sơ lãnh thổ

- Có thể tiến hành số quan trắc sơ

b) Lập sơđồ nghiên cứu tiến hành khảo sát

Việc lập sơ đồ khảo sát vạch sở sau nghiên cứu tổng thể điều kiện địa lý tự nhiên khu vực để có định hướng nghiên cứu ảnh hưởng điều kiện địa lý tới biến đổi yếu tố khí tượng Tuỳ thuộc vào khả cung cấp máy móc dụng cụ quan trắc lực lượng cán phục vụ cho đợt khảo sát mà người ta chọn hai phương án sau đây:

- Khảo sát sốđiểm chìa khố cốđịnh

- Khảo sát theo tuyến di động cắt ngang dạng địa hình cảnh diện địa hình

Quan điểm phân cấp đơn vị diện địa tổng thể theo phạm trù sau: Diện địa lý Nhóm diện địa lý Dạng địa lý Cảnh địa lý

Cảnh địa lý thuộc miền đới địa lý Trong phạm vi đới nhiệt đới cảnh địa lý là: cảnh biển, cảnh bờ đơng, bờ tây, cảnh núi cao nguyên, đồng (đồng cỏ, sa mạc, rừng )

c) Tiến hành khảo sát thực địa

Sau chọn phương án khảo sát tiến hành tổ chức khảo sát thực địa Ví dụ cần khảo sát phân hố vi khí hậu khu vực yếu tố nhiệt độ (lập địa nhiệt độ), tốc độ hướng gió, phân tích bước tiến hành hai loại khảo sát

- Lập địa nhiệt độ: Cụ thể lập địa nhiệt độ tối thấp thời kỳ mùa đông để xác định mức độ tác hại băng giá khu vực khác lãnh thổ

Nhiệm vụ việc lập địa nhiệt độ xác định mức độ sương giá địa phương nhiều hay so với trạm khí tượng gần nhát

Mạng lưới điểm quan trắc chọn điểm đặc trưng cho khu vực khí hậu đồng nhất, khu vực có ý nghĩa thực tiễn (diện tích trồng loại đặc sản ) tính đến tính chất tiêu biểu chúng so với khu vực xung quanh Những quan trắc nhiệt độ tiến hành lều quan trắc dã chiến có độ cao 1,5 hay mét Có thể bổ sung mực sát đất (0,2 m) hay bề mặt thổ nhưỡng

Khi nghiên cứu sương giá ta cần đặc trưng cho diện tích vài chục hay vài trăm mét chiều Đặc trưng ổn định thể độ cao 1,5 hay mét, độ cao sát đất (biến động mạnh theo khoảng cách), cần ý độ cao 1,5 hay mét tính từ mặt hoạt động Còn sương giá tạo thành từ vùng tích tụ khơng khí lạnh ban đêm bị nhiệt xạ nhiệt Có hai hình thức khảo sát:

* Quan trắc mạng lưới điểm cố định tiến hành nhiệt kế tối thấp nhiệt kế thường để kiểm tra độ xác nhiệt kế tối thấp Nhiệt kế đặt lều dã chiến Để theo dõi kéo dài sương giá cần đặt thêm nhiệt ký (đặt lều khí tượng)

Các kỳ quan trắc hai lần ngày

Nếu quan trắc lần ngày quan trắc vào khoảng 11 đến 15 để đọc nhiệt độ tối cao, tối thấp theo nhiệt kế thường chuẩn bị nhiệt kế tối thấp đểđo ban đêm

* Nếu tiến hành khảo sát di động cần chọn trước điểm khảo sát lộ trình vạch sẵn Tuyến khảo sát cắt ngang qua khu vực tiêu biểu cho diện địa tổng thể (diện địa lý)

Khảo sát (quan trắc) lộ trình thực vào thời gian buổi sáng, trước mặt trời mọc (thời gian khảo sát kéo dài khoảng 1,5 đến giờ) Đó giai đoạn nhiệt độ khơng khí biến đổi theo thời gian dao động vĩ mô vào thời điểm nhỏ (khơng có loạn lưu)

