Giáo trình Khí hậu và khí tượng đại cương – Trần Công Minh – HUS

Hai đớ i gió này là hai đớ i tín phong.[r]

NXB Đại học quốc gia Hà Nội 2007 247 tr

Từ khố: khí hậu, khí tượng, khí quyển, thời tiết, khí hậu, khí tượng, khơng khí, khí quyển, trạng thái khí quyển, thành phần khơng khí khí quyển, Bức xạ khí quyển, bực xạ, cân nhiệt, nhiệt độ khơng khí, nhiệt độ khí quyển, nước khí quyển, tốc độ bốc hơi, độ ẩm nước, trường gió, trường áp, hệ thống khí áp, dao

động khí áp.

Tài liệu Thư viện điện tử ĐH Khoa học Tự nhiên có thể được sử dụng cho mục

đích học tập nghiên cứu cá nhân Nghiêm cấm hình thức chép, in ấn phục vụ mục đích khác khơng chấp thuận nhà xuất tác giả

Chương KHÁI NIỆM CƠ BẢN VỀ KHÍ TƯỢNG VÀ KHÍ HẬU HỌC 7

1.1 MỤC TIÊU, ĐỐI TƯỢNG CỦA KHÍ HẬU VÀ KHÍ TƯỢNG HỌC

1.1.1 Khí tượng khí hậu học

1.1.2 Khí

1.1.3 Những tầng cao – cao không học

1.1.4 Thời tiết

1.1.5 Khí hậu

1.2 NHỮNG MỐI LIÊN QUAN CỦA KHÍ QUYỂN VỚI MẶT TRỜI VÀ MẶT ĐẤT

1.3 CÁC NHÂN TỐ HÌNH THÀNH KHÍ HẬU 10

1.3.1 Tuần hồn nhiệt 10

1.3.2 Tuần hoàn ẩm 11

1.3.3 Hồn lưu khí 11

1.3.4 Sự hình thành khí hậu 12

1.4 CÁC PHƯƠNG PHÁP QUAN TRẮC, THỰC NGHIỆM VÀ XỬ LÝ SỐ LIỆU TRONG KHÍ TƯỢNG VÀ KHÍ HẬU HỌC 12

1.4.1 Quan trắc thực nghiệm khí tượng học 12

1.4.2 Phương pháp phân tích thống kê phân tích tốn lí 13

Khí hậu khí tượng đại cương

1.4.3 Ứng dụng đồ 13

1.4.4 Quan trắc khí tượng 14

Chương KHƠNG KHÍ VÀ KHÍ QUYỂN 15

2.1 THÀNH PHẦN KHƠNG KHÍ KHÍ QUYỂN Ở MẶT ĐẤT VÀ TRÊN CAO 15

2.1.1 Thành phần khơng khí khơ mặt đất 15

2.1.2 Hơi nước khơng khí 16

2.1.3 Sự biến đổi thành phần khơng khí theo chiều cao 18

2.1.4 Sự phân bố ôzôn theo chiều cao 18

2.2 CÁC ĐẶC TRƯNG CƠ BẢN CỦA TRẠNG THÁI KHÍ QUYỂN 19

2.2.1 Phương trình trạng thái chất khí 19

2.2.2 Khí áp 19

2.2.3 Nhiệt độ khơng khí 21

2.2.4 Mật độ khơng khí 22

2.2.5 Phương trình tĩnh học khí 24

2.2.6 Ứng dụng cơng thức khí áp 27

2.2.7 Bậc khí áp 28

2.3 ĐỊNH LUẬT BIẾN ĐỔI ĐOẠN NHIỆT CỦA NHIỆT ĐỘ KHƠNG KHÍ 29

2.3.1 Sự biến đổi đoạn nhiệt khô nhiệt độ chuyển động thẳng đứng 30

2.3.2 Sự biến đổi đoạn nhiệt ẩm nhiệt độ 31

2.3.3 Quá trình đoạn nhiệt giả 33

2.3.4 Nhiệt độ vị 33

2.3.5 Sự phân bố thẳng đứng nhiệt độ 34

2.4 GIA TỐC ĐỐI LƯU 35

2.5 TRAO ĐỔI RỐI 36

2.6 CÁC TẦNG KHÍ QUYỂN 38

2.6.1 Tầng đối lưu 38

2.6.2 Tầng bình lưu tầng khí 39

2.6.3 Tầng ion 40

2.6.4 Tầng khí ngồi 41

2.7 CÁC KHỐI KHÍ VÀ FRONT 42

Chương BỨC XẠ KHÍ QUYỂN 43

3.1 VỀ BỨC XẠ NÓI CHUNG 43

3.2 CÁC THÀNH PHẦN CÂN BẰNG NHIỆT VÀ CÂN BẰNG BỨC XẠ CỦA TRÁI ĐẤT 44 3.2.1 Thành phần phổ xạ mặt trời 45

3.2.2 Cường độ trực xạ mặt trời 46

3.2.3 Hằng số mặt trời thông lượng chung xạ mặt trời tới Trái Đất 46

3.2.4 Sự biến đổi xạ mặt trời khí mặt đất 48

3.2.5 Sự hấp thụ xạ mặt trời khí 48

3.2.6 Sự khuếch tán xạ mặt trời khí 51

3.3 NHỮNG HIỆN TƯỢNG LIÊN QUAN VỚI SỰ KHUẾCH TÁN BỨC XẠ 52

3.3.1 Sự biến đổi mầu bầu trời 52

3.3.2 Hồng bình minh 53

3.3.3 Sự biến đổi lớn nhiệt độ khơng khí 54

3.3.4 Tầm nhìn xa 54

3.4 ĐỊNH LUẬT GIẢM YẾU BỨC XẠ VÀ CÁC ĐẶC TRƯNG CHO ĐỘ VẨN ĐỤC CỦA KHÍ QUYỂN 54

3.4.1 Định luật giảm yếu xạ 55

3.4.2 Hệ số vẩn đục 57

3.5 TỔNG XẠ VÀ BỨC XẠ HẤP THỤ 57

3.5.2 Sự phản hồi xạ mặt trời – Albêdo mặt đất 58

3.5.3 Sự phát xạ mặt đất 59

3.5.4 Bức xạ nghịch 59

3.5.5 Bức xạ hữu hiệu 60

3.5.6 Phương trình cân xạ 60

3.5.7 Sự phát xạ từ Trái Đất ngồi khơng gian vũ trụ 61

3.6 PHÂN BỐ BỨC XẠ MẶT TRỜI 61

3.6.1 Sự phân bố xạ mặt trời giới hạn khí 61

3.6.2 Phân bố theo đới xạ mặt trời mặt đất 63

3.6.3 Phân bốđịa lý tổng xạ 64

Chương CHẾ ĐỘ NHIỆT CỦA KHÍ QUYỂN 70

4.1 NHỮNG NGUYÊN NHÂN BIẾN ĐỔI CỦA NHIỆT ĐỘ KHƠNG KHÍ 70

4.2 CÂN BẰNG NHIỆT CỦA MẶT ĐẤT 71

4.3 CHẾĐỘ NHIỆT CỦA THỔ NHƯỠNG VÀ VÙNG CHỨA NƯỚC 74

4.3.1 Sự khác biệt chếđộ nhiệt thổ nhưỡng vùng chứa nước 74

4.3.2 Biến trình ngày năm nhiệt độ mặt thổ nhưỡng 75

4.3.3 Ảnh hưởng lớp phủ thực vật lớp tuyết phủđến nhiệt độ bề mặt thổ nhưỡng 77

4.3.4 Sự truyền nhiệt vào sâu thổ nhưỡng 77

4.3.5 Biến trình ngày năm nhiệt độ mặt vùng chứa nước lớp nước 79 4.4 BIẾN TRÌNH NGÀY CỦA NHIỆT ĐỘ KHƠNG KHÍ GẦN MẶT ĐẤT 79

4.5 SỰ BIẾN ĐỔI THEO THỜI GIAN CỦA NHIỆT ĐỘ KHƠNG KHÍ 81

4.5.1 Sự biến đổi biên độ ngày nhiệt độ theo chiều cao 81

4.5.2 Những biến đổi khơng có chu kỳ nhiệt độ khơng khí 81

4.5.3 Sương giá 83

4.5.4 Biên độ năm nhiệt độ khơng khí 84

4.6 TÍNH LỤC ĐỊA CỦA KHÍ HẬU 85

4.6.1 Biên độ năm nhiệt độ tính lục địa khí hậu 85

4.6.2 Những hệ số tính lục địa 86

4.7 BIẾN TRÌNH NĂM CỦA NHIỆT ĐỘ KHƠNG KHÍ 87

4.7.1 Các loại biến trình năm nhiệt độ khơng khí đới khí hậu 87

4.7.2 Biến thiên nhiệt độ trung bình tháng 90

4.7.3 Những nhiễu động biến trình năm nhiệt độ khơng khí 90

4.7.4 Phân bốđịa lý nhiệt độ khơng khí gần mặt đất 91

Chương NƯỚC TRONG KHÍ QUYỂN 95

5.1 Bốc bão hồ 95

5.1.1 Q trình bốc 95

5.1.2 Tốc độ bốc 97

5.1.3 Phân bốđịa lý bốc bốc khả 98

5.2 Độẩm khơng khí 99

5.2.1 Những đặc trưng độẩm (7 đặc trưng) 99

5.2.2 Biến trình ngày năm sức trương nước 102

5.2.3 Biến trình ngày năm độẩm tương đối 103

5.2.4 Sự phân bốđịa lý độẩm khơng khí 103

5.2.5 Sự biến đổi độẩm theo chiều cao 106

5.3 Ngưng kết khí 107

5.3.1 Q trình ngưng kết 108

5.3.2 Hạt nhân ngưng kết 108

5.4 Mây 109

5.4.1 Sự hình thành phát triển mây 109

5.4.3 Bảng phân loại mây quốc tế 111

5.4.4 Mơ tả loại mây 112

5.4.5 Các tượng quang học mây 115

5.4.6 Mây đối lưu (mây tích) 118

5.4.7 Mây dạng sóng 120

5.4.8 Mây chuyển động trượt mặt front 121

5.4.9 Lượng mây – Biến trình ngày năm lượng mây 124

5.4.10 Phân bốđịa lý mây 125

5.4.11 Thời gian nắng 126

5.4.12 Khói – Sương mù – Mù khói 128

5.5 Giáng thủy 133

5.5.1 Khái niệm chung giáng thuỷ 133

5.5.2 Các dạng giáng thủy 133

5.5.3 Sự hình thành giáng thuỷ 134

5.6 Điện trường mây, giáng thuỷ tượng liên quan 136

5.6.1 Điện trường mây giáng thuỷ 136

5.6.2 Dông 136

5.6.3 Sấm chớp 137

5.7 Các thuỷ tượng mặt đất 138

5.8 Những đặc trưng giáng thuỷ 140

5.9 Biến trình ngày năm giáng thuỷ 141

5.9.1 Biến trình ngày giáng thuỷ 141

5.9.2 Biến trình năm giáng thuỷ 142

5.10 Sự phân bốđịa lý giáng thuỷ 145

5.11 Cân nước Trái Đất 149

5.12 Tuần hoàn nội tuần hoàn ngoại độẩm 150

Chương TRƯỜNG GIÓ VÀ TRƯỜNG ÁP 152

6.1 TRƯỜNG ÁP 152

6.1.1 Trường áp hệ thống khí áp 152

6.1.2 Bản đồ hình khí áp cao 153

6.1.3 Sự biến đối theo chiều cao trường khí áp xốy thuận xốy nghịch 155

6.1.4 Gradien khí áp ngang 156

6.1.5 Dao động khí áp 157

6.2 TRƯỜNG GIĨ 159

6.2.1 Tốc độ gió 159

6.2.2 Hướng gió 160

6.2.3 Đường dịng 161

6.2.4 Sự biến đổi tốc độ gió hướng gió chuyển động rối địa hình 163

6.3 GIĨ ĐỊA CHUYỂN 164

6.4 GIÓ GRADIEN 165

6.5 GIÓ NHIỆT 167

6.6 LỰC MA SÁT 168

6.7 ĐỊNH LUẬT KHÍ ÁP CỦA GIĨ 170

6.8 FRONT TRONG KHÍ QUYỂN 171

Chương HỒN LƯU KHÍ QUYỂN 176

7.1 KHÁI NIỆM CƠ BẢN 176

7.1.1 Đới khí áp đới gió mặt đất 176

7.1.2 Đới khí áp đới gió cao 177

7.2 NHỮNG TRUNG TÂM HOẠT ĐỘNG VÀ FRONT KHÍ QUYỂN 178

7.2.2 Các front khí hậu học 181

7.3 HOÀN LƯU Ở MIỀN NGOẠI NHIỆT ĐỚI 183

7.3.1 Hoạt động xoáy thuận ngoại nhiệt đới 183

7.3.2 Cấu tạo hệ thống thời tiết xoáy thuận front 187

7.3.3 Xốy nghịch front 189

7.4 TÍN PHONG 190

7.5 GIÓ MÙA 190

7.5.1 Gió mùa mùa đơng 192

7.5.2 Gió mùa mùa hè 196

7.6 DẢI HỘI TỤ NHIỆT ĐỚI 197

7.6.1 Định nghĩa, cấu trúc 198

7.6.2 Sự dịch chuyển dải hội tụ nhiệt đới 200

7.7 SĨNG ĐƠNG 201

7.8 ÁP THẤP NHIỆT ĐỚI VÀ BÃO 202

7.8.1 Khái niệm chung phân loại áp thấp bão 202

7.8.2 Những điều kiện hình thành bão 205

7.8.3 Quỹđạo bão 205

7.8.4 Hoạt động bão Việt Nam Biển Đông 206

7.9 EL NINO VÀ LA NINA 207

7.10 GIÓ ĐỊA PHƯƠNG 210

7.10.1 Gió đất – biển 211

7.10.2 Gió núi – thung lũng 212

7.10.3 Phơn 213

Chương KHÍ HẬU VÀ PHÂN VÙNG KHÍ HẬU TRÁI ĐẤT 216

8.1 SỰ HÌNH THÀNH KHÍ HẬU 216

8.1.1 Những q trình hình thành khí hậu 216

8.1.2 Những nhân tốđịa lý khí hậu 217

8.1.3 Hoạt động người 220

8.2 CÁC PHƯƠNG PHÁP PHÂN LOẠI VÀ PHÂN VÙNG KHÍ HẬU 221

8.2.1 Các phương pháp phân loại khí hậu 221

8.2.2 Phương pháp phân loại khí hậu Cơpen 221

8.2.3 Phương pháp phân vùng khí hậu Alisôp.B.P 224

8.3 CÁC ĐỚI VÀ CÁC VÙNG KHÍ HẬU TRÊN TRÁI ĐẤT 225

8.3.1 Khí hậu miền nhiệt đới 226

8.3.2 Khí hậu cận nhiệt 230

8.3.3 Khí hậu miền ơn đới 233

8.3.4 Khí hậu miền cực 238

8.4 NHỮNG ĐẶC ĐIỂM CƠ BẢN CỦA KHÍ HẬU VÀ SƠĐỒ PHÂN VÙNG KHÍ HẬU VIỆT NAM 242

8.4.1 Đặc điểm khí hậu 242

8.4.2 Sơđồ phân vùng khí hậu 243

Chương BIẾN ĐỔI KHÍ HẬU 249

9.1 SỰ BIẾN ĐỔI CỦA KHÍ HẬU TRONG THỜI KỲĐỊA CHẤT ĐÃ QUA 249

9.2 NGUYÊN NHÂN BIẾN ĐỔI KHÍ HẬU CỦA THỜI KỲĐỊA CHẤT 251

9.3 SỰ BIẾN ĐỔI CỦA KHÍ HẬU TRONG THỜI KỲ LỊCH SỬ 252

9.4 SỰ NÓNG LÊN HIỆN ĐẠI 253

9.5 NGUYÊN NHÂN CỦA CÁC DAO ĐỘNG HIỆN NAY CỦA KHÍ HẬU 254

Chương 1

KHÁI NIỆM CƠ BẢN VỀ KHÍ TƯỢNG VÀ KHÍ HẬU HỌC

1.1 MỤC TIÊU, ĐỐI TƯỢNG CỦA KHÍ HẬU VÀ KHÍ TƯỢNG HỌC

1.1.1 Khí tượng khí hậu học

Khí tượng học khoa học khí – vỏ khơng khí Trái Đất Do nghiên cứu trình vật lý đặc trưng cho Trái Đất, nên khí tượng học thuộc khoa học vật lý Khí hậu học khoa học khí hậu – tập hợp điều kiện khí đặc trưng cho nơi

đó phụ thuộc vào hoàn cảnh địa lý địa phương.Với ý nghĩa đó, khí hậu ảnh hưởng

đến hoạt động kinh tế người như: nông nghiệp, phân bố địa lý công nghiệp, giao thông đường bộ, đường thuỷ, hàng khơng

Khí hậu học thực chất khoa học địa lý môi trường Những kiến thức lĩnh vực khí hậu cần thiết cho việc đào tạo cán địa lý môi trường thuộc chun mơn

Khí hậu học liên quan chặt chẽ với khí tượng học Sự hiểu biết quy luật khí hậu học dựa sở q trình khí Vì vậy, phân tích nguyên nhân xuất loại khí hậu phân bố chúng Trái Đất, khí hậu học xuất phát từ khái niệm quy luật khí tượng học

Trong giáo trình này, chúng tơi cố gắng trình bày kết hợp khơng riêng lẻ hai mơn khí hậu học khí tượng học Nhiệm vụ tìm hiểu nội dung phương pháp nghiên cứu hai mơn khoa học

1.1.2 Khí

Bề mặt Trái Đất bao phủ lớp – khơng khí – khí quyển, tham gia vào chuyển động quay Trái Đất Đời sống chủ yếu diễn phần khí

Khơng khí khác với nước nén được, mật độ giảm theo chiều cao khí hẳn, khơng có ranh giới rõ rệt

Một nửa khí tập trung tầng 5km, ba phần tưở tầng 10km, chín phần mười tầng 20km Khơng khí lên cao lỗng, song phát ởđộ cao lớn

Hiện tượng cực quang chứng tỏ tồn khí ởđộ cao 1000 km hay Vệ tinh bay ởđộ cao vài nghìn km cịn nằm khí quyển, khơng khí ởđây loãng Căn vào tài liệu quan trắc từ vệ tinh ta kết luận khí lan tới độ

cao 20 nghìn km với mật độ giảm dần

Chỉ tên lửa vũ trụ số vệ tinh nhân tạo với quĩđạo bay rộng bay xun qua khí vào khoảng không gian hành tinh

1.1.3 Những tầng cao – cao khơng học

Những q trình khí xảy sát mặt đất tầng 10 – 20 km, đặc biệt quan trọng

đối với thực tiễn nghiên cứu nhiều Những trình trình bày giáo trình Những tầng cao khí cách xa mặt đất hàng trăm nghìn km thời gian gần tiến hành nghiên cứu ngày mạnh mẽ có kết hơn, nhờ có tên lửa vệ tinh vật lý địa cầu

Khi khí hấp thụ xạ cực tím xạ hạt mặt trời, tầng cao xẩy phản ứng quang hố phân tích phân tử thành ngun tử tích

điện Vì vậy, tầng khơng khí nói bị ion hố mạnh có tính dẫn điện lớn Ởđây thường quan sát thấy tượng cực quang phát sáng liên tục khơng khí tạo nên ánh sáng ban đêm bầu trời, ởđây thường xảy trình vi vật lý phức tạp liên quan tới phát xạ vũ trụ

Phương pháp nghiên cứu trình đặc biệt, thân việc nghiên cứu liên quan với việc nghiên cứu khí gần mặt đất tầng khơng khí thấp, có liên quan mật thiết với việc nghiên cứu từ trường Trái Đất

Vì vậy, gần người ta qui định chia học thuyết trình vật lý xảy tầng cao khí thành mơn khoa học lấy tên cao khơng học

Trong giáo trình số vấn đề thuộc cao không học chỉđược trình bày với mức hạn chế

1.1.4 Thời tiết

Trong khí thường xuyên xảy q trình vật lí, q trình khơng ngừng làm biến đổi trạng thái Trạng thái khí gần mặt đất tầng thấp (thường môi trường hoạt động hàng không) gọi thời tiết Những đặc trưng thời tiết như: nhiệt độ khơng khí, khí áp, độ ẩm, lượng mây, giáng thuỷ, gió tượng dơng, bão, sương mù, gió tây khơ nóng gọi yếu tố khí tượng

1.1.5 Khí hậu

Ở nơi Trái Đất, năm khác nhau, thời tiết diễn khác nhau, song khác biệt thời tiết hàng ngày, hàng tháng, hàng năm địa phương, ta phân biệt loại khí hậu hồn tồn xác định

Ngay từđầu nói, khí hậu tập hợp điều kiện khí đặc trưng cho

địa phương phụ thuộc hoàn toàn vào hoàn cảnh địa lí địa phương Hồn cảnh địa lí khơng vị trí địa phương tức vĩđộ, kinh độ độ cao mực biển mà chỉđặc điểm mặt đất, địa hình, lớp phủ thổ nhưỡng, lớp phủ thực vật v.v

Những điều kiện khí nhiều biến thiên q trình năm: từ mùa đông sang mùa hè từ mùa hè sang mùa đông Tập hợp điều kiện khí nhiều biến đổi từ năm sang năm khác Những biến đổi có đặc tính dao động lân cận giá trị trung bình nhiều năm Như khí hậu có đặc tính ổn định

Cũng vậy, khí hậu đặc trưng địa lí tự nhiên địa phương, thành phần cảnh quan địa lí Mặt khác, q trình khí trạng thái mặt đất (kể đại dương giới ) có mối liên quan chặt chẽ nên khí hậu liên quan với đặc điểm địa lí thành phần cảnh quan địa lí khác

1.2 NHỮNG MỐI LIÊN QUAN CỦA KHÍ QUYỂN VỚI MẶT TRỜI

VÀ MẶT ĐẤT

Những q trình khí chịu ảnh hưởng vũ trụ phía từ mặt

đất, từ phía Nguồn lượng chủ yếu q trình khí xạ mặt trời Bức xạ truyền tới Trái Đất qua không gian vũ trụ

Chính xạ mặt trời biến thành nhiệt khí mặt đất, thành lượng chuyển động thành lượng khác Những tia mặt trời đốt nóng mặt đất nhiều đốt nóng khơng khí, sau mặt đất khí xảy trình trao đổi nhiệt trao đổi nước cách mạnh mẽ

Cấu trúc hình dạng mặt đất có ảnh hưởng đến chuyển động khơng khí Những tính chất quang học trạng thái điện khí mức độ định chịu

ảnh hưởng mặt đất (hiện tượng đốt nóng, nhiễm bụi)

Sự tồn khí nhân tố quan trọng trình vật lí xảy mặt đất (trong thổ nhưỡng) lớp vùng chứa nước (chẳng hạn tượng xói mịn gió, dịng biển sóng biển gió, hình thành tan lớp tuyết phủ nhiều tượng khác) nhưđối với sống Trái Đất

Những q trình liên quan với biến đổi lượng vết đen mặt trời Do đó, trạng thái tầng cao khí quyển, lượng ozon, tính ion hố, độ dẫn điện, biến đổi Những

biến đổi lại ảnh hưởng đến trạng thái tầng khí nằm dưới, tức ảnh hưởng

đến thời tiết khí hậu

1.3 CÁC NHÂN TỐ HÌNH THÀNH KHÍ HẬU

1.3.1 Tuần hồn nhiệt

Khí hậu xác định vịng tuần hồn tuần hồn nhiệt, tuần hồn

ẩm hồn lưu khí gọi q trình hình thành khí hậu Thực chất tuần hồn nhiệt tạo nên chếđộ nhiệt khí sau:

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

Nhiệt độ khơng khí thường gây cảm giác nóng hay lạnh có tầm quan trọng lớn đời sống Trái Đất nói chung đời sống hoạt động kinh tế người nói riêng

Sự biến đổi nhiệt độ khơng khí q trình ngày q trình năm phụ thuộc vào quay Trái Đất biến thiên thông lượng xạ mặt trời, liên quan với chuyển động quay Song nhiệt độ khơng khí biến đổi khơng điều hồ, khơng có chu kì khơng khí chuyển động khơng ngừng từ nơi đến nơi khác Trái Đất Sự

phân bố nhiệt độ khơng khí Trái Đất phụ thuộc chủ yếu vào điều kiện chung theo đới thông lượng xạ mặt trời, phụ thuộc vào phân bố lục địa biển (vì biển lục địa hấp thụ xạ đốt nóng khác nhau) Và cuối cùng, phụ thuộc vào dòng khí thịnh hành đem khơng khí từ khu vực đến khu vực khác Trái Đất

Hình 1.1

Chu trình nhiệt ẩm cân nước

Tuy nhiên, nhiệt độ khơng khí nước chỉđược xác định nhưđộng trung bình (tốc

độ trung bình) tất phân tử khí nước Nhiệt độ cho biết trạng thái “nóng” hay “lạnh” vật, nhiệt độ không cho ta biết nội vật có (bao gồm

Trong khí đại dương, nhiệt dạng lượng vận chuyển trình truyền nhiệt phân tử truyền nhiệt rối q trình đối lưu Do nước có nhiệt dung lớn đất lần khơng khí lần nên khối nước biển chậm bịđốt nóng làm lạnh biến đổi nhiệt độ nhỏ so với đất liền có khả tích luỹ lượng nhiều

đất khơng khí Chính vậy, biển có tác động lớn đến thời tiết khí hậu Trên hình 1.1 sơđồ mơ tả thành phần tuần hoàn nước

1.3.2 Tuần hoàn ẩm

Ngồi tuần hồn nhiệt, khí mặt đất thường xuyên diễn tuần hoàn nước hay tuần hoàn ẩm Nước từ bề mặt đại dương vùng chứa nước, từ thổ nhưỡng ẩm thực vật bốc vào khí Q trình thổ nhưỡng lớp nước cung cấp lượng nhiệt lớn Hơi nước – nước trạng thái hơi, thành phần quan trọng khơng khí khí Trong điều kiện khí nước biến đổi ngược lại, ngưng kết, tụ lại, kết mây sương mù xuất Do trình ngưng tụ, lượng ẩn nhiệt lớn toả

ra khí quyển, với điều kiện định, nước rơi xuống từ mây Trở mặt đất, tính chung cho tồn Trái Đất, lượng giáng thuỷ cân với lượng bốc

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

1.3.3 Hoàn lưu khí

Sự phân bố nhiệt khơng khí dẫn tới phân bố khơng khí áp Chuyển động khơng khí hay dịng khí lại phụ thuộc vào phân bố khí áp

Đặc tính chuyển động khơng khí tương ứng với mặt đất chịu ảnh hưởng lớn điều kiện chuyển động xảy Trái Đất quay Ở tầng khí quyển, chuyển động khơng khí cịn chịu ảnh hưởng ma sát Chuyển động khơng khí tương ứng với mặt đất gọi gió

Tồn hệ thống dịng khí quy mơ lớn Trái Đất hồn lưu chung khí Chuyển động xốy cỡ lớn xoáy thuận xoáy nghịch thường xuyên xuất khí quyển, làm cho hệ thống hồn lưu trở nên phức tạp Những biến đổi thời tiết có liên quan với di chuyển khơng khí hồn lưu chung khí quyển, khối khí di chuyển từ khu vực sang khu vực khác mang theo điều kiện nhiệt

độ, độẩm, lượng mây yếu tố khác

Ngồi hồn lưu chung, khí cịn có hồn lưu địa phương quy mơ nhỏ nhiều gió đất – gió biển (brizơ), gió núi – thung lũng loại gió khác Các xốy mạnh cỡ nhỏ lốc, vòi rồng thường xuất

1.3.4 Sự hình thành khí hậu

Các q trình hình thành khí hậu phát triển hồn cảnh địa lí khác Do đó, đặc điểm cụ thể trình loại khí hậu liên quan với chúng xác định nhân tốđịa lí khí hậu như: vĩđộ, phân bố lục địa biển, cấu trúc bề mặt lục địa (nhất địa hình qui mơ lớn), thổ nhưỡng, lớp phủ thực vật, lớp tuyết phủ, băng biển, dòng biển, Sự phân bố điều kiện khí hậu Trái Đất phụ thuộc vào

phân bố nhân tốđịa lí

Những điều kiện đặc biệt, gọi điều kiện vi khí hậu, thường quan sát thấy tầng khơng khí gần mặt đất, nơi sinh trưởng trồng Ởđây, đặc điểm chếđộ khí chịu ảnh hưởng đặc điểm cấu trúc trạng thái mặt đất

Khí hậu có biến thiên đáng kể, chí lớn qua thời đại địa chất Những biến thiên liên quan với biến đổi cấu trúc mặt đất thành phần khơng khí khí nguyên nhân thiên văn khác biến đổi

quay Trái Đất xung quanh Mặt Trời, biến đổi mật độ vật chất không gian vũ

trụ Cũng biến đổi hoạt động Mặt Trời Những điều kiện khí hậu dao động nhiều trình hàng nghìn, hàng trăm năm hay thời gian ngắn Hiện tượng nóng lên phần lớn Trái Đất thuộc miền vĩđộ cao vĩđộ trung bình vào đầu kỷ 20 Rất tượng xảy Nam bán cầu Người ta thường liên hệ dao động khí hậu chủ yếu với biến đổi hồn lưu chung khí quyển, cịn biến đổi hoàn lưu chung này, người ta lại liên hệ với biến đổi hoạt động Mặt Trời

1.4 CÁC PHƯƠNG PHÁP QUAN TRẮC, THỰC NGHIỆM VÀ XỬ LÝ SỐ LIỆU TRONG KHÍ TƯỢNG VÀ KHÍ HẬU HỌC

1.4.1 Quan trắc thực nghiệm khí tượng học

Những tài liệu khí quyển, thời tiết khí hậu thu quan trắc Việc phân tích kết quan trắc khí tượng khí hậu học làm sáng tỏ mối liên quan nhân tượng nghiên cứu Trong vật lí đại cương, phương pháp nghiên cứu thực nghiệm Khi tiến hành thực nghiệm, nhà nghiên cứu tham gia vào phát triển q trình vật lí, đưa vào số nhân tố loại trừ nhân tố khác với mục

đích làm sáng tỏ mối liên quan nhân tượng Song, người chưa có khả thay đổi cách đáng kể tượng khí qui mơ lớn hồn lưu chung khí hay tuần hồn nhiệt, xảy khoảng không gian rộng lớn

Thậm chí lượng vụ nổ nguyên tử không lớn so với lượng trình hồn lưu chung khí quyển, vụ nổ cường độ lớn xảy thời gian ngắn Những biến đổi trạng thái vật lí khí gây nên vụ

ghi lại thí nghiệm to lớn mà thiên nhiên tạo khí khơng có tham gia người

Trong khí tượng học, q trình khí diễn quy mơ lớn nên phương pháp thực nghiệm sử dụng Chẳng hạn, thực nghiệm thí nghiệm tạo mưa từ mây làm tan sương mù phương pháp tác động lí hố khác Các thí nghiệm phù hợp với mục đích thực dụng song chúng giúp ta tìm hiểu sâu chất tượng Việc trồng dải rừng, xây dựng hồ chứa nước, việc tưới nước vùng v.v gây nên số biến đổi trạng thái lớp khơng khí sát đất Do đó, chừng mực định chúng thực nghiệm khí tượng học (nói hơn, chúng thực nghiệm khí hậu học) Ngồi ra, người ta cịn dùng phương pháp mơ hình chứa số q trình khí phịng thí nghiệm, nghĩa tái lập chúng với qui mô nhỏ với điều kiện đơn giản hố Thậm chí người ta mơ hình hố hồn lưu chung khí Song khả phương pháp nghiên cứu bị hạn chế

1.4.2 Phương pháp phân tích thống kê phân tích tốn lí

Những kết quan trắc phải phân tích để tìm q trình khí Phương pháp phân tích thống kê khối lượng tài liệu quan trắc lớn, phương pháp lấy trung bình

để loại chi tiết ngẫu nhiên tượng rõ đặc điểm tượng có ý nghĩa hàng đầu khí tượng học

Phương pháp đóng vai trị lớn khí hậu học Khí hậu thu thập kết

quan trắc khí tượng làm tài liệu gốc để so sánh, đối chiếu chúng theo thời gian không gian Song để có hình dung đầy đủ khí hậu, tài liệu quan trắc đồng thời hay quan trắc thời gian dài, cần phải lấy trung bình thời kỳ nhiều năm

Để rút kết luận từ khối lượng tài liệu quan trắc lớn ta phải phân tích kết quan trắc phương pháp thống kê Vì vậy, đặc trưng khí hậu học kết luận thống kê rút từ dãy số liệu

1.4.3 Ứng dụng đồ

Những trình khí thường phát triển khơng gian rộng lớn hậu chúng điều kiện thời tiết khí hậu định thường thấy qui mơ lớn Vì vậy, việc đối chiếu kết quan trắc đồ địa lí có ý nghĩa quan trọng khí tượng khí hậu học Việc phân tích kết quan trắc tiếp khơng

tiến hành trạm riêng biệt mà phân bố không gian đại lượng quan trắc Có thể điền lên đồ địa lý kết quan trắc nơi khác vào thời điểm Bản đồđó gọi đồ thời tiết Bản đồ thời tiết giúp ta thấy rõ phân bố điều kiện thời tiết, tính chất khí đặc tính q trình khí vào thời điểm, lãnh thổ rộng lớn Đối chiếu đồ

synôp lập vào thời điểm liên tiếp nhau, ta theo dõi phát triển q trình khí rút kết luận thời tiết tương lai Cũng điền lên đồ kết qui toán thống kê tài liệu quan trắc nhiều năm Khi ta có đồ

Chẳng hạn, lập đồ phân bố trung bình nhiều năm đại lượng nhiệt

độ hay giáng thủy lãnh thổ định cho tháng đó, đồ trung bình ngày hình thành lớp tuyết phủ, đồ tần suất dơng, đồ nhiệt độ cao thấp quan trắc địa phương v.v

Các đồ khí hậu học làm giảm nhẹ việc phân tích điều kiện khí hậu tiếp cho phép ta rút kết luận phân bố không gian đặc điểm khí hậu hay loại (kiểu) khí hậu v.v

1.4.4 Quan trắc khí tượng

Quan trắc khí tượng việc đo đánh giá cách đinh lượng yếu tố khí tượng Những yếu tố khí tượng gồm có, truớc hết nhiệt độ độẩm khơng khí, khí áp, gió, mây, tầm nhìn xa, giáng thuỷ, tượng thời tiết sương mù, bão tuyết, dông

Hệ thống quan trắc thời tiết đại: vệ tinh từ cao nhận chuyển trung tâm thời tiết kết quan trắc từ trạm trôi biển, tầu biển, cầu thám không, máy bay, rada, trạm khí tượng mặt đất cho tất trung tâm khí tượng giới Các vệ tinh khác chụp mây bao phủ Trái Đất, kiểm soát hoạt động bão đại dương (hình trang bìa)

Ngồi ra, cịn có số đại lượng khơng trực tiếp biểu thị tính chất khí hay q trình khí song có liên quan chặt chẽ với chúng chẳng hạn nhiệt độ thổ nhưỡng hay mặt nước, độ bốc hơi, người ta tiến hành quan trắc xạ mặt trời, xạ mặt đất điện khí Quan trắc trạng thái khí phía lớp sát đất đến độ

cao khoảng 40 km gọi thám trắc Quan trắc trạng thái tầng cao khí khác với thám trắc mặt phương pháp gọi quan trắc cao không

Chương 2

KHƠNG KHÍ VÀ KHÍ QUYỂN

2.1 THÀNH PHẦN KHƠNG KHÍ KHÍ QUYỂN Ở MẶT ĐẤT VÀ TRÊN CAO

2.1.1 Thành phần khơng khí khơ mặt đất

Khí cấu tạo hỗn hợp số loại khí gọi khơng khí Ngồi ra, khí cịn có loại chất lỏng chất rắn trạng thái lơ lửng Khối lượng hạt nhỏ so với tồn khối lượng khí Ở mặt đất, khơng khí khí thường khơng khí ẩm Điều có nghĩa thành phần ngồi loại khí khác cịn có nước trạng thái Khác với thành phần khơng khí khác, lượng nước khơng khí biến đổi lớn Ở mặt đất biến đổi từ vài phần vạn đến vài phần trăm (khối lượng khơng khí) Điều điều kiện khí quyển, nước chuyển sang trạng thái rắn hay lỏng, ngược lại thâm nhập vào khí trình bốc từ mặt đất mặt biển Khơng khí khơng chứa nước hay chưa bão hồ nước gọi khơng khí khơ

Ở mặt đất 99% thể tích khơng khí khơ nitơ oxy (76% theo thể tích 70% theo khối lượng) Trong thành phần khơng khí mặt đất, hai loại khí tồn dạng phân tử hai nguyên tử (N2 O2), Acgôn (Ar) chiếm hết 1% cịn lại khơng khí khơ

Chỉ có 0,03% thể tích khơng khí khơ khí cacbonic (CO2) Nhiều loại khí khác

thành phần khơng khí khơ chiếm khoảng vài phần chục vạn thể tích chung hay

Đó khí Kripton (Kr), Xênon (Xe), Neon (Ne), Heli (He), Hydro (H), Ơzơn (O3), Iot (I),

Radon (Rn), Metan (CH4), Amoniac (NH3), nước oxy già (H2O2), Oxit nitơ (N2O) v.v (Hình

2.1)

Tất khí kể điều kiện nhiệt độ khí áp khí ln trạng thái mặt đất nhưở tầng cao Thành phần phần trăm khơng khí khơ mặt đất

ổn định thực tế không đổi nơi Chỉ có lượng khí cacbonic biến đổi cách

đáng kể Do trình thở đốt cháy, lượng khí cacbonic khơng khí nơi thống khí nhưở trung tâm cơng nghiệp tăng lên vài lần (đến 0,1 – 0,2%)

2.1.2 Hơi nước khơng khí

Lượng phần trăm nước không khí ẩm mặt đất trung bình khoảng từ 0,2%

ở miền cực đến 2,5% miền xích đạo, số trường hợp, lượng biến thiên gần

khơng đến 4% Do đó, lượng phần trăm loại khí khác khơng khí khơ biến

đổi Lượng nước khơng khí lớn phần thể tích khơng khí loại khí điều kiện khí áp nhiệt độ nhỏ Hơi nước thường xuyên thâm nhập vào khí q trình bốc từ mặt nước, từ thổ nhưỡng ẩm trình bốc thực vật Vì vậy, lượng nước thâm nhập vào khí nơi thời gian khác khác Từ mặt đất, nước lan truyền lên cao khơng khí vận chuyển từ nơi đến nơi khác Trong khí xuất trạng thái bão hồ Ở

trạng thái nước chứa khơng khí với lượng tới hạn nhiệt độ định Hơi nước gọi nước bão hồ, cịn khơng khí chứa gọi khơng khí bão hồ

Khơng khí thường đạt tới trạng thái bão hồ nhiệt độ giảm Sau đạt tới trạng thái bão hồ nhiệt độ khơng khí tiếp tục giảm phần nước thừa bắt

đầu ngưng tụ, chuyển sang trạng thái rắn hay lỏng Trong khơng khí xuất giọt nước hạt băng cấu tạo nên mây sương mù Mây lại bốc hơi, song có trường hợp giọt nước hạt băng mây lớn lên, chúng rơi xuống đất dạng giáng thủy Do đó, lượng nước phần khí thường xuyên biến đổi

Những trình hình thành thời tiết đặc điểm khí hậu quan trọng thường liên quan với nước biến đổi sang trạng thái lỏng rắn

Sự tồn nước khí có ảnh hưởng lớn đến điều kiện nhiệt khí mặt đất Hơi nước hấp thụ mạnh xạ sóng dài (bức xạ hồng ngoại) phát từ

mặt đất

Bản thân nước phát xạ hồng ngoại, phần lớn xạ tới mặt đất làm giảm lạnh ban đêm mặt đất làm giảm lạnh ban đầu lớp khơng khí Quá trình bốc từ mặt đất cung cấp lượng nhiệt lớn, nước ngưng kết khí lượng nhiệt lại toả đốt nóng khơng khí

Mây xuất q trình ngưng kết, phản xạ hấp thụ xạ mặt trời đường

đi đến Trái Đất Giáng thủy rơi từ mây yếu tố quan trọng thời tiết khí hậu Tất nhiên, tồn nước khí có ý nghĩa quan trọng trình sinh trưởng thực vật

Người ta gọi lượng nước chứa khơng khí độẩm khơng khí Những đặc trưng chủ yếu độẩm sức trương nước độ ẩm tương đối Cũng chất khí, nước có sức trương (áp suất riêng nước) Sức trương nước e tỉ lệ thuận với mật độ

Hình 2.1

Thành phần khơng khí khơ mặt đất (% theo thể tích)

Nếu khơng khí chứa nước lượng cần để bão hoà nhiệt độ định, ta lượng tính mức độ gần tới trạng thái bão hồ

Để xác định mức độ gần tới bão hồ này, người ta tính độẩm tương đối Độẩm tương đối r tỷ số biểu diễn phần trăm sức trương nước thực tế e chứa khơng khí sức trương nước bão hoà E nhiệt độ:

r = e

E100% (2.1)