Các khảo sát thực nghiệm Đavitai so sánh kết quan trắc cốđịnh quan trắc lộ trình điểm: đỉnh đồi, sườn đồi thung lũng Sai số kết hai loại khảo sát không vượt 0,5oC Như sai số không đáng kể so với hiệu nhiệt độ điểm khảo sát (thường vượt 3o đến 4oC), phương pháp khảo sát theo tuyến cho phép ta lập địa nhiệt độ cách thuận lợi Để làm giảm bớt sai số hai loại khảo sát, ta chọn lộ trình thích hợp cho thời gian khảo sát giới hạn khoảng 1,5 điểm khảo sát đọc hai lần số đo (số đo lượt lượt về), sau lấy trung bình hai lần đo

Cơng thức hiệu bình phương hai dãy số liệu có dạng:

(

)

Δ = − − L C

n

2

1 ,

ở L− trị số điểm quan trắc theo lộ trình, C − trị số quan trắc điểm quan trắc cốđịnh trùng với điểm quan trắc lộ trình

Chú ý chọn lộ trình khảo sát phải chọn điểm đầu điểm cuối lộ trình khảo sát, làm điểm chuẩn để lấy số liệu so sánh với trạm khí tượng gần vùng

thời tiết ổn định Tiến hành quan trắc vài ba ngày để xác định độ kéo dài đợt sương giá

- Lập địa gió: Ta tiến hành xác định biến dạng hướng gió tốc độ gió theo ảnh hưởng địa hình Lập địa gió có nhiệm vụ xác định biến dạng dịng khí ảnh hưởng địa hình điều kiện thời tiết định Ngồi cịn khảo sát biến dạng tốc độ gió hướng gió độ cao khác lớp khí biên

Cần phân biệt hai yêu cầu việc lập địa gió:

* Lập địa gió để khám phá phân bố không gian tốc độ hướng gió khu vực cụ thể (vùng kinh tế, khu dân cư )

* Lập địa gió để xác định quy luật dịng khơng khí phụ thuộc vào đặc điểm địa lý địa phương, sở suy luận quy luật biến dạng vùng lãnh thổ khác có điều kiện tương tự (địa hình, thực vật, cơng trình kiến trúc) Ví dụ nghiên cứu bề rộng chiều cao dải rừng chắn gió có ảnh hưởng tới tốc độ gió đến độ cao

Để xác dịnh hướng gió người ta dùng băng vải dài có bề rộng 1-2 cm cột vào đỉnh cột cao m, sau dùng la bàn để xác định hướng (nhớ độ khuynh từ 5o)

Để xác định tốc độ gió dùng phong kế Trechiacov với độ xác 0,5 m/s đo tốc độ gió phạm vi 1-6 m/s, tới 10 m/s

Để đặc trưng cho định lượng biến dạng tốc độ gió, ta lập tỷ số tốc độ gió điểm khảo sát cố định khu vực tốc độ gió điểm chuẩn (điểm đặt khu vực phẳng thơng thống hướng) Vì độ nhạy khơng cao nên phong kế không ghi nhận nhiễu động tức thời tốc độ gió, số đo phong kế cho giá trị trung bình dịng khí (tốc độ trung bình lớn tổng đại số nhiễu động) Khi nhiễu động nhiều (xảy đơn vị thời gian), biên độ nhiễu động lớn sai số tốc độ lớn

Sau lập tỷ số tốc độ gió điểm khảo sát tốc độ gió điểm chuẩn, ta đưa giá trị đo lên đồ địa hình tỷ lệ lớn (1:10.000 1:25.000) để phân vùng khu vực lặng gió khu vực thơng gió Chính khu vực lặng gió tạo điều kiện cho xuất sương giá tích tụ vật chất nhiễm (đối với nghành địa lý môi trường cần ý tới vấn đề này)

Để nghiên cứu mức độ biến dạng hướng gió, ta xác định hiệu số tính độ hướng gió điểm chuẩn hướng gió điểm khảo sát (hướng gió xác định theo tám hướng chính)

4.4 QUY TỐN SỐ LIỆU VI KHÍ HẬU

Những đặc điểm tượng vi khí hậu khí hậu địa phương thể biến thiên lớn không gian Song dãy số liệu nghiên cứu lại ngắn, ta dựa vào dãy số liệu chung có sẵn

Sau quy toán sơ bộ, nghĩa hiệu đính, lấy trung bình lần đo, lập bảng kiểm tra lại số liệu, ta phải tiến hành quy toán đặc biệt để tạo khả tốt cho việc sử dụng thực tiễn

Quy tốn số liệu vi khí hậu có hai nhiệm vụ chính:

- Chuyển dãy số liệu ngắn hạn sang đặc trưng chuẩn

- Trên sở đặc trưng chuẩn điểm quan trắc, đánh giá lãnh thổ mặt khí hậu Ở khơng thể dùng phương pháp nội suy tuyến tính đơn giản Để đặc trưng cho lãnh thổ phương diện vi khí hậu khí hậu địa phương, phải dùng quy luật đặc điểm địa phương (địa hình, thực vật, thổ nhưỡng, cơng trình xây dựng )

Phương pháp dẫn dãy số liệu ngắn sang dãy số liệu dài khí hậu quy mơ lớn khơng áp dụng cho dãy số liệu vi khí hậu Trong khí hậu quy mơ lớn sử dụng hiệu trung bình (hay hệ số) rút từ thời kỳ quan trắc song song đồng thời trạm có số liệu cần quy toán

Đối với dãy số liệu ngắn ta dựa vào định luật số lớn để phát đặc trưng Ở ta có tài liệu khí hậu chung điển hình, biến đổi điều kiện thời tiết mà hiệu hai dãy số liệu biến đổi theo thời gian

Việc quy dẫn số liệu cực ngắn trị chuẩn chủ yếu tiến hành sở quy luật biến đổi hiệu số phụ thuộc vào biến đổi điều kiện thời tiết tính xác suất điều kiện dãy số liệu nhiều năm

G T Selianhinov tiến hành quy dẫn nhiệt độ tối thấp trung bình cho kỳ quan trắc hai tháng vùng cận nhiệt đới Liên Xơ trị trung bình nhiều năm sau:

- Lấy trị số trung bình tuyệt đối nhiều năm

- Tiến hành quan trắc nhiệt độ tối thấp chu kỳ hai tháng số điểm tiêu biểu cho dạng địa hình phổ biến

Ông phân lượng mây thành hai cấp: cấp che bầu trời gây thời tiết bóng râm cấp che bầu trời không gây thời tiết bóng râm, tính xác suất cho hai cấp

- Tính hiệu trung bình nhiệt độ tối thấp tuyệt đối dựa sở xác suất hai cấp mây nói hiệu nhiệt độ tối thấp hàng ngày trạm khí tượng vùng điểm khảo sát chu kỳ hai tháng:

Δt n tΔ m tΔ n m

q

min =

+ +

m

trong đó: Δ hiệu nhiệt độ tối thấp trung bình ngày khơng có bóng râm, hiệu nhiệt độ tối thấp trung bình ngày tạo thời tiết bóng râm, tính theo phần trăm năm có thời tiết khơng tạo thành bóng râm, tính theo phần trăm năm có thời tiết tạo thành bóng râm Chú ý: số liệu phải xem số liệu quan trắc khí tượng gốc (bảng BKT1)

tq − Δtm − n − m−

- Để tính nhiệt độ tối thấp trung bình nhiều năm điểm khảo sát, ta đem hiệu Δtmin tính theo cơng thức cộng vào nhiệt độ tối thấp tuyệt đối

trung bình nhiều năm trạm khí tượng gần vùng

Nhận xét: Phương pháp tính hiệu sai nhiệt độ tối thấp xuất phát từ chế vật lý: Những trị nhiệt độ tối thấp liên quan đến lượng mây che khuất bầu trời, yếu tố mây tạo khả xạ nhiệt mặt đệm, cực trị nhiệt độ tối thấp khu vực thường diễn sau đợt khơng khí lạnh tràn từ phương bắc ổn định thời tiết không mây tạo khả xạ nhiệt lớn đêm, làm cho mặt đệm lạnh đáng kể

TÀI LIỆU THAM KHẢO

1 Geiger R Climat prizemnovo xloia vozdukha Leningrat, 1960 (bản tiếng Nga)

2 Golsberg I nnk Argoclimatologie Leningrat, 1973 (bản tiếng Nga) Khromov X P Climatologie i meteorologie Leningrat, 1967 (bản tiếng Nga) Mc Ilroy I C., Sleier Mircoclimatologie pratique Leningrat, 1967 (bản tiếng

Nga)

5 Serban M I Microclimatologie Leningrat, 1967 (bản tiếng Nga)

6 Sapogiơnhivova A C., Microclimat i mextnưi climat Leningrat, 1950 (bản tiếng Nga)