Chẳng hạn với nhiệt độ 20°C, sức trương bão hoà 23,4 mb Nếu sức trương thực tế nước khơng khí 11,7 mb, độ ẩm tương đối khơng khí là: (11,7: 23,4).100% = 50%

Đối với trạng thái bão hoà nước, độẩm tương đối 100%

Sức trương nước mặt đất biến đổi giới hạn từ vài phần trăm miliba (dưới nhiệt

độ thấp vào mùa đông Châu Nam Cực Iacutchi) đến 35 mb hay (ở xích đạo) Khơng khí nóng chứa nhiều nước mà chưa đạt tới trạng thái bão hoà, nghĩa sức trương nước lớn

2.1.3 Sự biến đổi thành phần khơng khí theo chiều cao

Lượng phần trăm thành phần khơng khí khơ tầng vài chục km (đến khoảng 100 – 120 km) không biến đổi theo chiều cao Khơng khí khí ln ln trạng thái chuyển động, xáo trộn theo chiều thẳng đứng, chất khí cấu tạo nên khí khơng chia thành lớp theo mật độ điều kiện khí n tĩnh (ởđó, thành phần chất khí nhẹ hơn, tăng theo chiều cao) Song từđộ cao 100km, tính phân lớp loại khí theo mật độ bắt đầu xuất theo chiều cao biểu rõ Đến độ

cao chừng 200km, nitơ chất khí chiếm ưu khí Ởđây, ơxy trạng thái nguyên tử, tác động xạ cực tím mặt trời, phân tử hai ngun tử phân hố thành ngun tử tích điện

Cao 100km, khí chủ yếu cấu tạo heli hydro, hydro

trạng thái nguyên tử, dạng nguyên tử tích điện chiếm ưu

Lượng phần trăm nước chứa khơng khí biến đổi theo chiều cao Hơi nước thâm nhập vào khí từ phía Khi lan truyền lên cao, ngưng kết tụ lại Vì vậy, sức trương mật độ nước giảm theo chiều cao nhanh sức trương mật độ

của loại khí khác Mật độ chung khơng khí ởđộ cao 5km nhỏ mặt đất hai lần, mật độ nước trung bình giảm hai lần ởđộ cao 1,5 km khí tự ởđộ

cao km vùng núi Vì vậy, lượng phần trăm nước chứa khơng khí giảm theo chiều cao Ởđộ cao km, sức trương nước, tức lượng nước chứa khơng khí nhỏ mặt đất 10 lần, ởđộ cao km nhỏ 100 lần Như vậy, từđộ cao 10 – 15 km, lượng nước chứa không khí vơ nhỏ

2.1.4 Sự phân bố ôzôn theo chiều cao

Sự biến đổi lượng ơzơn khơng khí theo chiều cao đáng ý Ở gần mặt đất, lượng ôzôn không đáng kể Theo chiều cao, lượng ôzôn lớn dần không lượng phần trăm mà giá trị tuyệt đối Lượng ôzôn cực đại thường quan trắc ởđộ cao 25 – 30 km;

ở cao nữa, lượng ơzơn giảm ởđộ cao khoảng 60km, khơng cịn ôzôn

Quá trình tạo thành ôzôn xảy ôzôn hấp thụ xạ cực tím mặt trời Phân tử hai ngun tử ơxy phần phân hố thành nguyên tử, nguyên tử kết hợp với phân tử

chưa phân hoá tạo nên phân tử ôxy ba nguyên tử Đồng thời khí xảy q trình ngược lại biến ơzơn thành oxy

Do q trình xáo trộn khơng khí, ôzôn vận chuyển từ tầng cao xuống tầng thấp 15km

Sự tăng lượng ôzôn theo chiều cao thực tế không ảnh hưởng đến thành phần oxy nitơ, so với chúng, lượng ơzơn, tầng cao nhỏ Nếu tập trung

được tồn ơzơn khơng khí áp suất chuẩn tạo nên lớp dày chừng 3mm (độ dày lớp ôzôn ghi lại) Mặc dù chiếm lượng không đáng kể vậy, song ôzôn quan trọng, hấp thụ mạnh xạ mặt trời, ơzơn làm tăng nhiệt độ tầng khí chứa Ơzơn hấp thụ tồn xạ cực tím mặt trời có bước sóng từ 0,15

2.2 CÁC ĐẶC TRƯNG CƠ BẢN CỦA TRẠNG THÁI KHÍ QUYỂN

2.2.1 Phương trình trạng thái chất khí

Những đặc trưng (những thông số) trạng thái vật lý chất khí áp suất, nhiệt độ mật độ Ba đặc trưng không phụ thuộc vào Chất khí nén nên mật độ biến đổi lớn Sự biến đổi phụ thuộc vào áp suất nhiệt độ Phương trình trạng thái chất khí lý tưởng vật lý học biểu diễn mối liên quan áp suất, nhiệt độ mật độ Phương trình viết sau:

pv = RT (2.2)

ởđây:

p: áp suất

v: thể tích riêng chất khí

T: nhiệt độ tuyệt đối

R: số chất khí, phụ thuộc chất chất khí

Phương trình trạng thái chất khí viết sau:

p = ρRT hay ρ = RT

p

(2.3)

ởđây: ρ – mật độ chất khí đại lượng nghịch đảo thể tích riêng v

Phương trình trạng thái chất khí áp dụng gần khơng khí khơ, nước khơng khí ẩm Trong trường hợp có đại lượng số R riêng tương ứng

Đối với khơng khí ẩm R biến đổi phụ thuộc vào sức trương nước chứa khơng khí

Ta xét đặc trưng trạng thái kể khơng khí

2.2.2 Khí áp

Mọi loại khí gây áp suất lên thành bình chứa nó, nghĩa tác dụng lên thành bình áp lực hướng vng góc với thành bình Người ta gọi trị số áp lực đơn vị diện tích áp suất Áp suất chất khí gây nên chuyển động phần tử khí va chạm phần tử khí vào thành bình Khi nhiệt độ tăng thể tích chất khí giữ ngun tốc độ chuyển động phần tử khí tăng lên áp suất tăng Nếu ta tách tưởng tượng thể tích khí khơng khí thể tích chịu áp suất từ khơng khí xung quanh tác động vào thành tưởng tượng giới hạn thể tích Mặt khác, khơng khí bên thể tích gây áp suất khơng khí xung quanh

ngồi cách dễ dàng qua lỗ khe hở tường, cửa sổ Sự chênh lệch khí áp phịng kín với khí áp ngồi trời (cùng mực – độ cao) thông thường nhỏ Khơng khí phịng bị nén mức độ khơng khí ngồi trời mực Vì vậy, trạm khí tượng khí áp biểu diễn khơng cần để ngồi trời, người ta thường đặt phịng Ta biểu diễn khí áp gam hay kg trọng lượng diện tích 1cm2 hay 1m2 Trên mặt biển khí áp gần bằng 1kg/1cm2 Song khí tượng

học, người ta biểu diễn khí áp đơn vị khác Từ lâu, người ta quy ước biểu diễn khí áp mm chiều cao cột thuỷ ngân Điều có nghĩa người ta so sánh áp suất khí với áp lực cột thuỷ ngân tương đương với Chẳng hạn, người ta nói khí áp gần mặt đất nơi 750 mmHg, có nghĩa khơng khí nén lên mặt đất lực lực nén cột thuỷ ngân cao 750mmHg Việc biểu diễn khí áp đo mmHg khí tượng học ngẫu nhiên Điều liên quan tới cấu tạo dụng cụ đểđo khí áp – khí áp biểu thuỷ ngân kiểu Torisely Dụng cụ nói giáo trình vật lý sở Trong khí áp biểu áp suất khơng khí cân với áp suất cột thủy ngân, theo biến đổi chiều cao cột thuỷ ngân ta suy biến

đổi khí áp

Một nguyên lý khác xác định khí áp vào biến dạng hộp kim khí rỗng,

đàn hồi có biến đổi áp lực từ bên Nguyên tắc áp dụng rộng rãi để chế tạo dụng cụđo khí áp

Trên mực biển, khí áp trung bình gần 760mmHg, trường hợp khí áp mặt biển biến đổi giới hạn 150 mmHg Khí áp giảm nhanh theo chiều cao

Hiện nay, người ta thường biểu diễn khí áp đơn vị tuyệt đối mb: 1mb áp lực 1000 din1 tác động lên đơn vị diện tích 1cm2 Khí áp mặt biển trung bình 760 mmHg, gần 1013mb, 750mmHg tương đương 1000mb

Như vậy, để chuyển đổi đại lượng khí áp đo mmHg sang mb ta cần nhân khí áp tính mmHg với 4/3

Mối liên quan hai đơn vị khí áp kể xác định sau:

Khối lượng cột thuỷ ngân cao 760mm với thiết diện 1cm2ở nhiệt độ 0°C tỷ

trọng thuỷ ngân 13,595 1033,2 gam Ta tính trọng lượng biểu diễn din mà khối lượng có, nhân khối lượng với gia tốc trọng trường (g) mực biển vĩđộ 45° có giá trị 980,6 mm/s2

Từ đó, ta có khí áp 1cm2 1013,250 din Gọi mb áp lực 1000 din/cm2, ta tìm được áp lực của cột thuỷ ngân cao 760 mm bằng 1013,2 mb với những giá trị

gia tốc trọng trường nhiệt độ chuẩn kể Cịn khí áp 750 mmHg 1000mb

Gần người ta cịn dùng đơn vị khí áp hecto pascal (1hPa = 1mb)

2.2.3 Nhiệt độ khơng khí

Cũng vật thể, khơng khí có nhiệt độ khác với độ khơng tuyệt đối Nhiệt độ

khơng khí điểm khí thường xuyên biến đổi điểm nơi khác Trái Đất, nhiệt độ Ở mặt đất nhiệt độ khơng khí biến thiên lớn Những đại lượng cực trị quan trắc đến gần 60°C (ở sa mạc miền nhiệt đới) gần – 90°C (ở châu Nam Cực) Theo chiều cao, nhiệt độ khơng khí biến đổi, tầng khác trường hợp khác nhau, nhiệt độ biến đổi khác Tính trung bình, nhiệt độ giảm đến độ cao 10 – 15km; sau tăng đến 50 – 60km, sau lại giảm

Ở phần lớn nước, nhiệt độ không khí thổ nhưỡng nước biểu diễn độ theo bảng nhiệt độ quốc tế (Selsi: °C) quy định chung đo lường vật lý Điểm 0°C băng nhiệt độ băng tan, + 100°C nhiệt độ nước sôi (đều điều kiện khí áp chuẩn 1000mb, khí áp mực biển) Nhưng Mỹ nhiều nước khối liên hiệp Anh, đến sử dụng nhiệt độ Faranet đời sống

ngay khí tượng lý thuyết Trong bảng này, khoảng điểm tan băng điểm sôi nước chia làm 180°F ởđiểm tan băng, bảng ghi giá trị +32°F Như vậy, nhiệt độ

Faranet 5/9°C 0°C ứng với +32°F, cịn 100°C +212°F

Ngồi ra, khí tượng học lý thuyết, người ta cịn dùng bảng nhiệt độ tuyệt đối (bảng Kenvanh K) Không độ bảng tương ứng với ngừng hoàn toàn chuyển động nhiệt phân tử, nghĩa nhiệt độ thấp có Theo bảng Selsi đại lượng – 273,18 + 0,03°C Nhưng thực tế, người ta thường lấy độ không tuyệt đối – 273°C; độ chia bảng nhiệt độ tuyệt đối độ chia bảng Selsi Vì vậy, 0°C bảng Selsi tương ứng với +273°K bảng nhiệt độ tuyệt đối

Có thể so sánh ba thang nhiệt độ phân tử Selsi (oC), nhiệt độ Farenet (oF) nhiệt độ

tuyệt đối Kenvanh (K) (Hình 2.2)

Hình 2.2

Ba thang nhiệt độoC, oF K giá trị cực trị nhiệt độ Trái Đất (C.Donald Ahrens)

Từđây sau, ta biểu thị nhiệt độ theo bảng tuyệt đối chữ K nhiệt độ theo bảng Selsi chữ °C nhiệt độ Faranet chữ °F Trong công thức nhiệt độ

tuyệt đối biểu thị chữ T nhiệt độ theo bảng Selsi sẽđược biểu diễn chữ t

Để chuyển nhiệt độ theo bảng Faranet sang nhiệt độ theo bảng Selsi ta có cơng thức: C =

9(F – 32)

oC (2.5)

Để chuyển từ nhiệt độ theo bảng Selsi sang nhiệt độ tuyệt đối ta có cơng thức gần đúng: K=oC+273

2.2.4 Mật độ khơng khí

Mật độ khơng khí khí tượng khơng đo trực tiếp mà tính thơng qua giá trị nhiệt độ,

độẩm khí áp đo

Khi sử dụng phương trình trạng thái khơng khí khô ta cần đưa vào trị số số chất khí khơng khí khơ (Rd=2,87.106 khí áp mật độ lấy hệ quốc tế CGS: khí áp đin/cm2, mật độ g/cm3) Khi đó, phương trình (2.3)

cho biết mật độ khơng khí khơ với nhiệt độ T, khí áp p sức trương nước e Ta

Nếu áp suất chung khơng khí p, áp suất khơng khí khơ p – e Như thành phần hỗn hợp, tức khơng khí khơ, phương trình trạng thái viết sau:

ρd = T R e p d −

Đối với nước chứa hỗn hợp, phương trình trạng thái nước có dạng:

T R e T R e d w w 623 , = = ρ

ở đây, số nhân 0,623 tỷ lệ số chất khí khơng khí khơ (Rd)

nước (Rw) Vì vậy, mật độ chung khơng khí ẩm tổng mật độ khơng khí khơ

mật độ nước ρd + ρw nên phương trình trạng thái khơng khí ẩm cuối viết sau:

ρ' = ⎟⎟ ⎠ ⎞ ⎜⎜ ⎝ ⎛ − p e T R p d 377 ,

1 (2.6)

Đây cơng thức tính mật độ khơng khí ẩm Nên nhớ, ởđây Rd sốđối với khơng khí khơ Do tỷ lệe/p nhỏ, nên với độ xác tương đối ta viết gần đúng:

ρ' = ⎟⎟ ⎠ ⎞ ⎜⎜ ⎝ ⎛ + p e T R p

d 0,377

(2.7)

Gọi hàm nhiệt độ, khí áp sức trương nước T [(1+0,377(e/p)] nhiệt độảo Tv Khi đó, ta viết:

ρ’ =

d v

p R T

nghĩa biểu thị mật độ khơng khí ẩm phương trình trạng thái khơng khí khơ phải thay nhiệt độ thực T nhiệt độảo Tv

Từ ta phát biểu: “Nhiệt độ ảo Tv khơng khí ẩm nhiệt độ khơng khí khơ cần có để mật độ mật độ khơng khí ẩm với nhiệt độ T, áp suất p sức trương nước e.” Nhiệt độảo lớn nhiệt độ thực khơng khí ẩm

Từ phương trình (2.7), ta thấy với giá trị khí áp nhiệt độ, mật độ khơng khí ẩm nhỏ mật độ khơng khí khơ Điều mật độ nước nhỏ mật

độ khơng khí khơ Nếu ta lấy thể tích khơng khí khơ thay phần phân tử chất khí khơng đổi phần tử nước nhẹ với lượng tốc độ chuyển động cho nhiệt độ áp suất không đổi, mật độ khối khí nhận

Mật độ khơng khí nơi khơng ngừng biến đổi theo thời gian Ngoài ra, mật độ biến

đổi nhanh theo chiều cao, theo chiều cao khí áp nhiệt độ biến đổi

Theo chiều cao khí áp giảm, mật độ giảm theo Nhiệt độ theo chiều cao phần lớn giảm, tầng khí 10 – 15km Tuy nhiên, giảm nhiệt

độ thường kèm theo tăng mật độ

Do biến đổi chung khí áp nhiệt độ, mật độ theo chiều cao thường giảm khơng giảm nhiều khí áp

Nếu mật độ khơng khí khơng biến đổi theo chiều cao, tất tầng giữ

nguyên giá trị mặt đất khí có chiều cao 8000m để gây áp suất cột thuỷ ngân cao 760mm (1033g/cm3) Chiều cao vừa nêu (8000m) gọi chiều cao khí

đồng Thực tế, mật độ khơng khí giảm theo chiều cao, khơng khí lên cao lỗng, chiều cao thực khí đạt tới gần 20000km nhưđã nêu

2.2.5 Phương trình tĩnh học khí

Bây ta đặt câu hỏi: Theo chiều cao khí áp biến đổi theo định luật nào? Chẳng hạn, ta biết khí áp mực, khí áp mực cao hay thấp vào thời điểm bao nhiêu?

Để trả lời câu hỏi ta tìm phương trình xác định biến đổi khí áp theo chiều cao Ta lấy cột khơng khí thẳng đứng với thiết diện ngang đơn vị lấy cột khơng khí lớp mỏng vơ hạn, giới hạn phía mặt phẳng ởđộ cao z1, giới hạn phía

trên mặt phẳng có độ cao z + dz, chiều dày lớp khơng khí dz (Hình 2.3)

Hình 2.3

Lực tác động lên thể tích ngun tố khơng khí

Khơng khí hỗn hợp tác động lên mặt phẳng phía thể tích nguyên tố tách áp lực hướng từ lên trên, đại lượng lực tác động lên mặt phẳng xét với diện tích đơn vị, áp suất khơng khí p mặt phẳng Trên mặt phẳng phía thể tích đơn giản khơng khí hỗn hợp tác động áp lực hướng từ xuống

Đối với áp lực tác động lên thành bên thể tích, ta giả thiết áp suất theo chiều nằm ngang khơng biến đổi Điều có nghĩa áp lực tác động lên phía thành bên cân với nhau; tổng hợp lực Từđó, ta thấy khơng khí theo chiều nằm ngang khơng có gia tốc khơng khí khơng di chuyển

Ngồi ra, khơng khí thể tích ngun tố cịn chịu tác động trọng lực hướng xuống phía gia tốc trọng trường g, (gia tốc vật rơi tự do) nhân với khối lượng khơng khí thể tích đơn vị, thể tích ρdz, ởđây ρ mật độ khơng khí, cịn trọng lực gρdz

Giả sử khí theo chiều thẳng đứng có cân bằng, có nghĩa thể tích khơng khí chọn khơng có gia tốc theo chiều thẳng đứng khối lượng

được giữ lại mực, có trọng lượng Điều có nghĩa trọng lực áp lực cân với Khí áp p+dp trọng lực gρdz hướng xuống dưới; ta viết với dấu âm Khí áp p hướng lên trên, ta viết với dấu dương Tổng toàn ba lực 0, ta có:

– gρdz – (p+dp) + p = 0 (2.8)

hay dp = – gρdz. (2.9)

Từ đó, ta thấy dz dương, dp âm, nghĩa theo chiều cao khí áp giảm Trong hiệu áp suất giới hạn giới hạn thể tích ngun tốđược xét trọng lượng khơng khí thể tích ngun tố

Phương trình (2.9) phương trình tĩnh học khí Phương trình vi phân biểu diễn biến đổi khí áp độ cao tăng lên đại lượng vơ nhỏ Hai phương trình tĩnh học cịn viết sau:

0

1 − =

− g

dz dp

ρ (2.10)

Đại lượng dp/dz giảm khí áp đơn vị số gia chiều cao, gọi gradien khí áp theo chiều thẳng đứng (gradien thẳng đứng khí áp)

Đó đại lượng cân với áp lực hướng từ phía từ phía lên đơn vị thể

tích Chia đại lượng cho mật độρ ta −1/ρ(dp/dz) lực gradien khí áp thẳng đứng tương ứng với đơn vị khối lượng hướng lên phía

Số hạng thứ hai trọng lực tác động lên đơn vị khối lượng hướng xuống Lực lực gradien khí áp hướng ngược lại Như phương trình tĩnh học biểu diễn điều kiện cân hai lực tác động lên đơn vị khối lượng khơng khí theo chiều thẳng đứng, cân lực gradien khí áp thẳng đứng trọng lực

Khi mật độ khơng khí đo trực tiếp được, ta biểu diễn qua nhiệt độ khí áp nhờ

phương trình trạng thái chất khí ρ=p/RT Thay giá trị ρ vào phương trình (2.10) ta có:

dz RT

pg

dp=− (2.11)

hay:

dz RT

g p

dp=− (2.12)

Lấy tích phân xác định cho hai vế phương trình (2.12) giới hạn từp1 đến p2 từz1đến z2 Các đại lượng g R số, nên có thểđưa chúng ngồi dấu tích phân:

2

1

p z

p z

dp g dz

p = −R T

∫ ∫ (2.13)

hay 2 ln ln z z g dz p p R T

− = − ∫ (2.14)

Nhiệt độT đại lượng biến thiên hàm chiều cao Tuy nhiên, đặc tính hàm trường hợp khác khác nói chung khơng thể biểu diễn chúng phương pháp tốn học

Song ta xác định giá trị trung bình nhiệt độ Tm độ cao z1 z2 từ số liệu quan trắc ta có thểđưa ngồi dấu tích phân Ta xác định Tm với độ gần tương đối sau đo nhiệt độ khơng khí ởđộ cao z1 z2, sau lấy trung bình đại số hai giá trị Khi

2 ln ln z m z g

p p dz

RT

− = − ∫ (2.15)

( 1)

1

ln z z

RT g p p m − −

= (2.16)

(2 1)

1 z z RT g m e p p − −

= (2.17)

Phương trình (2.16) hay (2.17) tích phân phương trình tĩnh học khí Người ta cịn gọi phương trình cơng thức khí áp theo độ cao Công thức rõ áp suất khí biến đổi theo chiều cao phụ thuộc vào nhiệt độ khơng khí

Trong phần rõ hiệu khí áp vơ nhỏ trọng lượng thể tích ngun tố khơng khí với chiều dày dz Như hiệu khí áp nhỏ hai mực trọng lượng cột không khí mực đo Nếu lấy mực phía giới hạn khí quyển, ởđó khí áp thực tế 0, rõ ràng khí áp mực

Phương trình tĩnh học khí tìm với giả thiết cân khơng khí theo chiều thẳng đứng Thực tế, tổng hợp lực trọng lực lực gradien khí áp theo chiều thẳng đứng khác khơng Song thơng thường tổng hợp lực khơng đáng kể

và gia tốc truyền cho khơng khí nhỏ Phương trình tĩnh học khơng

đúng tuyệt đối gần với độ xác cao

2.2.6 Ứng dụng cơng thức khí áp

Dùng cơng thức khí áp, ta giải ba tốn sau:

1/ Biết khí áp hai mực nhiệt độ trung bình cột khơng khí tính hiệu hai mực (cao

đạc áp kế)

2/ Biết khí áp mực nhiệt độ trung bình cột khơng khí, tìm khí áp mực khác

3/ Biết hiệu độ cao hai mực đại lượng khí áp ởđó tìm nhiệt độ trung bình cột khơng khí

Để có thểứng dụng thực tiễn, cơng thức khí áp đưa dạng thông dụng cách chuyển logarit tự nhiên sang logarit thập phân, chuyển nhiệt độ tuyệt đối sang dạng nhiệt

độ Selsi thay vào giá trị R g

Trong trường hợp không khí ẩm, ta lấy giá trịRdđối với khơng khí khơ nhân với

(1+0,377e/p) Nói cách khác, ta lấy giá trịRd cho khơng khí khơ, thay nhiệt độ thực nhiệt độảo

Ngoài ra, gia tốc trọng trường g đại lượng không đổi tuyệt đối, biến đổi theo vĩđộđịa lý độ cao mực biển biến đổi Giá trị gia tốc trọng trường phải hiệu đính Một loại quan trọng toán thứ hai nêu việc quy khí áp mực biển biết khí áp nhiệt độở trạm khí tượng Đầu tiên người ta tính nhiệt

độ trung bình suy diễn trạm mực biển (thực tế trạm mực biển khơng có cột khí quyển)

Đối với mực trạm ta lấy nhiệt độ thực, mực biển, ta lấy nhiệt độ thực đó, tăng đại lượng với mức độ mà nhiệt độ khơng khí biến đổi trung bình theo chiều cao

Ta lấy gradien thẳng đứng trung bình nhiệt độở tầng đối lưu 0,6oC/100m,

vậy trạm có độ cao 200m nhiệt độởđó 16°C mực biển nhiệt độ +17,2°C, cịn nhiệt độ trung bình trạm mực biển 16,6°C, sau từ khí áp trạm theo nhiệt độ trung bình ta xác định khí áp mực biển

Hình 2.4

Sự giảm khí áp theo chiều cao phụ thuộc vào nhiệt độ cột khí

2.2.7 Bậc khí áp

Ta dùng bậc khí áp để tính cách nhanh chóng biến đổi khí áp theo chiều cao Viết phương trình tĩnh học sau:

gp RT dp

dz =−

(2.18) Biểu thức dz/dp bậc khí áp Bậc khí

áp đại lượng nghịch đảo gradien khí áp theo chiều thẳng đứng !dp/dz Rõ ràng, bậc khí áp số gia chiều cao khí áp giảm đơn vị

Từ (2.18) ta thấy bậc khí áp phụ thuộc vào nhiệt độ cột khí: với khí áp mực bậc khí áp lớn khơng khí nóng nhỏ khơng khí lạnh Trong điều kiện chuẩn (khí áp 1000mb nhiệt độ

0oC) bậc khí áp 8m/1mb, nghĩa gần mặt đất lên cao 8m khí áp giảm 1mb

Với nhiệt độ 0oC mực 5km, nơi khí áp gần 500mb, bậc khí áp tăng gấp đơi (tới 16m/1mb) khí áp 1/2 so với khí áp mặt đất

Từ hình 2.4 ta thấy với khí áp mặt đất 1000mb nhiệt độ hai cột khí khác khí áp 500mb cột khí nóng quan trắc thấy độ cao lớn 350m so với khí áp 500mb cột khí lạnh hình 2.4 biểu diễn biến đổi đoạn nhiệt trạng thái khí

Trong khí nhiệt độ khơng khí thường xun biến đổi biến đổi đoạn nhiệt, nghĩa phần tử khí khơng có trao đổi nhiệt với khí xung quanh với mặt đất khơng gian vũ trụ Quá trình gọi trình biến đổi đoạn nhiệt, đóng vai trị quan trọng q trình khí

Trong khí q trình đoạn nhiệt tuyệt đối khơng thể có khơng khối lượng khơng khí hồn tồn cách biệt khỏi ảnh hưởng nhiệt môi trường xung quanh

Tuy nhiên, q trình khí xảy tương đối nhanh trao đổi xảy thời gian ngắn, biến đổi trạng thái coi đoạn nhiệt với độ gần tương đối

Nếu khối lượng khơng khí khí dãn nởđoạn nhiệt khí áp

thành cơng hay q trình chuyển cơng thành nội năng.Khi dãn nở, khối khí sinh cơng chống lại áp lực bên ngồi, cơng dãn nở địi hỏi cung cấp nội

Song nội chất khí tỷ lệ thuận với nhiệt độ tuyệt đối nó, qúa trình dãn nở, nhiệt độ khơng khí giảm Ngược lại nén khối khơng khí, cơng nén sinh nội tốc độ chuyển động phân tử tăng, nhiệt độ khơng khí tăng

2.3 ĐỊNH LUẬT BIẾN ĐỔI ĐOẠN NHIỆT CỦA NHIỆT ĐỘ KHƠNG KHÍ

Định luật biến đổi đoạn nhiệt trạng thái chất khí lý tưởng với mức độ xác tương đối áp dụng cho khơng khí khơ cho khơng khí ẩm chưa bão hồ

Định luật đoạn nhiệt khơ biểu diễn phương trình đoạn nhiệt khơ hay cịn gọi phương trình Poatxon

Giả sử đơn vị khối lượng chất khí, nhiệt lượng Q biến đổi đại lượng dQ

Khi đại lượng này, ta viết phương trình định luật thứ nhiệt động học vật lý (phương trình nhập lượng nhiệt) dạng

v

dQ=c dT+ pdv (2.19)

ởđây, cvdT biến đổi nội

pdv công dãn nở hay công nén

Đối với q trình đoạn nhiệt, phương trình viết sau:

v

c dT= −pdv (2.20)

nghĩa cơng chống lại áp lực bên ngồi (cơng dãn nở) sinh nội năng, cịn cơng áp lực bên ngồi (cơng nén) làm tăng nội

Phương trình (2.19) khơng thuận tiện để tính tốn thể tích riêng khơng khí khơng

đo trực tiếp Cần phải loại đại lượng khỏi phương trình

Đầu tiên, ta thay vào phương trình (2.20) đại lượng pdv rút từ phương trình trạng thái chất khí Theo phương trình trạng thái ta có:

pdv + vdp = RdT,

pdv + RT dp RdT

p = ,

pdv = RdT− RT dp

p (2.21)

Thay đại lượng pdv từ cơng thức vào phương trình (2.21), ta có:

( v)

dp

R c dT RT

p

Ngoài ra, từ vật lý ta biết nhiệt dung đẳng tích nhiệt dung đẳng áp liên hệ với cơng thức:

R+Cv = Cp. (2.23)

Từđó, ta viết lại phương trình (2.22)

0 p

dp

c dT RT

p

− = (2.24)

hay

p

dT R dp

T = c p (2.25)

Phương trình biểu diễn q trình đoạn nhiệt tích phân giới hạn từ giá trị nhiệt độ áp suất ban đầu T0, p0đến giá trịT, P cuối q trình, ta có:

0

p

R c

T p

T p

⎛ ⎞

= ⎜ ⎟

⎝ ⎠ (2.26)

Với khí áp khơng đổi p = const ta có

Phương trình (2.26) phương trình Poatson biểu diễn trình biến đổi nhiệt độ

theo q trình đoạn nhiệt khơ dạng tích phân Chỉ số p

R

c 0,288 Đối với khơng khí

ẩm chưa bão hồ, cần thay nhiệt độT nhiệt độảo Tv

Phương trình Poatson có nghĩa: Nếu từ đầu đến cuối q trình biến đổi nhiệt độ đoạn nhiệt, khí áp khối khơng khí khơ hay khối khí chưa bão hồ biến đổi từpođến p, nhiệt

độ khối khí biến đổi từTođến T; giá trị nhiệt độ khí áp liên quan với biểu diễn phương trình

2.3.1 Sự biến đổi đoạn nhiệt khô nhiệt độ chuyển động thẳng đứng

Trong khí q trình dãn nở, biến đổi khí áp nhiệt độ liên quan với nó, phần lớn xảy khơng khí chuyển động lên (chuyển động thăng)

Chuyển động thẳng đứng khơng khí xảy hình thức dịng thăng chuyển

động khối khí lớn dọc theo mặt front hay khơng khí bốc lên theo sườn núi Q trình nén khơng khí kèm theo tăng khí áp tăng nhiệt độ xảy khơng khí hạ

xuống thấp khí xuống Từđó, ta rút kết luận quan trọng: Khơng khí nâng lên cao lạnh đoạn nhiệt, khơng khí hạ xuống thấp nóng lên đoạn nhiệt

Ta dễ dàng tính khoảng cách khơng khí phải nâng lên hay hạ xuống để nhiệt độ giảm hay tăng 1°C

0

p i i

dp

c dT RT

p

− = (2.27)

Chữ i ởđây nhiệt độứng với phần tử khí cá thể chuyển động thẳng đứng Theo phương trình tĩnh học (2.9)

a

dp g

dz p = −RT ,

Chữ a nhiệt độ cột khơng khí khí quyển, mơi trường xung quanh phân tử

khí ký hiệu chữ i Từđó ta viết lại phương trình (2.25) sau:

i i

p a

dT g T

dz c T

⎛ ⎞

= − ⎜ ⎟

⎝ ⎠ (2.28)

Dấu trừ trước vế thứ hai khơng khí lên đoạn nhiệt, nhiệt độ giảm; khơng khí khơ hạ xuống đoạn nhiệt, nhiệt độ tăng

Tỉ số ngoặc gần nhiệt độ tuyệt đối khơng khí chuyển động thẳng

đứng khác biệt với nhiệt độ khơng khí xung quanh Ti ≅ Ta

Cho tỷ số 1, ta công thức biểu diễn biến đổi nhiệt độ khơng khí chuyển động thẳng đứng, ứng với đơn vị chiều cao

i p

dT g

dz = −c (2.29)

Đại lượng g/Cp 0,98oC/100m Tóm lại, khơng khí khơ hay khơng khí ẩm chưa bão hồ chuyển động đoạn nhiệt lên cao 100m nhiệt độ giảm gần 1°C Khi hạ thấp xuống 100m, nhiệt độ tăng đại lượng tương tự

Đại lượng 1°C/100m gọi gradien đoạn nhiệt khô Cần nhớ ta xét biến đổi nhiệt độ theo chiều cao hạt không khí chuyển động thẳng đứng Khơng nên lẫn từ

gradien ý nghĩa với gradien thẳng đứng nhiệt độ cột khí nói

mục sau

2.3.2 Sự biến đổi đoạn nhiệt ẩm nhiệt độ

Quá trình nâng lên đoạn nhiệt làm nhiệt độ khơng khí ẩm chưa bão hồ giảm Nếu mực sát đất khơng khí chưa bão hoà (độ hụt bão hoà d = E – e(mb) lớn, E sức trương nước bão hoà phụ thuộc vào nhiệt độ e sức trương nước thực tế) lớn, nâng lên cao với giá trị sức trương nước thực tế nhưở mực nhiệt độ

(Hình 2.5) Tiếp tục lên cao nữa, khơng khí ẩm bão hồ lạnh theo định luật đoạn nhiệt ẩm khác so với khơng khí chưa bão hồ

Hình 2.5

Sơđồ giản đồ thiên khí dùng để xác định mực ngưng kết (Pk), giới hạn mây (Po) lượng bất ổn định bất ổn định tầng khí theo số liệu thám trắc nhiệt độ (T) điểm sương (To Tdo) độ cao

Đường Qmax độẩm riêng cực đại tương ứng với Tdo

Trong khơng khí ẩm xảy tượng ngưng kết Khi ngưng kết toả lượng nhiệt hố hay cịn gọi nhiệt lượng ngưng kết đáng kể (gần 600 cal, ứng với gam nước ngưng kết) Sự toả nhiệt làm chậm lại giảm nhiệt độ khơng khí bốc lên cao Vì khơng khí bão hồ chuyển động lên cao, nhiệt độ khơng giảm theo phương trình Poatxong, mà theo định luật đoạn nhiệt ẩm với gradien thẳng đứng nhiệt độ nhỏ Nhiệt độ giảm, lượng ẩm khơng khí trạng thái bão hoà lớn Mặt khác, lượng ẩm lại phụ thuộc vào nhiệt độ khí áp Khơng khí bão hoà lên cao 100m

điều kiện chuẩn (khí áp 1000mb nhiệt độ 0°C) lạnh 0,66°C, nhiệt độ +20°C lạnh 0,44°C, nhiệt độ 20°C lạnh 0,88°C Dưới áp suất nhỏ hơn, giảm nhiệt độ tương ứng nhỏ Người ta gọi trị số giảm nhiệt độ khơng khí bão hoà chuyển động lên đơn vị chiều cao (100m) gradien đoạn nhiệt ẩm

Khi tới tầng cao khí quyển, khơng khí có nhiệt độ thấp, lượng nước khơng khí nhỏ, nhiệt lượng toả ngưng kết nhỏ Sự giảm nhiệt

độ lên cao khơng khí ẩm gần giảm nhiệt độ khơng khí khơ Nói cách khác gradien khí áp nhiệt độ thấp gần gradien đoạn nhiệt khơ

Khi khơng khí bão hồ hạ xuống, q trình xảy khác nhau, tuỳ thuộc vào điều kiện khơng khí cịn sản phẩm ngưng kết (các giọt nước, hạt băng) hay sản phẩm rơi hết khỏi khơng khí dạng giáng thủy

Nếu khơng khí khơng cịn sản phẩm ngưng kết bắt đầu hạ xuống nhiệt

độ tăng, trở thành khơng khí chưa bão hồ

nhiệt hố tăng nhiệt độ khơng khí hạ xuống thấp giảm bớt, kết

là khơng khí bão hồ toàn sản phẩm ngưng kết chưa chuyển sang trạng thái Nhiệt độ khơng khí tăng theo định luật đoạn nhiệt ẩm, nghĩa không tăng 1°C/100m, mà tăng đại lượng nhỏ

Thông thường, biến đổi nhiệt độ coi gần đoạn nhiệt trường hợp

đó q trình biến đổi nhiệt độở khu vực mây gần hình 2.5

Từ mặt đất đến mực ngưng kết chân mây nhiệt độ khối khí khơ chưa bão hồ

giảm theo định luật đoạn nhiệt khô, nghĩa giảm 1°C/100m, tương tự theo đường đoạn nhiệt khô giản đồđoạn nhiệt Mực ngưng kết mực khơng khí bão hoà ngưng kết di chuyển lên cao nhiệt độ khơng khí giảm Trên giản đồ thiên khí (Hình 2.5) mực ngưng kết mực đường đoạn nhiệt khô từ điểm ban đầu mặt đất có nhiệt độ T gặp

đường độẩm riêng cực đại qua điểm có điểm sương TDở mặt đất Từ mực ngưng kết (chân mây) đến đỉnh mây nhiệt độ giảm theo định luật đoạn nhiệt ẩm nghĩa giảm khoảng 0,66°C/100m Từđỉnh mây lên cao mực 0°C khơng cịn nước khơng khí nhiệt độ lại giảm gần theo định luật đoạn nhiệt khô, nghĩa giảm gần 1°C/100m Quá trình chuyển động thăng làm giảm nhiệt độ khơng khí thường xẩy khơng khí gặp khối núi hay front, mặt ngăn cách khối khí nóng lạnh sườn núi đón gió chế chủ yếu hình thành mây

2.3.3 Quá trình đoạn nhiệt giả

Do ảnh hưởng địa hình khơng khí thổi ngang dãy núi chịu trình biến đổi nhiệt độđoạn nhiệt đặc biệt gọi trình đoạn nhiệt giả Ta hình dung ban đầu khối khơng khí ẩm chưa bão hồ bốc lên cao sườn đón gió từ mặt đất đến mực ngưng kết tiếp tục bốc lên cao, khơng khí tạo nên mây (tập hợp sản phẩm ngưng kết, giọt nước) Nếu ta giả thiết toàn nước tạo ngưng kết rơi hết khỏi khối khơng khí xuống mặt đất dạng giáng thủy khối khí lại trở thành khối khí khơ chưa bão hồ nước Khi chuyển động xuống sang phía sườn khuất gió, nhiệt độ khối khí lại tăng theo q trình đoạn nhiệt khơ, nghĩa tăng gradien thẳng đứng nhiệt độ 1°C/100m Tại sườn khuất gió khơng khí có nhiệt độ lớn so với sườn đón gió nhiều độ ẩm khơng khí nhỏ gây nên thời tiết khơ nóng Q trình xảy nhiều nơi giới

được gọi tượng phơn, nhưđược mơ tả chi tiết phần gió địa phương (Chương 6) Hiện tượng thường xảy Việt Nam liên quan với tương tác dãy núi Tây Bắc Trường Sơn với gió tây tây nam vào đầu mùa hè gọi gió tây khơ nóng

2.3.4 Nhiệt độ vị

Giả thiết ởđộ cao khí phần tử khí có khí áp p nhiệt độ T Nếu phần tử khí hạ xuống theo q trình đoạn nhiệt khơ đến mực có khí áp p0

nhiệt độ biến đổi theo phương trình Poatson Nhiệt độ mực phần tử khí hạ tới tính theo cơng thức Poatson dạng

ở T nhiệt độ phân tử cịn z độ cao hạt khí tính hectomet xuống thấp 100m nhiệt độ khơng khí tăng lên 1°C

Nhiệt độ vị nhiệt độ có phần tử khí hạ đoạn nhiệt tới mực 1000mb,

vậy đại lượng phụ thuộc vào khí áp Dùng nhiệt độ vị ta so sánh trạng thái nhiệt khối khí độ cao khác Khi tính nhiệt độ vị dường ta hạ

chúng xuống mực 1000mb

Nếu khơng khí biến đổi trạng thái theo định luật đoạn nhiệt khơ, nhiệt độ vị

khơng đổi đường đoạn nhiệt khơ đường đẳng nhiệt độ vị Chỉ bắt đầu có tượng ngưng kết toảẩn nhiệt, nhiệt độ vị tăng

2.3.5 Sự phân bố thẳng đứng nhiệt độ

Trong (2.30) ta mô tả biến đổi nhiệt độ khối khí định nâng lên hay hạ xuống đoạn nhiệt Cần phân biệt biến đổi nhiệt độ “cá thể” với phân bố

thẳng đứng nhiệt độ khí nói

Nhiệt độ khí phân bố khác theo chiều cao Sự phân bố không theo quy luật đơn giản đường biểu diễn phân bố nhiệt độ khí có chiều dày khơng phải đường cong hình học đơn giản Chỉ số trường hợp ta so sánh gần đường biểu diễn với đường cong Gradien thẳng đứng nhiệt độ – dT/dz, nghĩa biến đổi nhiệt độ khí ứng với đơn vịđộ

cao, thường 100m, cho ta khái niệm phân bố nhiệt độ theo chiều cao Vì trước đạo hàm có dấu âm, nên trường hợp nhiệt độ giảm thông thường theo chiều cao, nghĩa với giá trịdT âm dz dương, gradien đại lượng dương

Gradien thẳng đứng nhiệt độ biến đổi giới hạn tương đối lớn Trong phần tầng đối lưu nghĩa tầng 10km thuộc miền ôn đới 15km thuộc miền nhiệt đới, gradien thẳng đứng nhiệt độ trung bình 0,6°C/100m, lớp khơng khí vài trăm mét sát mặt đất đốt nóng gradien tăng lên 1°C/100m, lớp mỏng mặt thổ nhưỡng đốt nóng lớn nhiều lần (tới 500°C/100m) hay gradien siêu đoạn nhiệt Có trường hợp nhiệt độ

khơng khí khơng giảm theo chiều cao mà lại tăng, người ta gọi phân bố nhiệt

độ nghịch nhiệt, gradien thẳng đứng nhiệt độ rõ ràng có dấu âm Hiện tượng nghịch nhiệt thường thấy vào ban đêm lớp khơng khí sát mặt đất, song thường thấy độ cao khác khí tự Nếu nhiệt độ lớp khơng khí theo chiều cao không biến đổi, nghĩa gradien thẳng đứng nhiệt độ 0, người ta gọi trạng thái lớp khí trạng thái đẳng nhiệt Trong tầng khơng khí từ 10 – 15km, đến khoảng 50km, phân bố thẳng đứng nhiệt độ tính trung bình có đặc tính

đẳng nhiệt hay nghịch nhiệt

Nếu nhiệt độ phân tử biến đổi theo chiều cao, nói chung nhiệt độ vị biến đổi, song trường hợp nhiệt độ phân tử theo chiều cao giảm 1°C/100m, nhiệt độ vị

theo chiều cao không đổi

Chỉ trường hợp đặc biệt gradien nhiệt độ thẳng đứng phân tử lớn 1°C/100m nhiệt độ vị giảm theo chiều cao Nhiệt độ vị giảm nhanh gradien nhiệt độ vị lớn 1°C/100m Trong lớp đẳng nhiệt, nhiệt độ vị theo chiều cao tăng 1°C/100m Trong lớp nghịch nhiệt nơi nhiệt độ phân tử tăng theo chiều cao, nhiệt độ vị tăng nhanh

2.4 GIA TỐC ĐỐI LƯU

Chuyển động đối lưu khí chủ yếu có tính rối, xáo trộn khơng có trật tự khơng khí Tuy nhiên, gradien nhiệt độ thẳng đứng gần gradien đoạn nhiệt chuyển động trở nên có xếp hơn, trở thành đối lưu tập hợp dịng khí theo chiều thẳng

đứng, tốc độ kể tới 10 – 20 m/s , mây cho mưa đá tốc độ dịng khí có thiết diện lớn hơn, dòng thẳng đứng mây đối lưu chí tới 30 – 50m/s

Tuy nhiên, khơng thể khẳng định có mặt dịng khí liên tục mặt

đất tầng cao khí Q trình có tính rối xong kích thước yếu tố lớn tăng theo chiều cao Theo chiều thẳng đứng đối lưu ngày khơng khí xung quanh vào làm phức tạp thêm chếđối lưu

Ta xem xét đối lưu dạng lý tưởng đơn giản Ta coi tham gia vào chuyển

động đối lưu lượng khơng khí định phần tử khí thăng lên hay giáng xuống mà khơng xáo trộn với khơng khí xung quanh Ta tìm phương trình tính gia tốc phần tử

khí

Tác động lên phần tử khí di chuyển theo chiều thẳng đứng trọng lực hướng xuống phía dưới, lực gradien khí áp theo chiều thẳng đứng hướng lên Ta viết phương trình chuyển

động thẳng đứng phần tử khí cách cân lực quán tính thể qua gia tốc d z22

dt

và tổng hai lực nói tương ứng với đơn vị khối lượng

2

1 i

d z dp

g

dz

dt = − −δ (2.31)

Trong khí xung quanh tn theo phương trình tĩnh học

1 a dp g dz δ

= − ; a

dp g dz = − δ ,

ở δa mật độ khơng khí, khác với mật độ phần tử khơng khí di chuyển thẳng đứng δi

Từđó, 22 a i

i d z g dt δ δ δ −

= , (3.32)

2

i a

i

T T

d z g

T dt

−

= −

Ta thấy gia tốc chuyển động thẳng đứng phần tử khí – gia tốc đối lưu phụ thuộc vào hiệu nhiệt độ tuyệt đối khơng khí chuyển động mơi trường xung quanh Khi nhiệt độ gần 273OK nghĩa 0OC hiệu nhiệt độTi – Ta = 1OC, gia tốc đối lưu gần cm/s

Nếu hiệu Ti – Tadương gia tốc đối lưu dương phần tử khí thăng lên

Thực tế, cần đánh giá khả phát triển trường hợp phân bố thẳng đứng nhiệt

độ khí bảo đảm trì hiệu Ti – Ta Nếu ban đầu có hiệu Ti – Ta để trì hiệu theo chiều cao với gradien γ = γd =1OC / 100m Đối lưu trì theo chiều cao khơng tăng cường theo chiều cao khí có tầng kết phiếm định

Nếu gradien thẳng đứng nhiệt độ khơng khí nhỏ gradien đoạn nhiệt khơ (γ < γd) hiệu nhiệt độ ban đầu (Ti – Ta) theo chiều cao giảm Khi gia tốc đối lưu giảm, đến độ cao (Ti – Ta) = 0, chuyển động thẳng đứng phần tử khí dừng lại khí có tầng kết ổn định Nếu γ > γd chuyển động thẳng đứng, thăng hay giáng hiệu nhiệt độ (Ti –

Ta) tăng gia tốc đối lưu tăng, khí có tầng kết bất ổn định

Đối với khơng khí bão hồ nước, nước phần tử khí ngưng kết giải phóng tiềm nhiệt 600cal/g, lượng nhiệt đốt nóng phần tử khí nên làm giảm gradien nhiệt

độ theo chiều thẳng đứng, nghĩa giảm nhiệt độ 1OC / 100m mà giảm 0.8OC/100m chẳng hạn Lượng ẩm phần tử khí lớn sự giảm nhiệt độ lên cao

100 gradien đoạn nhiệt ẩm nhỏ gradien đoạn nhiệt khơ

Tương tự, q trình đoạn nhiệt ẩm ta có tầng kết phiếm định ẩm γ = γw, tầng kết bất ổn định γ > γw cuối cùng, tầng kết ổn định γ < γw

Như vậy, đối lưu phát triển mạnh khí có tầng kết bất ổn định khô (dưới mực ngưng kết) bất ổn định ẩm (phía mực ngưng kết) tạo điều kiện cho mây đối lưu phát triển Đối lưu bị cản trở trường hợp tầng kết ổn định khô hay ẩm đối lưu trì tầng kết phiếm định Thực tế, đám mây tích ln hệ thống biến đổi, phần mây bốc tan đi, phần mây khác lại hình thành Nếu trình hình thành mạnh hơn, mây phát triển ngược lại

2.5 TRAO ĐỔI RỐI

Chuyển động rối (cịn gọi loạn lưu) kể cảđối lưu có xếp gây nên xáo trộn khơng khí mạnh, theo chiều thẳng đứng Sự xáo trộn lớn gấp ngàn lần xáo trộn phân tử khuếch tán

Ta biết, q trình rối khơng phải phân tử riêng biệt, mà yếu tố

loạn lưu lớn nhiều, chuyển động xáo trộn

lượng, V tốc độ) tham gia vào trình trao đổi loạn lưu, trình trao

đổi rối xảy sựđiều hồ tốc độ gió theo chiều thẳng đứng Kết khí ngồi ma sát phân tử (nhớt phân tử), cịn có ma sát rối mạnh gấp ngàn lần Trong chương nói rõ vấn đề

Trong q trình trao đổi rối, thực thể (tạp chất thâm nhập vào khơng khí hay tính chất chúng) lan truyền theo hướng giảm nghĩa theo hướng gradien thẳng đứng chúng Lượng nước bụi thông thường giảm theo chiều cao, vận chuyển rối thực thể thường hướng lên Động lượng truyền xuống tốc độ

gió tăng theo chiều cao

Những điều kiện trao đổi rối biểu diễn cơng thức:

S = – A(ds/dz), (2.33)

ởđây S dòng thẳng đứng thực thể s ứng với đơn vị diện tích – nghĩa lượng thực thể chuyển qua đơn vị diện tích đơn vị thời gian; ds/dz gradien thẳng đứng thực thể, nghĩa biến đổi đơn vịđộ dài theo chiều thẳng đứng phía giảm đại lượng A hệ số trao đổi rối chung cho tất thực thể, phụ thuộc vào điều kiện khí đặc tính mặt đất

Vấn đề vận chuyển rối nhiệt độ vị xẩy phức tạp Do tính nén khơng khí biến đổi đoạn nhiệt nhiệt độ chuyển động thẳng đứng, nên ta khơng thể suy đốn hướng vận chuyển nhiệt theo hướng gradien nhiệt độ phân tử Nhiệt

độ vị đặc trưng bảo thủ trạng thái khơng khí q trình đoạn nhiệt khơ Vì phương trình trao đổi nhiệt viết sau:

Q = – Acp(δθ/δ z), (2.34)

ởđây cp tỷ nhiệt đẳng áp khơng khí, θ nhiệt độ vị

Theo cơng thức này, dịng nhiệt thẳng đứng (δθ/δ z) = 0, nghĩa (δ T/δ z) = 1oC/100m

Nếu nhiệt độ vị tăng theo chiều cao, nghĩa gradien nhiệt độ phân tử nhỏ gradien đoạn nhiệt dịng nhiệt hướng xuống

Nếu nhiệt độ vị giảm theo chiều cao, nghĩa gradien nhiệt độ phân tử lớn gradien đoạn nhiệt, dịng nhiệt hướng lên Nhưng điều kiện thực khí nhiệt độ vị thường tăng theo chiều cao, nghĩa gradien nhiệt độ phân tử nhỏ gradien đoạn nhiệt Từđó, ta rút kết luận phần lớn vận chuyển nhiệt rối hướng từ xuống dưới, nghĩa từ khí xuống mặt đất Tuy thực tế ta thấy mặt đất nói chung nóng khơng khí nằm nên thường nhiệt phải truyền từ đất lên cao vào khí từ khí xuống mặt đất Điều có nghĩa truyền nhiệt lên

bắt đầu gradien thẳng đứng nhiệt độ nhỏ 1°C/100m Gradien cân nhiệt

Tất nhiên vào thời gian khác ngày, năm, hướng vận chuyển nhiệt khác Song nhìn chung hướng trình truyền nhiệt từ mặt đất vào khí chiếm ưu

Ta không xét chi tiết nguyên nhân tượng Rất nguyên nhân phân bố không đồng nhiệt độ theo chiều nằm ngang, trình loạn lưu chịu ảnh hưởng lực Acsimet, kết khối khí bốc lên cao phần lớn nóng khơng khí xung quanh, cịn khơng khí lạnh khơng khí xung quanh thường hạ xuống

Điều dẫn đến vận chuyển nhiệt lên cao, chí trường hợp gradien nhiệt độ

nhỏ gradien đoạn nhiệt khơ 2.6 CÁC TẦNG KHÍ QUYỂN

Khí thành tạo số tầng dạng cầu có tâm, khác biệt theo điều kiện nhiệt điều kiện khác Trên hình 2.6 tầng khí phân chia theo khí áp, nhiệt độ theo tính ion hố

Theo tính nhiệt khí chia thành tầng từ lên trên: tầng đối lưu, tầng bình lưu, tầng trung lưu, tầng nhiệt Giữa tầng lớp trung gian; đỉnh tầng đối lưu, đỉnh tầng bình lưu, đỉnh tầng khí Từ mặt đất đến đỉnh tầng bình lưu (khoảng 30km) khí áp giảm rõ rệt đến mức khí áp cịn 1% khí áp mặt đất Tính theo phân bố ion phân tử khí chia thành tầng đồng tầng hỗn hợp

Hình 2.6

Phân tầng khí theo tính nhiệt tầng điện ly 2.6.1 Tầng đối lưu

cao trung bình 0,6°C/100m (trong trường hợp phân bố nhiệt độ theo chiều thẳng đứng biến đổi lớn) Trong tầng đối lưu tập trung tồn lượng nước khí xuất toàn mây Trong tầng này, loạn lưu phát triển mạnh, đặc biệt

ở gần mặt đất dòng chảy xiết phần tầng đối lưu

Độ cao tầng đối lưu nơi Trái Đất biến đổi từ ngày sang ngày khác, chí độ cao trung bình khác vĩ độ khác qua mùa năm Tính trung bình năm, độ cao tầng đối lưu cực khoảng 9km Ở miền ôn đới 10 – 12km, miền nhiệt đới xích đạo 16 – 17km

Nhiệt độ trung bình năm khơng khí gần mặt đất khoảng +26°C xích đạo – 26°C Bắc cực Nhiệt độ tầng đối lưu cực vào mùa đông khoảng – 65°C, cịn vào mùa hè khoảng – 45°C Trên xích đạo nhiệt độ đỉnh tầng đối lưu – 80°C nghĩa ởđộ cao xích đạo lạnh cực Khí áp giới hạn tầng đối lưu tương ứng với độ cao nhỏ khí áp mặt đất chừng – lần Như khối lượng khơng khí khí tập trung tầng đối lưu Những trình xẩy tầng đối lưu có ý nghĩa trực tiếp định thời tiết khí hậu mặt đất

Lớp khơng khí mỏng tầng đối lưu với chiều dày từ vài mét đến vài chục mét tiếp xúc trực tiếp với mặt đất lớp khơng khí sát đất Do sát mặt đất, nên trình vật lý xảy lớp đặc biệt Tại biến đổi nhiệt độ trình ngày đêm

đặc biệt rõ nét, nhiệt độ ban ngày giảm nhanh theo chiều cao, ban đêm nhiệt độ tăng theo chiều cao mặt đất bị phát xạ nhiệt nên có nhiệt độ thấp nhiệt độ khơng khí

Tầng từ mặt đất đến độ cao – 1,5km gọi tầng ma sát, tầng gió yếu so với tầng nằm – gần mặt đất gió yếu

2.6.2 Tầng bình lưu tầng khí

Trên tầng đối lưu đến độ cao 50 – 60km tầng bình lưu Đặc trưng tầng nhiệt

độ trung bình tăng theo chiều cao Lớp chuyển tiếp tầng đối lưu tầng bình lưu gọi

đỉnh tầng đối lưu

Trong mục ta dẫn số liệu nhiệt độđỉnh tầng đối lưu, số liệu đặc trưng cho lớp tầng bình lưu Như vậy, nhiệt độ khơng khí phần tầng bình lưu xích đạo nhỏ, mùa hè nhiệt độ nhỏ cực nhiều

Phần tầng bình lưu nhiều có tính đẳng nhiệt Song từ độ cao khoảng 25km nhiệt

độ tầng bình lưu bắt đầu tăng nhanh theo chiều cao, tới độ cao khoảng 50 km nhiệt

độ đạt tới giá trị cực đại giá trị dương (từ 10°C đến 30°C) Do nhiệt độ tăng theo chiều cao nên loạn lưu ởđây xảy yếu chuyển động khơng khí chủ yếu xảy theo chiều ngang, tầng gọi tầng bình lưu

Một đặc trưng tầng bình lưu tập trung phần lớn lượng ơzơn khí Với ý nghĩa đó, ta cịn gọi tầng bình lưu tầng ơzơn Sự tăng nhiệt độ theo chiều cao tầng bình lưu hấp thụ xạ mặt trời ơzơn

Trên tầng bình lưu tầng khí nằm độ cao khoảng 80km Ở nhiệt độ

theo chiều cao giảm đến vài chục độ

Do nhiệt độ giảm nhanh theo chiều cao, tầng khí tượng loạn lưu phát triển mạnh Tại giới hạn tầng khí giữa, người ta cịn quan trắc thấy mây bạc, dạng đặc biệt mây mặt trời chiếu sáng ban đêm Rất chúng tạo thành hạt băng Khí áp ởđỉnh tầng khí nhỏ mặt đất khoảng 200 lần

vậy tầng đối lưu, tầng bình lưu tầng khí đến độ cao khoảng 80 km tính chung chứa 99.5% tồn khối lượng khí

2.6.3 Tầng ion

Phần khí quyển, nằm tầng khí đặc trưng nhiệt độ

rất cao nên gọi tầng nhiệt Song tầng nhiệt chia làm hai phần: tầng ion (điện ly) tính từ tầng khí đến độ cao khoảng vài nghìn km tầng khí ngồi tầng chuyển tiếp tới “tán” Trái Đất Khơng khí tầng ion lỗng vơ Như phần nói, ởđộ cao 3000 – 7500km, mật độ trung bình khơng khí khoảng 10 – – 10 – 10 g/cm3 Song với mật độđó, cm3 khơng khí ởđộ cao 300km chứa khoảng tỷ phân tử

hay nguyên tử, ởđộ cao 600km lượng lớn 10 triệu lần lượng không gian hành tinh nhiều bậc đại lượng

Tầng ion tên gọi, đặc trưng trình ion hố khơng khí mạnh Như nói trên, lượng ion tầng ion lớn tầng khơng khí ởđây lỗng Phần lớn ion nguyên tử oxy nitơ, phân tử oxy nitơ tích điện điện tử tự Lượng ion ởđộ cao 100 – 400km có khoảng 1015+ – 106 1cm3

đêm chiếu sáng liên tục khơng khí khí quyển, biến thiên lớn từ

trường hay bão từ tầng ion

Q trình ion hố tầng ion xảy tác động xạ cực tím mặt trời Sự

hấp thụ xạ cực tím mặt trời phần tử chất khí khí đặc biệt oxy dẫn tới xuất nguyên tử mang điện điện tử tự nói Sự biến thiên từ trường tầng ion tượng cực quang phụ thuộc vào biến thiên hoạt

động mặt trời Sự biến thiên luồng xạ hạt từ mặt trời tới khí Trái Đất có liên quan với hoạt động mặt trời Chính xạ hạt có ý nghĩa chủ yếu tượng kể tầng ion

Nhiệt độ khí tầng ion tăng theo chiều cao đạt tới giá trị lớn, độ cao khoảng 800km nhiệt độ đạt tới 1000°C Khi nói nhiệt độ cao bất thường tầng ion, người ta muốn lưu ý đến tốc độ chuyển động lớn hạt khí Tuy nhiên, mật độ

khơng khí tầng ion nhỏ, vật nằm tầng ion chẳng hạn vệ tinh không bị đốt nóng q trình trao đổi nhiệt với khơng khí Khi đó, chế độ nhiệt vệ tinh phụ

thuộc vào hấp thụ trực tiếp xạ mặt trời, phản xạ ngồi khơng gian xung quanh thân vệ tinh

2.6.4 Tầng khí ngồi

Những lớp khí cao 800 – 1000km gọi tầng khí ngồi Trong tầng tốc độ chuyển động hạt khí, hạt nhẹ đạt tốc độ lớn khơng khí ởđộ cao lỗng hạt khí bay vịng Trái Đất theo quỹ đạo hình bầu dục mà khơng va chạm với Các hạt khí khơng tích điện có thểđạt tốc độ tới hạn 11,2 km/s Một số chúng chuyển động theo quỹđạo hypecbol bay khỏi khí quyển, khuếch tán “biến mất” vào khơng gian vũ trụ Vì vậy, người ta cịn gọi tầng khí ngồi tầng khuếch tán

Q trình biến vào khơng gian vũ trụ phần lớn xảy với nguyên tử hydro, chất khí chiếm ưu thếở lớp tầng khí ngồi

Nhưng tài liệu quan trắc từ vệ tinh cho thấy hydro bay khỏi tầng khí ngồi tạo nên xung quanh Trái Đất “tán” Trái Đất ởđộ cao khoảng 20000km Tất nhiên, mật độ

chất khí “tán Trái Đất” nhỏ khơng đáng kể ởđây tính trung bình cm3 có khoảng vài nghìn hạt Trong khơng gian hành tinh, độ tập trung hạt (phần lớn proton điện tử) nhỏ hàng chục lần

2.7 CÁC KHỐI KHÍ VÀ FRONT

Trong hồn lưu chung khí (chuyển động dịng khí quy mơ lớn cỡ lục địa biển) khơng khí tầng đối lưu chia thành khối khí nhiều có đặc tính riêng di chuyển từ khu vực sang khu vực khác Trái Đất Kích thước theo chiều ngang khối khí

đến vài nghìn km

Khối khí với nhiệt độ thuộc tính độ ẩm, lượng bụi thuộc tính khác thường mang dấu ấn trung tâm phát sinh chúng, khu vực mà ởđó khối khí hình thành khối khí tồn vẹn tác động mặt đất đồng Tiếp đó, chuyển động

đến khu vực khác chúng mang tới chế độ thời tiết riêng Sự xuất nhiều lần khối khí thuộc hay nhiều loại tạo nên chếđộ khí hậu đặc trưng cho khu vực

Có khối khí với trung tâm phát sinh đới địa lý khác nhau; khối khí

địa lý: Bắc Nam Băng Dương, khối khí cực (hay khối khí miền ơn đới), khối khí nhiệt đới khối khí xích đạo Mỗi loại khối khí kể đặc trưng giá trị

nhiệt độở mặt đất cao, giá trịđộẩm, bụi, tầm nhìn xa,

Tất nhiên, thuộc tính khối khí, trước hết nhiệt độ khơng ngừng biến đổi chuyển động từ khu vực sang khu vực khác, chúng biến đổi tính chất (q trình biến tính tương đối) Q trình biến tính tuyệt đối xảy khối khí địa lý chuyển biến thành khối khí địa lý khác, chẳng hạn khối khí cực chuyển biến thành khối khí nhiệt đới di chuyển xuống miền vĩđộ thấp

Người ta gọi khối khí chuyển động từ mặt đất lạnh đến mặt đất nóng (thường từ vĩđộ cao xuống vĩ độ thấp) khối khí lạnh Trên đường khối khí lạnh gây

đợt lạnh nơi qua Mặt khác, đường khối khí lạnh nóng lên chủ yếu từ phía – từ mặt đất, khối khí lạnh gradien thẳng đứng nhiệt độ lớn, trình đối lưu phát triển kèm theo hình thành mây tích mây vũ tích cho giáng thủy rào Người ta gọi khối khí chuyển động tới mặt đất lạnh (tới vĩđộ cao hơn) khối khí nóng Những khối khí gây tượng nóng lên, song thân chúng lạnh từ phía dưới, tạo nên lớp gradien nhiệt độ thẳng đứng nhỏ Hiện tượng đối lưu không phát triển, mây tầng sương mù chiếm ưu

Ngoài ra, người ta cịn phân biệt khối khí địa phương tồn lâu ởđịa phương Tính chất khối khí địa phương xác định nóng lên lạnh mặt

Chương 3

BỨC XẠ KHÍ QUYỂN

3.1 VỀ BỨC XẠ NÓI CHUNG

Bức xạđiện từ mà sau ta gọi tắt xạ, hình thức đặc biệt vật chất, khác với vật chất thường thấy Trường hợp riêng ánh sáng thấy được, song xạ có tia gamma, tia rơnghen, tia cực tím, tia hồng ngoại, sóng vơ tuyến điện khơng thấy

Bức xạ lan truyền theo nhiều phương từ nguồn phát xạ dạng sóng điện từ với tốc độ

gần 300 000km/s Sóng điện từ dao động truyền khơng gian hay biến thiên có chu kỳ điện từ lực, chúng tạo nên chuyển động điện tích nguồn phát xạ

Tất vật thể có nhiệt độ lớn khơng độ tuyệt đối phát xạ có biến đổi cấu trúc mạng điện trở nguyên tử phân tử, có biến đổi hạt nhân nguyên tử quay phân tử Trong khí tượng người ta thường đề cập tới xạ nhiệt

Đó xạđược xác định nhiệt độ khả phát xạ vật phát xạ Trái Đất nhận xạ nhiệt từ Mặt Trời, đồng thời mặt đất khí phát xạ nhiệt với bước sóng dài Ta biết, sóng vơ tuyến máy phát vơ tuyến điện tạo nên thường có bước sóng từ vài mm đến vài km Bức xạ nhiệt có bước sóng từ vài trăm micron đến vài phần nghìn micron, tức từ vài phần chục đến vài phần triệu mm Tia gamma tia rơnghen cịn có bước sóng ngắn nữa, chúng xạ nhiệt (bức xạ liên quan với trình bên hạt nhân) Người ta đo bước sóng xạ với độ xác lớn chúng biểu diễn đơn vị nhỏ micron nhiều mili micron (mμ) (1 mili micron phần nghìn micron) ăngstrong (Ao) (bằng một phần vạn micron)

Người ta gọi xạ nhiệt với bước sóng từ 0,002 – 0,4μ xạ cực tím Bức xạ không thấy được, nghĩa mắt thường khơng nhận biết Bức xạ với bước sóng từ 0,4 – 0,75μ

là ánh sáng mắt ta nhìn thấy (gọi tắt ánh sáng nhìn thấy) Tia sáng với bước sóng khoảng 0,4mμ tia tím Tia sáng có bước sóng khoảng 0,75μ tia đỏ, tia khác quang phổ có bước sóng trung gian

Bức xạ có bước sóng từ 0,75μđến vài phần trăm m xạ hồng ngoại, xạ cực tím, xạ hồng ngoại khơng nhìn thấy

Trong khí tượng, người ta qui định chia xạ sóng ngắn xạ sóng dài Bức xạ

sóng ngắn xạ có bước sóng khoảng 0,14μ Ngoài ánh sáng thấy được, xạ

sóng ngắn cịn bao gồm xạ hồng ngoại xạ cực tím có bước sóng gần bước sóng ánh sáng thấy Khoảng 99 % xạ mặt trời xạ sóng ngắn Bức xạ sóng dài bao gồm xạ mặt đất xạ khí với bước sóng từ đến 100 – 200μ

dạng lượng khác, chủ yếu thành nhiệt Như xạ nhiệt đốt nóng vật mà truyền tới Trong vật lý học có định luật xạ nhiệt định luật phát xạ Kirsof, Stephan - Boltzmann, Planck, Vin Chẳng hạn, theo định luật Stephan - Boltzmann lượng phát xạ tăng tỉ lệ thuận với luỹ thừa bậc bốn nhiệt độ tuyệt đối nguồn phát xạ Theo định luật Planck, phân bố lượng phổ xạ nghĩa theo bước sóng, phụ thuộc vào nhiệt độ vật phát xạ

Theo định luật Vin, bước sóng ứng với lượng cực đại tỉ lệ nghịch với nhiệt độ tuyệt

đối vật phát xạ Điều có nghĩa với tăng nhiệt độ giá trị cực đại lượng chuyển dịch phía xạ có bước sóng ngắn

Những định luật vừa nêu áp dụng cho vật đen tuyệt đối, vật hấp thụ hoàn toàn xạ thân phát xạ cực đại nhiệt độ định Song chúng áp dụng gần

đúng tất vật với giá trị hiệu đính định

Một số vật trạng thái đặc biệt phát xạ với lượng lớn với bước sóng khơng tương ứng với nhiệt độ chúng Chẳng hạn, ánh sáng thấy phát xạ nhiệt độ thấp mà nhiệt độ vật chất thường khơng phát sáng Bức xạ khơng tn theo

định luật phát xạ nhiệt, gọi phát sáng liên tục Để phát sáng liên tục, vật phải hấp thụ lượng định chuyển sang trạng thái kích động giàu lượng trạng thái bình thường vật chất Khi vật chất trở trạng thái bình thường từ

trạng thái kích động, phát sáng liên tục xuất

Hiện tượng cực quang phát sáng ban đêm bầu trời phát sáng liên tục

Danh từ xạ dùng tượng hoàn toàn khác xạ hạt, dịng hạt vật chất tích điện, phần lớn proton điện tử chuyển động với tốc độ lớn đến vài trăm km/s, song nhỏ tốc độ ánh sáng nhiều

Năng lượng xạ hạt trung bình nhỏ lượng xạ mặt trời 107 lần, biến thiên lớn theo thời gian tuỳ thuộc vào trạng thái vật lý Mặt Trời, tức phụ

thuộc vào hoạt động Mặt Trời

Bức xạ hạt không lan xuống độ cao 90 km Tiếp sau chương chủ

yếu nói đến xạ nhiệt

3.2 CÁC THÀNH PHẦN CÂN BẰNG NHIỆT VÀ CÂN BẰNG BỨC XẠ CỦA TRÁI ĐẤT

Bức xạ mặt trời nguồn lượng xạ thực tế nguồn nhiệt mặt đất khí Bức xạ phát từ mặt trăng không đáng kể so với xạ

mặt trời Lượng nhiệt phát từ lòng Trái Đất phía mặt đất khí khơng đáng kể

được đốt nóng lại phát xạ hồng ngoại (bức xạ sóng dài khơng nhìn thấy được) Khi phát xạ hồng ngoại ngồi khơng gian vũ trụ, mặt đất khí lạnh

Thực tế cho thấy nhiệt độ trung bình năm mặt đất khí điểm Trái Đất từ năm qua năm khác biến thiên Qua thời kỳ lịch sử,

biến thiên nhỏ rõ ràng có xu tăng hay giảm chúng dao động gần trị số

trung bình Như vậy, xét khoảng thời gian tương đối dài, ta nói Trái Đất

ở trạng thái cân nhiệt, tức lượng nhiệt thu cân với lượng nhiệt Nhưng Trái Đất (bao gồm khí quyển) nhận nhiệt lượng cách hấp thụ xạ mặt trời nhiệt phát xạ, nên ta kết luận Trái Đất trạng thái cân xạ, nghĩa xạđến Trái Đất cân với xạ ngồi khơng gian vũ trụ

3.2.1 Thành phần phổ xạ mặt trời

Trên hình 3.1 phân bố lượng phổ xạ mặt trời giới hạn khí Phần phổ với bước sóng từ 0,1 đến 4μm bao gồm 99% toàn lượng xạ mặt trời Bức xạ với bước sóng nhỏ hay lớn kể tia rơnghen sóng vơ tuyến

điện chiếm 1% lượng lại Phần ánh sáng thấy chiếm khoảng phổ hẹp có bước sóng từ 0,4 đến 0,75μm

Song ởđây bao gồm gần nửa toàn lượng xạ mặt trời (44%) Các tia hồng ngoại (hồng ngoại gần hồng ngoại xa) chiếm lượng gần (trên 48%) lại 7% lượng tia cực tím, tia khác chiếm 1%

Hình 3.1

Phân bố lượng phổ xạ mặt trời trước tới khí sóng khác (vi sóng, sóng radio, sóng truyền hình) Số đường cong phần trăm so với lượng mặt trời khoảng phổ

Ta xác định phân bố lượng phổ lượng mặt trời trước tới khí cách ngoại suy kết quan sát mặt đất Gần đây, người ta thu

được kết quan trọng nhờ dùng tên lửa vệ tinh

Sự phân bố tương đối phù hợp với phân bố lý thuyết lượng phổ

3.2.2 Cường độ trực xạ mặt trời

Người ta gọi xạ tới mặt đất trực tiếp từđĩa Mặt Trời xạ trực tiếp – trực xạ Mặt Trời, khác với xạ khuếch tán – tán xạ xạ truyền từ Mặt Trời tới khí bị

khí khuếch tán tới mặt đất theo nhiều hướng từ toàn thể bầu trời

Do kích thước Trái Đất nhỏ so với khoảng cách từ Trái Đất đến Mặt Trời nên trực xạ

tới mặt đất dạng chùm tia song song, dường xuất phát từ vô (Hìmh 3.2)

Hình 3.2

Tia xạ thẳng đứng xiên so với mặt đất

Thông lượng xạ trực tiếp tới mặt đất hay tới mực khí đặc trưng cường độ xạ I, lượng xạ tới đơn vị thời gian (1 phút) đơn vị diện tích (1 cm2) đặt vng góc với tia

Đại lượng gọi thông lượng xạ hay mật độ thông lượng xạ

Các tia Mặt Trời nhận lượng xạ cực đại điều kiện định Một đơn vị

diện tích mặt ngang nhận lượng xạ mặt trời nhỏ hơn:

'

sin

I =I h, (3.1)

ởđây h độ cao Mặt Trời Thực vậy, diện tích nằm ngang nhận lượng xạI's' lượng xạIsđi tới diện tích sđặt vng góc với tia sáng:

' '

I s =Is (3.2)

Nhưng diện tích s liên quan với diện tích s' AC liên quan với AB; từđó

'

'

sin

AB

I I

AC

I I h

= =

(3.3)

Rõ ràng I' = I mặt trời thiên đỉnh, trường hợp khác, I' nhỏ

I Người ta thường gọi thông lượng trực xạ Mặt Trời mặt ngang cường độ nắng hay nắng

Người ta gọi cường độ xạ mặt trời trước tới khí (người ta cịn nói: "ở giới hạn khí quyển" hay "khi khơng có khí quyển") số mặt trời Từ "hằng số" có ý nói đại lượng khơng phụ thuộc vào hấp thụ khuếch tán khí quyển, nói cách khác, số mặt trời xạ khơng chịu ảnh hưởng khí Như vậy, số mặt trời phụ thuộc vào khả phát xạ mặt trời khoảng cách Trái

Đất Mặt Trời

Hình 3.3

Quỹđạo quay Trái Đất xung quanh Mặt Trời năm tia mặt trời tới Trái Đất

Trái Đất quay quanh Mặt Trời theo quỹđạo bầu dục kéo dài Mặt Trời nằm tiêu cự quỹđạo (Hình 3.3)

Trên hình 3.3 biểu diễn vị trí Trái Đất quỹđạo chuyển động Mặt Trời xung quanh Trái Đất năm góc nghiêng tia Mặt Trời phần Trái Đất năm trình ngày đêm Vào đầu tháng 1, Trái Đất gần Mặt Trời (với khoảng cách 147 triệu km) vào đầu tháng Trái Đất xa Mặt Trời (với khoảng cách 152 triệu km)

Vì cường độ xạ mặt trời biến thiên tỉ lệ nghịch với bình phương khoảng cách, nên trị số số mặt trời năm biến đổi khoảng +3,5% Theo kết xác định vệ tinh với khoảng cách trung bình từ Trái Đất đến Mặt Trời, số mặt trời gần 2,00 ± 0,04 cal/cm2 phút Song theo qui định quốc tế giá trị số mặt trời 1.98 cal/cm2 phút

Hằng số mặt trời thời đại lịch sử, thời đại địa chất biến đổi không vượt 3% độ xác xác định số mặt trời

Tại giới hạn khí quyển, phần nửa Trái Đất chiếu sáng phút nhận

được lượng xạ mặt trời tích số mặt trời với diện tích vịng lớn Trái

Trung bình centimet vng mặt đất năm nhận 2,6.1015cal Để

nhận lượng nhiệt vậy, phương pháp nhân tạo ta phải đốt 400 nghìn than đá Tồn trữ lượng than đá có Trái Đất thông lượng xạ mặt trời tới Trái Đất 30 năm Trong 1,5 ngày đêm mặt trời cung cấp cho Trái Đất lượng lượng tất nhà máy điện giới cung cấp suốt năm

Tuy vậy, xạ mặt trời tới Trái Đất nhỏ phần hai tỉ toàn xạ phát từ Mặt Trời

Mặc dù thường xuyên lượng xạ lớn, rõ ràng nhiệt độ mặt trời khơng giảm Điều lượng xạ bù lại lượng giải phóng phản ứng nhiệt phân biến hydro thành hêli xảy trung tâm Mặt Trời nhiệt

độ áp suất cao

3.2.4 Sự biến đổi xạ mặt trời khí mặt đất

Khi qua khí xạ mặt trời bị chất khí khí tạp chất khuếch tán phần chuyển thành tán xạ Một phần xạ mặt trời phân tử chất khí khí tạp chất hấp thụ biến thành nhiệt đốt nóng khí

Phần trực xạ khơng bị khuếch tán hấp thụ khí thẳng tới mặt đất, phần bị mặt đất phản hồi phần lớn bị mặt đất hấp thụ đốt nóng nó; phần tán xạ

cũng tới mặt đất, phần lại phản hồi phần đốt nóng mặt đất Một phần khác tán xạ lên phía vào khoảng khơng gian hành tinh Do trình hấp thụ khuếch tán xạ khí quyển, trực xạ tới mặt đất biến đổi so với tới giới hạn khí Cường độ xạ giảm đi, thành phần phổ biến đổi, tia xạ có bước sóng khác bị khí hấp thụ khuếch tán khác

Trong điều kiện thuận lợi nhất, nghĩa Mặt Trời lên cao khơng khí nhất, ta có thểđo cường độ trực xạ mặt biển khoảng 1,5 cal/1cm2 phút Ở vùng núi độ cao – 5km, cường độ trực xạđạt tới 1,7 cal/cm2 phút hay Mặt Trời gần đường chân trời độ dày tầng khơng khí mà tia xạ qua lớn, cường độ

trực xạ gần tới không

3.2.5 Sự hấp thụ xạ mặt trời khí

Mặt đất liên tục hấp thụ xạ mặt trời sóng ngắn liên tục phát xạ hồng ngoại Nếu phần hấp thụ xạ mặt trời phần xạ hồng ngoại Trái Đất đạt trạng thái cân xạ nhiệt độ trung bình trạng thái nhiệt độ cân xạ Nhiệt độ

Theo định luật Kirsop, chất khí hấp thụ phát xạ với cường độ khoảng bước sóng Trong khí có lượng xạ mặt trời không lớn bị hấp thụ (chỉ khoảng 15%), chủ yếu phần hồng ngoại phổ Quá trình hấp thụ có tính chất chọn lọc; chất khí khác hấp thụ xạ với mức độ khác phần khác phổ (Hình 3.4)

Nitơ hấp thụ xạ với bước sóng ngắn phần cực tím phổ Năng lượng xạ mặt trời phần phổ nhỏ hấp thụ nitơ thực tế không

ảnh hưởng đến cường độ xạ mặt trời Phân tử oxy hấp thụ tia cực tím xạ mặt trời với bước sóng nhỏ 0,2μm

Hình 3.4

Sự hấp thụ xạ chất khí khí

Phía độ cao xạ hồng ngoại hấp thụ nước khí cacbonic (CO2),

hai chất khí hấp thụ xạ nhìn thấy Hơi nước hấp thụ xạ hồng ngoại khoảng bước sóng – 8μm 12μm, cacbonic (CO2) hấp thụ xạ hồng ngoại gần bước

sóng 4μm bước sóng dài 13μm Cả nước khí cacbonic (CO2) khơng hấp

Trái Đất có nhiệt độ trung bình 288oK phát xạ sóng dài phần phổ hồng ngoại với bước sóng – 25μm Phần lớn lượng xạ phát nước CO2 có

nhiều phần tầng khí hấp thụ Những chất khí chuyển lượng thành động chia sẻ động cho chất khí xung quanh hấp thụ xạ hồng ngoại khí nitơ ơxy Kết lượng làm tăng nhiệt độ lớp khơng khí Nếu khơng có nước CO2 nhiệt độ cân xạ (nhiệt độ

phụ thuộc vào cân xạ địa phương) Trái Đất 18oC 33oC thấp nhiệt độ Đặc tính nước CO2 khí khác mêtan, oxide nitơ

(N2O) tương tự tính chất kính nhà kính Nhà kính cho xạ nhìn thấy vào

ngăn xạ hồng ngoại ngồi Chính người ta gọi hiệu ứng ngăn giữ xạ

hồng ngoại nước CO2 chất khí nêu hiệu ứng nhà kính khí

quyển

Mây ban đêm tăng cường hiệu ứng nhà kính khí hấp thụ xạ hồng ngoại hấp thụ xạ nhìn thấy Mây cịn hấp thụ xạ có bước sóng – 11μm

đóng cửa sổ khí Kết mây làm cho nhiệt độ lớp khơng khí sát đất tăng lên vào ban đêm giảm vào ban ngày

3.2.6 Sự khuếch tán xạ mặt trời khí

Ngồi hấp thụ, trực xạ đường xun qua khí cịn giảm yếu bị khuếch tán giảm yếu lớn giảm yếu hấp thụ Quá trình khuếch tán biến đổi phần trực xạ có hướng lan truyền định thành xạ lan theo hướng

Quá trình khuếch tán xảy môi trường không đồng mặt quang học, nghĩa môi trường mà số khúc xạ biến đổi từ điểm tới điểm khác Khơng khí khí chứa hạt tạp chất nhỏ thể rắn thể lỏng giọt nước, hạt băng hay nhân ngưng kết, hạt bụi môi trường không đồng Ngay khơng khí khơng có tạp chất môi trường quang học không đồng Vì khơng khí chuyển động nhiệt phân tử, nên ln ln xảy q trình dãn ra, nén lại biến đổi nhiệt độ

Vì vậy, gặp phần tử hạt vật chất khí quyển, tia mặt trời bị lệch khỏi hướng lan truyền thẳng bị khuếch tán Bức xạ lan truyền từ hạt khuếch tán lan truyền từ nguồn phát xạ

Trong khí quyển, khoảng 25% lượng xạ mặt trời chuyển thành tán xạ Thực khoảng 2/3 lượng tán xạ đến mặt đất Song dạng xạđặc biệt, khác nhiều so với trực xạ

Một tán xạ tới mặt đất từđĩa mặt trời mà tồn từ bầu trời Vì vậy, người ta không đo tán xạ mặt phẳng ngang Ta gọi cường độ tán xạ thơng lượng tán xạ tính calo đến cm2 diện tích mặt phẳng ngang phút Hai tán xạ khác với trực xạ thành phần phổ tia xạ có bước sóng khác tán xạ biến đổi lệch

Theo định luật Rơlây, khơng khí sạch, q trình khuếch tán phân tử chất khí với kích thước phân tử lớn gấp 10 lần độ dài bước sóng ánh sáng, q trình khuếch tán tỉ lệ nghịch bậc bốn độ dài bước sóng tia bị khuếch tán

iλ = ⎜ ⎟⎛λa4 ⎞Iλ

⎝ ⎠ , (3.4)

ởđây Iλ cường độ trực xạ với bước sóng λ iλ cường độ tán xạ có bước sóng, a hệ số tỉ lệ

Do bước sóng tia đỏ dài gần gấp đơi bước sóng tia tím nên phân tử khí khuếch tán yếu 16 lần so với tia tím Các tia hồng ngoại bị khuếch tán với mức độ khơng đáng kể, tia sóng ngắn phần phổ thấy tán xạ, tức tia tím xanh, có lượng lớn so với tia màu da cam, tia đỏ tia hồng ngoại

Trong phổ trực xạ mặt đất phần tia vàng, xanh mạ phần nhìn thấy (thị

phổ) có lượng cực đại, cịn tán xạ lượng phần cực đại phần tia xanh Cần nói thêm khác với trực xạ, tán xạ phân cực phần mức độ phân cực xạ đến từ phần bầu trời khác không

Nếu hạt có đường kính lớn 1,2μm khơng cịn xảy tượng khuếch tán mà xảy tượng phản hồi Khi xạ bị phản hồi hạt bị phản hồi từ

các gương nhỏ theo nhiều hướng khác (theo định luật góc phản xạ góc tới) khơng có biến đổi thành phần phổ

3.3 NHỮNG HIỆN TƯỢNG LIÊN QUAN VỚI SỰ KHUẾCH TÁN BỨC XẠ

3.3.1 Sự biến đổi mầu bầu trời

Màu bầu trời màu khơng khí gây nên khuếch tán tia mặt trời xuyên qua nó: nước, khơng khí suốt nhìn qua lớp mỏng

Song với độ dày tồn khí quyển, khơng khí có màu xanh da trời, nước với độ dày vài mét có màu xanh mạ, màu xanh khơng khí thấy ta nhìn lên bầu trời nhìn vật xa Những vật dường nhưđược bao phủ khói màu xanh da trời Theo chiều cao với giảm mật độ khơng khí, tức giảm lượng hạt khuếch tán, màu bầu trời trở nên tối biến dần thành màu xanh thẫm,

ở tầng bình lưu thành màu tím đen

bằng lớp mù màu trắng hay xám khơng xanh da trời Mây tia sáng mặt trời chiếu nên có màu trắng

Q trình khuếch tán biến đổi màu tia sáng thẳng từ mặt trời Do bị khuếch tán, lượng tia mặt trời có bước sóng ngắn phần thấy phổ, tức tia xanh tím, giảm nhiều, tia sáng mặt trời trực tiếp không bị khuếch tán, trở

nên có màu vàng Đĩa mặt trời sáng trở nên vàng xuống gần đường chân trời, nghĩa đường tia sáng qua khí dài khuếch tán lớn

Sự khuếch tán xạ mặt trời khí tạo nên ánh sáng khuếch tán ban ngày Nếu khí Trái Đất có ánh sáng nơi có tia sáng trực tiếp từ

mặt trời hay tia mặt trời bị mặt đất vật phản hồi

Song có ánh sáng khuếch tán, tồn khí ban ngày nguồn phát sáng Vì ban ngày, nơi tia mặt trời không trực tiếp mặt trời bị lấp sau mây có ánh sáng Do chứa nhiều lượng tia xanh, nên ánh sáng khuếch tán trắng ánh sáng trực tiếp từđĩa mặt trời

3.3.2 Hồng bình minh

Buổi chiều sau Mặt Trời lặn, trời khơng tối Khi bầu trời, phần đường chân trời nơi Mặt Trời lặn sáng toả xạ khuếch tán tới mặt đất với cường độ yếu dần Tương tự buổi sáng bầu trời sáng dần toả ánh sáng khuếch tán trước Mặt Trời mọc

Hiện tượng chưa tối hẳn gọi hồng bình minh Nguyên nhân tượng Mặt Trời chiếu sáng tầng cao khí quyển, nằm đường chân trời

Hồng thiên văn tiếp tục đến Mặt Trời hạ xuống đường chân trời góc 18o, trời tối đến mức quan sát mờ Bình minh Mặt Trời có vị trí đường chân trời tương tự Phần đầu hồng hay phần cuối bình minh thiên văn bắt đầu Mặt Trời không xuống q đường chân trời góc 18o gọi hồng bình minh theo ý nghĩa thơng dụng

Thời gian kéo dài hồng bình minh thiên văn biến đổi theo vĩđộ thời gian năm Ở miền ơn đới, bình minh hồng kéo dài đến hai giờ, miền nhiệt đới ngắn hơn, xích đạo kéo dài

Mùa hè miền vĩđộ cao, Mặt Trời hồn tồn khơng hạ xuống đường chân trời hay hạ xuống không nhiều Nếu Mặt Trời hạ xuống đường chân trời góc 18o, trời khơng tối hồn tồn hồng nối liền với bình minh Hiện tượng gọi

đêm trắng

thường quan sát thấy tượng đối rạng đơng có kèm theo biến đổi màu chủ yếu đỏ

thắm tím pha đỏ

Sau Mặt Trời lặn, ởđây thường xuất bóng Trái Đất, bóng lớn dần theo chiều cao phía thành hình quạt màu xám pha xanh da trời Hiện tượng rạng đông xảy ánh sáng bị khuếch tán hạt nhỏ bị nhiễu xạ hạt lớn

3.3.3 Sự biến đổi lớn nhiệt độ khơng khí

Theo chiều cao, lớp sát đất tạo thành lớp khí với mật độ khác Tia sáng qua bị phản hồi lớp khơng khí gây nên tượng ảo ảnh Cây hình 3.5 khơng thể mọc ngược Tia sáng phản chiếu qua lớp không khí nóng mặt cát sa mạc làm cho ta có cảm tưởng từ phía đất vậy, ta thấy lộn ngược, khác với nhìn trực tiếp

Hình 3.5

Ảo ảnh lộn ngược sa mạc cát nóng 3.3.4 Tầm nhìn xa

Những vật xa khơng nhìn rõ vật gần khơng kích thước thấy chúng giảm Thậm chí vật lớn khoảng cách so với người quan sát trở nên khó phân biệt, khí qua vật rõ thường vẩn đục,

vẩn đục q trình khuếch tán ánh sáng khí gây nên Dễ hiểu độ vẩn đục tăng lượng tạp chất khơng khí lớn Nhiều ta cần biết khoảng cách từđó hình dạng vật, nhìn qua lớp khơng khí khơng cịn phân biệt với xung quanh Khoảng cách gọi tầm nhìn xa khí tượng, hay gọi tắt tầm nhìn xa

Tầm nhìn xa thường xác định mắt theo vật chọn trước (vật đen bầu trời) Khoảng cách tới vật đo xác định trước Ngoài ra, để xác định tầm nhìn xa cịn có nhiều dụng cụ quang học

Trong khơng khí thật sạch, chẳng hạn khơng khí Bắc Băng Dương, tầm nhìn xa tới vài trăm km Sự khuếch tán ánh sáng loại khơng khí xảy phần tử chất khí khí Trong khơng khí có chứa nhiều bụi sản phẩm ngưng kết, tầm nhìn xa giảm tới vài km, hay vài mét Ví dụ sương mù nhẹ, tầm nhìn xa khoảng 500 m đến 1000m, sương mù dày đặc hay bão cát mạnh tầm nhìn xa giảm tới vài chục mét hay vài mét

3.4 ĐỊNH LUẬT GIẢM YẾU BỨC XẠ VÀ CÁC ĐẶC TRƯNG CHO ĐỘ VẨN ĐỤC CỦA

Quá trình hấp thụ khuếch tán ánh sáng khí làm giảm thông lượng xạ

mặt trời Ta tìm định luật giảm yếu xạ

3.4.1 Định luật giảm yếu xạ

Bức xạ giảm yếu khí q trình hấp thụ khuếch tán Sự giảm yếu tỉ

lệ thuận trước hết với cường độ xạ (bức xạ mạnh bị nhiều điều kiện nhau), với lượng hạt hấp thụ khuếch tán ánh sáng

đường tia xạ Chính lượng hạt lại phụ thuộc vào độ dài quãng đường tia xạ qua khí phụ thuộc vào mật độ khơng khí Đối với bước sóng

có hệ số tỉ lệ riêng q trình hấp thụ có tính chất chọn lọc, cịn q trình khuếch tán ánh sáng phụ thuộc vào độ dài bước sóng Đểđơn giản chúng tơi xét tồn thơng lượng xạ lấy hệ số tỉ lệ trung bình

Vì mật độ khơng khí biến đổi theo chiều cao nên ta viết phương trình vi phân mô tả giảm yếu xạ với cường độI đại lượng dI lớp khí mỏng vơ với mật độ khơng khí ρ, đường tia xạ đại lượng vơ nhỏ ds (Hình 3.6)

ta có:

ds aI

dI =− ρ , (3.5)

ởđây a hệ số tỷ lệ hay cịn gọi hệ số giảm yếu Tích phân biểu thức từ giới hạn khí từđiểm A với cường độI0 số mặt trời tới điểm B với cường độ trực

xạ mặt đất, ta có:

0 ln ln B A B B A A B A a ds dI a ds I

I I a ds

I I e

ρ ρ ρ − = − = − ∫ = ∫ ∫

∫ (3.6)

Biểu thức

B

A

ds

ρ

Hình 3.6

Đường tia mặt trời qua khí

Biểu thị khối lượng quang học khí m, ta có

0

am

I=I e− , (3.7)

ởđây, a hệ số giảm yếu, hay ký hiệu e−a = p

0

m

I=I p , (3.8)

ở p hệ số suốt (cũng tính trung bình cho tia với bước sóng khác nhau) Cơng thức (3.8) gọi cơng thức Bughê Ta coi khối lượng quang học khí mà tia qua Mặt Trời thiên đỉnh đơn vị Khi với m = 1, nghĩa Mặt Trời

thiên đỉnh thì:

0

0

I I p I p

I

=

= (3.9)

Như hệ số suốt phần số mặt trời tới Trái Đất tia mặt trời chiếu thẳng đứng so với mặt đất Tất nhiên, khối lượng quang học khí phụ thuộc vào

độ cao hay khoảng cách tới thiên đỉnh Mặt Trời Với khoảng cách tới thiên đỉnh Mặt Trời z nhỏ 60o khối lượng khí gần sec z (sec z =

cosz), công thức (3.8)

có thể viết lại sau:

sec

0

z

I=I p (3.10)

Công thức liên hệ cường độ xạ với số mặt trời, hệ số suốt khoảng cách tới thiên đỉnh Mặt Trời Với giá trị z lớn 60o ta thay m bằng secz khí có dạng cầu, tượng nhiễu xạ, phụ thuộc m

vào z phức tạp Với z = 90o, nghĩa Mặt Trời nằm đường chân trời, m giá trị vô lớn mà 35

tồn thơng lượng xạ) hệ số suốt vào thời điểm định theo công thức (3.6) Bằng phương pháp lý thuyết, ta xác định hệ số suốt trung bình khí lý tưởng không chứa nước tạp chất Đối với khí lý tưởng hệ số suốt trung bình khoảng 0,9; khí thực, miền đồng bằng, hệ số biến đổi từ 0,70 – 0,85 vào mùa đông lớn vào mùa hè Sức trương nước khơng khí tăng, hệ số suốt giảm nhiều Hệ số suốt tăng theo vĩ độ lượng nước lượng bụi khí giảm nhỏ Tại xích đạo, giá trị trung bình 0,72, cịn vĩ độ 75oN 0,82

3.4.2 Hệ số vẩn đục

Toàn giảm yếu xạ hấp thụ khuếch tán ánh sáng chia làm hai thành phần: giảm yếu chất khí cố định (khí lý tưởng) giảm yếu nước tạp chất Hệ số giảm yếu a công thức (3.4) biểu thị hai thành phần

Song ta tách từ hệ số thành phần giảm yếu chất khí khơng đổi Hệ số giảm yếu A chất khí lý tưởng xác định tương đối xác Ta lập tỉ số hệ số

giảm yếu khí thực a với hệ số giảm yếu khí lý tưởng A Tỉ sốa/A gọi hệ số vẩn đục

T a

A

= , (3.11)

thay a = AT vào cơng thức (3.7) ta có

0

AmT

I=I e− (3.12)

Từđó ta thấy giảm yếu xạ khí thực biểu diễn cơng thức (3.12) có hệ số giảm yếu khí lý tưởng; cịn khối lượng khí tăng lên

T lần

Nói cách khác hệ số vẩn đục số khí lý tưởng cần lấy để có giảm yếu xạ khí thực gây

Giá trị trung bình hệ số vẩn đục miền đồng thuộc miền ôn đới gần Trong thành phố lớn, nơi khơng khí có nhiều tạp chất, giá trị lớn Ở

miền nhiệt đới T gần hay lớn hơn, vùng núi giá trịT khoảng Mùa đông, giá trị nhỏ nhất, mùa hè lớn phụ thuộc vào biến trình năm lượng bụi nước chứa khơng khí Khi khơng khí Bắc Băng Dương xâm nhập, phần tầng

đối lưu bụi nước, trạm đồng T giảm đến hay nhỏ 3.5 TỔNG XẠ VÀ BỨC XẠ HẤP THỤ

Người ta gọi toàn xạ mặt trời tới mặt đất gồm trực xạ tán xạ tổng xạ Cường độ tổng xạ lượng phút tới cm2 mặt phẳng ngang đặt ngồi trời khơng bị che khuất khỏi tia trực xạ Như cường độ tổng xạ bằng:

( sin )

s

I = I h+i , (3.13)

ởđây: I cường độ trực xạ

i cường độ tán xạ h độ cao Mặt Trời

Khi trời quang mây, tổng xạ có biến trình ngày đơn giản với cực đại vào trưa với biến trình năm đơn giản với cực đại vào mùa hè Mây phần không che khuất Mặt Trời làm tổng xạ tăng so với khơng có mây; ngược lại, mây toàn phần làm giảm tổng xạ Tính trung bình mây làm giảm tổng xạ, vào mùa hè tính trung bình lượng tổng xạ vào trước buổi trưa lớn vào sau buổi trưa vào nửa năm đầu lớn vào nửa năm sau

3.5.2 Sự phản hồi xạ mặt trời – Albêdo mặt đất

Khi tới mặt đất, phần lớn tổng xạ bị hấp thụ lớp mỏng nằm thổ

nhưỡng hay vùng chứa nước biến thành nhiệt, phần bị phản hồi Lượng xạ

mặt trời bị mặt đất phản hồi phụ thuộc vào đặc tính mặt đất Tỉ số lượng xạ phản hồi (phản xạ) với thông lượng xạ tới bề mặt (tổng xạ) gọi albêdo bề mặt Tỉ

số thường biểu thị phần trăm

Như vậy, tổng xạ(Isin h + i), phần (sin h + i)A, ởđây A albêdo mặt đất Phần lại tổng xạ (Isin h+i) (1 – A) mặt đất hấp thụ đốt nóng lớp thổ nhưỡng mặt nước, xạ gọi xạ hấp thụ

Albêdo mặt thổ nhưỡng nói chung biến đổi khoảng từ 10 đến 30 %, đất

đen ướt albêdo giảm đến 5%, cát khơ màu xám albêdo tăng đến 45 % Độ ẩm thổ nhưỡng tăng, albêdo giảm Albêdo lớp phủ thực vật, rừng, đồng cỏ, ruộng, biến đổi khoảng 10 đến 25 % Đối với tuyết rơi lâu, albêdo khoảng 50 % hay nhỏ

hơn Albêdo mặt nước phẳng trực xạ biến đổi từ vài trăm với độ cao mặt trời lớn,

đạt tới 70 % với độ cao mặt trời nhỏ, đại lượng phụ thuộc vào mức độ sóng biển: albêdo lớn sóng nhỏ Tính trung bình albêdo mặt đại dương giới – 20 % Albêdo đỉnh mây biến đổi từ 70 đến 80 %, tuỳ thuộc vào loại độ dày mây, tính trung bình giá trị 50 – 60 %

Những số dẫn chỉđối với xạ nhìn thấy mà cho tồn phổ xạ mặt trời

Phần lớn xạ bị mặt đất đỉnh mây phản hồi khỏi khí vào khơng gian vũ

trụ Một phần tán xạ (khoảng 1/3) vào không gian vũ trụ

Tỉ số phần phản xạ tán xạ vào vũ trụ so với thông lượng xạ chung tới khí gọi albêdo Trái Đất

Albêdo Trái Đất khoảng 35 – 40% chủ yếu mây phản hồi xạ mặt trời gây nên

3.5.3 Sự phát xạ mặt đất

Bản thân lớp thổ nhưỡng nước, lớp tuyết phủ lớp phủ thực vật phát xạ sóng dài Người ta gọi xạ xạ mặt đất Ta tính

được xạ mặt đất biết nhiệt độ tuyệt đối Theo định luật Stephan – Boltzmann, cường độ xạ từ 1cm2 bề mặt vật đen tuyệt đối tính calo phút với nhiệt

độ tuyệt đối T bằng:

4

E=σT , (3.14)

ởđây sốσ =8,2.10 – 11cal/cm2 Mặt đất phát xạ gần vật đen tuyệt đối cường

độ xạ Eđ xác định theo công thức (3.14) Với nhiệt độ 15oC hay 288oK; Eđ= 0,6cal/cm2 phút Lượng xạ lớn phát từ mặt đất dẫn tới trình làm mặt đất lạnh nhanh chóng, mặt đất khơng hấp thụ xạ mặt trời xạ khí

Nhiệt độ tuyệt đối mặt đất khoảng 180 – 350oK Với nhiệt độđó, xạ phát có bước sóng giới hạn từ – 120μm, cịn lượng cực đại ứng với bước sóng 10 – 15μm Như vậy, tồn xạ xạ hồng ngoại, mắt thường không thấy

3.5.4 Bức xạ nghịch

Khí nóng lên trực tiếp hấp thụ xạ mặt trời (mặc dù với lượng không lớn, khoảng 15% toàn xạ mặt trời tới Trái Đất) hấp thụ xạ mặt đất

Ngoài ra, khí thu nhiệt từ mặt đất trình truyền nhiệt trình bốc ngưng kết nước Bịđốt nóng, khí phát xạ Cũng mặt đất, khí phát xạ hồng ngoại khơng nhìn thấy với bước sóng tương tự

Phần lớn xạ khí (70%) tới mặt đất, phần cịn lại vào khơng gian vũ trụ Người ta gọi phần xạ khí tới mặt đất xạ nghịch hướng ngược với xạ mặt đất Mặt đất hấp thụ hoàn toàn (90 – 99%) xạ nghịch

Như vậy, mặt đất, xạ nghịch nguồn nhiệt lớn quan trọng làm tăng thêm lượng hấp thụ xạ chung

trung bình năm xạ khí khoảng 0,5 – 0,6 cal/cm2 phút, vùng cực giá trị

này giảm tới 0,3 cal/cm2 phút

Thực thể chủ yếu khí hấp thụ xạ mặt đất phát xạ khí nước Hơi nước hấp thụ xạ hồng ngoại phần lớn phổ với bước sóng từ 4,5 – 80μm trừ phần phổ 8,5 – 11μm Với lượng nước trung bình khí quyển, xạ

với bước sóng từ 5,5 – 7μm hay lớn hơn, bị hấp thụ hoàn toàn Bức xạ có bước sóng khác bị hấp thụ phần

3.5.5 Bức xạ hữu hiệu

Bức xạ nghịch nhỏ xạ mặt đất Vì vậy, ban đêm khơng cịn xạ mặt trời tới mặt đất xạ nghịch, mặt đất lượng nhiệt hiệu xạ mặt đất xạ nghịch, người ta gọi hiệu số xạ hữu hiệu Eh:

h d kq

E =E +E (3.15)

Bức xạ hữu hiệu phần nhiệt lượng mặt đất vào ban đêm Nó đo dụng cụ đặc biệt gọi thụ xạ kế Biến đổi xạ mặt đất xác định theo định luật Stephan – Bonsmann biết nhiệt độ mặt đất, cịn xạ nghịch tính theo công thức (3.15) Thường xạ mặt đất lớn xạ khí nên mặt đất nhiệt, thường Eh <

Cường độ xạ mặt đất đêm quang mây đạt tới 0,10 – 0,15 cal/cm2phút

các trạm đồng thuộc miền ôn đới tới 0,2 cal/cm2phút trạm miền núi (nơi xạ nghịch nhỏ hơn) Lượng mây tăng làm xạ nghịch tăng, xạ hữu hiệu giảm Khi trời nhiều mây, xạ hữu hiệu lớn nhiều so với lúc trời quang mây, kết lạnh mặt đất ban đêm giảm

Ban ngày, xạ hữu hiệu tất nhiên có song bị làm mờđi hay bù lại xạ hấp thụ Vì vậy, ban ngày mặt đất nóng ban đêm, xạ hữu hiệu ban ngày lớn Khí hấp thụ xạ mặt đất phát xạ nghịch mặt đất vào ban

đêm

3.5.6 Phương trình cân xạ

Người ta gọi hiệu xạ hấp thụ xạ hữu hiệu:

R=( sinI h+i)(1−A)−Eh, (3.16)

là cân xạ mặt đất hay xạ dư (còn gọi cán cân xạ) Cân xạ có giá trị dương ban ngày sau mặt trời lên tới độ cao 10 – 15o từ giá trị dương sang giá trị âm trước mặt trời lặn đường chân trời với độ cao

Ban ngày, cân xạ biến đổi theo độ cao mặt trời Ban đêm, tổng xạ không, cân xạ âm xạ hữu hiệu Vì ban đêm cân xạ biến

Biến trình ngày thành phần cân xạ thân cân xạ

phụ thuộc chủ yếu vào độ cao mặt trời ngày Trong điều kiện quang mây trực xạ tăng từ

buổi sáng đạt cực đại đến trưa (12h), chiều giảm dần tới không mặt trời lặn Tán xạ

và tổng xạ có biến trình tương tự trực xạ Khi có mây biến trình bị phá vỡ buổi trưa có mây tích trực xạ giảm tới khơng Khi có mây, biến trình cân xạ khơng có dạng chuẩn mơ tảở

3.5.7 Sự phát xạ từ Trái Đất ngồi khơng gian vũ trụ

Như nói, phần lớn xạ mặt đất bị khí hấp thụ, khoảng bước sóng 8,5 – 11μm qua khí vào khơng gian vũ trụ Lượng xạ

bằng 10 đơn vị lấy tồn thơng lượng xạ mặt trời giới hạn khí 100 đơn vị Ngồi ra, thân khí phát xạ ngồi khơng gian vũ trụ 55 đơn vị, nghĩa phát xạ mạnh mặt đất nhiều

Bức xạ phát từ lớp khí lớp khí tầng cao hấp thụ hoàn toàn Nhưng xa mặt đất, lượng nước hấp thụ xạ giảm nên lớp khơng khí hấp thụ tồn xạ từ lớp phía phải dày Từđộ

cao nước nói chung khơng đủđể hấp thụ toàn xạ từ lên từđây xạ ngồi khơng gian vũ trụ Tính tốn cho thấy lớp khí nằm ởđộ cao – 10 km phát xạ ngồi khơng gian vũ trụ mạnh

Bức xạ sóng dài mặt đất khí vào vũ trụđược gọi xạ Bức xạ 65 đơn vị lấy thông lượng biến đổi mặt trời tới khí 100 đơn vị Cùng với phản xạ tán xạ sóng ngắn làm ngồi giới hạn khí chiếm 35 đơn vị Bức xạ bù lại thông lượng xạ mặt trời tới Trái Đất

Như vậy, Trái Đất với khí lượng xạ lượng xạ nhận

được Kết Trái Đất trạng thái cân xạ 3.6 PHÂN BỐ BỨC XẠ MẶT TRỜI

3.6.1 Sự phân bố xạ mặt trời giới hạn khí

Sự phân bố lượng xạ tới Trái Đất lượng xạ Trái Đất vấn đề có ý nghĩa lớn khí hậu học Trước hết, ta xét phân bố xạ mặt trời mặt nằm ngang giới hạn khí (hay nói khơng có khí ) Như

vậy, ta giả thiết tượng mây hấp thụ, khuếch tán, phản hồi xạ hồn tồn khơng xảy Sự phân bố xạ mặt trời giới hạn khí đơn giản Thực vậy, phân bố tồn ởđộ cao vài chục kilomet Theo thói quen, người ta gọi

phân bố vừa nói khí hậu xạ

Nếu xác định xạ mặt đất với khoảng cách thực tế Trái Đất Mặt Trời giá trị

Hình 3.7

Độ dài ban mùa đông ngắn (cột phải) ngày mùa hè dài (cột trái) vĩđộ

khác

Lượng xạ nhận ngày giới hạn khí phụ thuộc vào thời gian năm vĩđộđịa phương

Trên vĩ độ thời gian năm qui định độ dài ngày vậy, qui định thời gian nhận xạ

Hình 3.8

Thông lượng xạ mặt trời mặt ngang khơng có khí (kcal/cm2) mùa hè, mùa đơng tồn năm theo vĩđộ

Tại cực nửa năm mùa hạ Mặt Trời không lặn không mọc suốt tháng mùa

đông Giữa cực vành đai quanh cực, Mặt Trời mùa hè khơng lặn, cịn mùa đơng khơng mọc thời kỳ dài từ vài ngày tới nửa năm Tại xích đạo ngày kéo dài 12 Từ vành đai quanh cực đến xích đạo, mùa hè, thời gian ban ngày giảm, mùa đông tăng

Mùa đơng, thơng lượng xạ giảm nhanh từ xích đạo tới cực, vào mùa hè biến

đổi nhỏ nhiều Cực đại thông lượng xạ mùa hè quan trắc vùng nhiệt

đới, cịn từ vùng nhiệt đới đến xích đạo thơng lượng xạ giảm (Hình 3.8) Sự khác biệt không nhiều thông lượng xạ vào mùa hè vĩđộ nhiệt đới cực độ cao mặt trời vĩđộ cực nhỏ song ngày lại dài Vì vào ngày hạ chí, khơng có khí miền cực nhận xạ nhiều xích đạo Điều thấy bảng

Thông lượng xạ trung bình Bắc Bán Cầu mặt ngang (cal/cm2)

đối với ngày chí ngày phân

Thơng lượng xạ mặt trời trung bình Bắc Bán Cầu mặt ngang (tính cal/cm2 phút) vào ngày hạ chí đơng chí, ngày xn phân thu phân

Trong bảng có dẫn thơng lượng xạ mặt trời mặt ngang giới hạn khí vào ngày xuân phân hạ chí theo đới thuộc Bắc Bán Cầu Thông lượng xạ biểu diễn cal/cm2 phút tính trung bình ngày Trong bảng này, cịn có giá trị trực xạ tán xạở mặt đất

Ngày/tháng Vĩđộ (o)

0 – 10 10 – 20 20 – 30 30 – 40 40 – 50 50 – 60 60 – 90 Tại giới hạn khí

22/12 21/3 22/6 23/9 0.549 0.619 0.579 0.610 0.465 0.601 0.629 0.562 0.373 0.553 0.664 0.556 0.274 0.509 0.684 0.503 0.173 0.441 0.689 0.435 0.079 0.358 0.683 0.353 0.006 0.211 0.703 0.208

Trực xạ mặt đất

22/12 21/3 22/6 23/9 0.164 0.191 0.144 0.170 0.161 0.224 0.170 0.162 0.134 0.206 0.216 0.201 0.082 0.161 0.233 0.183 0.036 0.116 0.183 0.131 0.013 0.098 0.159 0.079 0.001 0.055 0.133 0.028

Tán xạ mặt đất

22/12 21/3 22/6 23/9 0.091 0.108 0.105 0.107 0.079 0.105 0.114 0.104 0.066 0.099 0.124 0.097 0.052 0.093 0.125 0.091 0.034 0.083 0.126 0.081 0.016 0.066 0.122 0.065 0.001 0.047 0.153 0.048 3.6.2 Phân bố theo đới xạ mặt trời mặt đất

Ta phân tích phân bố xạở giới hạn khí Đến mặt đất, xạ yếu

Mây giảm trực xạ mạnh Chẳng hạn Tasken vùng sa mạc vào tháng tám 20% trực xạ mây Tại Vladivơstok nơi có khí hậu gió mùa, lượng xạ mây chiếm khoảng 75%

Như vậy, lượng trực xạ mặt trời thực tế đến mặt đất thời gian nhỏ lượng trực xạ tính cho giới hạn khí nhiều Sự phân bố trực xạ mặt trời phức tạp độ suốt khí điều kiện mây biến đổi lớn tuỳ thuộc vào hoàn cảnh địa lý

Ta coi phân bố xạ mặt trời mặt đất theo đới dẫn bảng

gần thứ hai so với điều kiện thực theo đới gần mặt đất

Từ bảng ta thấy rõ trực xạ sau qua khí tới mặt đất bị giảm mạnh Trong thơng lượng trực xạ lớn vào mùa hè quan trắc thấy vĩ tuyến 30 – 40o mà cực giới hạn khí Điều độ cao Mặt Trời nhỏ, xạ bị giảm yếu nhiều Vào mùa xuân mùa thu, cường độ trực xạ cực đại giới hạn khí quan trắc cực mà vĩ tuyến 10 – 20o (mùa xuân), 20 – 30o(mùa thu), ởđây lượng mây lớn Chỉ có đới gần xích đạo bán cầu mùa đơng nhận lượng xạ tương tự giới hạn khí quyển, lớn so với đới khác

Từ bảng trên, ta thấy thông lượng trực xạ mặt trời tới mặt đất tán xạ bổ sung thêm nhiều Nói chung, lượng tán xạ nhỏ lượng trực xạ song bậc đại lượng chúng

nhau Trong miền nhiệt đới ôn đới, lượng tán xạ chiếm khoảng 1/2 đến 2/3 lượng trực xạ,

vĩ tuyến 50 – 60o lượng trực xạ gần lượng tán xạ – miền vĩđộ cao (60 – 90o) quanh năm tán xạ lớn trực xạ Mùa hè Bắc Bán Cầu thông lượng trực xạ vĩ độ

cao lớn đới khác Các đồ khí hậu học (các đồ trung bình nhiều năm) giúp ta hình dung xác phân bố xạ Trái Đất đây, ta nghiên cứu đồ khí hậu tổng xạ

3.6.3 Phân bốđịa lý tổng xạ

Ta xét phân bố lượng tổng xạ hàng năm hàng tháng Trái Đất Ta thấy rõ phân bố khơng hồn tồn theo đới đường lượng xạ (đường đẳng trị) đồ khơng trùng với vịng vĩ tuyến (Hình 3.9) Sự khác biệt phân bố xạ Trái Đất chịu ảnh hưởng độ suốt khí lượng mây Ở miền nhiệt đới cận nhiệt đới, lượng tổng xạ năm lớn 140 kcal/cm2 Lượng tổng xạ đặc biệt lớn

miền cận nhiệt đới mây, miền bắc châu Phi lượng tổng xạ năm đạt tới 200 kcal/cm2 Ngược lại, khu vực thuộc miền xích đạo lượng mây lớn (lưu vực sơng Amazơn, Kônggô, Inđônêxia) lượng xạ giảm tới 100 – 120 kcal/cm2 Càng gần vĩ độ

Hình 3.9

Tổng xạ năm (kcal/cm2 năm)

Vào tháng 12 (Hình 3.10), lượng tổng xạ lớn đạt tới 20 – 22 kcal/cm2 hay Nhưng khu vực nhiều mây gần xích đạo lượng giảm đến – 12 kcal vào mùa

đông Bắc Bán Cầu, xạ giảm nhanh lên phía Bắc

Hình 3.10

Tổng xạ tháng 12 (kcal/cm2 tháng)

Phía bắc vĩ tuyến 50o, lượng tổng xạ nhỏ 2kcal/cm2 phía bắc vịng cung cực Vào mùa hè Nam Bán Cầu lượng tổng xạ giảm phía nam đạt tới 10 kcal/cm2 nhỏ tới vĩ độ 50 – 60o Song sau đại lượng tăng đạt tới 20 kcal/cm2 miền bờ biển Châu Nam Cực 30 kcal/cm2ở lục địa, tức lớn lượng tổng xạ vào mùa hè miền nhiệt đới

Hình 3.11

Tổng xạ tháng (kcal/cm2 tháng)

Vào tháng (Hình 3.11) lượng tổng xạ cực đại lớn 22 kcal/cm2 quan trắc

miền đông bắc châu Phi, bán đảo A rập bình sơn Iran

Tại Trung Á, lượng tổng xạđạt tới 20 kcal/cm2 hay lớn Tại miền nhiệt đới lục địa Nam Bán Cầu, đại lượng nhỏ nhiều, chỉđạt tới 14 kcal/cm2 Trong khu vực nhiều mây cận xích đạo, vào tháng 12, lượng tổng xạ giảm tới – 12 kcal/cm2

Vào mùa hè Bắc Bán Cầu, lượng tổng xạ giảm chậm từ miền cận nhiệt đới lên phía bắc, từ phía Bắc vĩ tuyến 50o lượng tổng xạ tăng đạt tới 20 kcal/cm2 hay Bắc Băng Dương Vào mùa đông Nam Bán Cầu, lượng tổng xạ giảm nhanh phía nam đạt tới

phía ngồi vành đai cực Tháng đại lượng đồng toàn lãnh thổ Việt Nam dao động từ 12 – 14 kcal/cm2

Mặt đất không hấp thụ toàn lượng tổng xạ Một phần tổng xạ bị phản hồi, khoảng – 20% tổng xạ bị phản xạ Sa mạc, khu vực phủ băng tuyết phần tổng xạ

đi phản hồi lớn

Phân bốđịa lý cân xạ mặt đất

Như ta biết cân xạ hiệu tổng xạ xạ hữu hiệu Vì vậy, trước hết ta xét sơ qua phân bốđịa lý xạ hữu hiệu

Hình 3.12

Cân xạ mặt đất năm (kcal/cm2 năm)

Cân xạ mặt đất năm có giá trị dương nơi Trái

Đất trừ bán đảo Greenland châu Nam Cực (hình 3.12) Như vậy, năm, lượng xạ hấp thụ lớn lượng xạ hữu hiệu Song điều khơng có nghĩa từ năm qua năm khác mặt đất nóng lên Vấn đề chỗ lượng dư xạ hấp thụ so với xạ hữu hiệu cân với toả nhiệt mặt đất vào khơng khí trình dẫn nhiệt biến đổi trạng thái nước (quá trình bốc từ mặt đất tiếp q trình ngưng kết khí quyển) Như vậy, mặt đất nói chung khơng có cân thu chi xạ, có cân nhiệt Lượng nhiệt tới mặt đất q trình xạ hay thơng lượng xạ

bằng lượng nhiệt mặt đất q trình Gần xích đạo, nơi độ mây độ ẩm lớn, lục địa biển, xạ hữu hiệu đạt tới khoảng 30 kcal năm Trên lục địa đặc biệt vùng sa mạc nhiệt đới nóng khơ mây, lượng xạ hữu hiệu lớn hơn, ởđây giá trị đạt tới 80 kcal năm

Tại vĩđộ khoảng 60o thuộc hai bán cầu, cân xạ năm 20 – 30 kcal/cm2 (Hình 3.12) từ tới vĩ độ cao hơn, cân xạ giảm châu Nam Cực – 10 kcal/cm2 Về phía vĩđộ thấp, đại lượng tăng: ở giữa vĩđộ 40oN 40oS cân bằng bức xạ

năm lớn 60 kcal/cm2, 20oN 20oS đại lượng lớn 100 kcal/cm2

Hình 3.13

Cân xạ mặt đất tháng 12 (kcal/cm2 tháng)

Vào tháng 12 (Hình 3.13) cân xạ âm phần lớn Bắc Bán Cầu: đường đẳng trị nằm phía nam vĩ tuyến 40oN Về phía bắc vĩ tuyến này, cân bằng bức xạ âm ở Bắc Băng

Dương giảm tới – kcal/cm2 hay nhỏ Phía nam vĩ tuyến 40oN, cân xạ

tăng đến 10 – 14 kcal/cm2 giữ giá trị đến hết miền nhiệt đới Nam Bán Cầu từđó cân xạ giảm tới – kcal/cm2ở vùng bờ biển châu Nam Cực

Vào tháng (Hình 3.14) cân xạ dương tồn Bắc Bán Cầu Ở vĩ tuyến 60 – 65oN nói chung, cân xạ lớn 8kcal/cm2

Hình 3.14

Về phía vĩ độ thấp cân xạ tăng chậm, hai phía miền nhiệt đới Bắc Bán Cầu, cân xạđạt tới giá trị cực đại 12 – 14 kcal/cm2, phía bắc miền A Rập đạt tới 16 kcal/cm2 hay hơn nữa Cân bằng bức xạ vẫn dương cho đến vĩ tuyến 40oN Về phía Nam,

cân xạ chuyển sang giá trị âm bờ biển châu Nam Cực đạt tới – 1,2 kcal/cm2 Trên lãnh thổ Việt Nam, cân xạ dương với cân xạ năm 80kcal/cm2ở miền khí hậu phía bắc 80kcal/cm2ở miền khí hậu phía nam

Tuy nhiên, thơng lượng xạ mặt trời mặt nằm ngang phụ thuộc vào độ dài ngày mà phụ thuộc vào độ cao mặt trời Lượng xạ tới giới hạn khí ứng với đơn vị diện tích mặt nằm ngang, tỉ lệ thuận với sin độ cao mặt trời Song độ cao Mặt Trời nơi khơng biến đổi q trình ngày mà phụ

thuộc vào thời gian năm

Độ cao Mặt Trời cực đại nơi (vào trưa) ngày hạ chí là: 90o – ϕ

+ 23,5o, ởđây ϕ vĩđộđịa phương Độ cao Mặt Trời cực tiểu vào ngày đơng chí là: 90o – ϕ

– 23,5o vào ngày xuân phân độ cao Mặt Trời là: 90o – ϕ

Như vậy, độ cao Mặt Trời xích đạo biến đổi trình năm từ 90ođến 66o5 Ở

vùng nhiệt đới từ 90ođến 43o, vùng vành đai cực từ 47ođến 0o cực từ 23,5ođến 0o Tóm lại, dạng cầu Trái Đất độ nghiêng xích đạo so với quĩđạo bầu dục (23,5o) tạo nên phân bố phức tạp thông lượng xạ mặt trời theo vĩ độ giới hạn khí biến đổi q trình năm Vì phụ thuộc yếu tố thiên văn nên tính theo cơng thức tính thơng lượng xạ sử dụng đại lượng số mặt trời biết

Trên sở kết tính tốn theo công thức này, người ta biểu diễn hình 3.8 thơng lượng xạ Bắc Bán Cầu giới hạn khí (hay khơng có khí quyển) Thơng lượng tính kcal/cm2 mặt nằm ngang năm bán cầu Hình vẽ cho ta thấy thơng lượng xạ mặt trời năm biến đổi từ 318 kcal

Chương 4

CHẾ ĐỘ NHIỆT CỦA KHÍ QUYỂN

4.1 NHỮNG NGUYÊN NHÂN BIẾN ĐỔI CỦA NHIỆT ĐỘ KHƠNG KHÍ

Người ta gọi phân bố nhiệt độ khơng khí khí biến đổi liên tục nhiệt độ chếđộ nhiệt khí Chế độ nhiệt khí yếu tố quan trọng khí hậu, trước hết xác định trao đổi nhiệt khơng khí khí mơi trường xung quanh

Trong trường hợp người ta coi môi trường xung quanh không gian vũ trụ, khối khí lớp khơng khí kế cận, mặt đất

Ta biết trao đổi nhiệt xảy trình xạ, nghĩa q trình khơng khí phát xạ hấp thụ xạ mặt trời, mặt đất lớp khơng khí khác Hai trình trao đổi nhiệt phân tử khơng khí mặt đất q trình trao đổi nhiệt rối khí Ba trình trao đổi nhiệt mặt đất khơng khí xảy bốc ngưng kết hay băng kết tiếp nước

Ngồi ra, biến đổi nhiệt độ khơng khí cịn xảy khơng q trình trao

đổi nhiệt, nghĩa biến đổi đoạn nhiệt Như ta biết, biến đổi đoạn nhiệt có liên quan với biến thiên khí áp, chuyển động thẳng đứng không khí

Q trình khí hấp thụ trực tiếp xạ mặt trời nhỏ Quá trình làm tăng nhiệt độ khơng khí khoảng 0,5oC ngày Lượng nhiệt khơng khí mất đi phát xạ sóng

dài lớn Song trình trao đổi nhiệt với mặt đất truyền nhiệt có ý nghĩa định chếđộ nhiệt khí

Khơng khí tiếp xúc trực tiếp với mặt đất, trao đổi nhiệt với mặt đất truyền nhiệt phân tử Nhưng khí thường xảy q trình truyền nhiệt khác có hiệu hơn, q trình truyền nhiệt rối (cịn gọi truyền nhiệt rối q trình truyền nhiệt cụm phân tử tham gia vào chuyển động xoáy với cỡ khác trục xoáy hướng khác nhau) Sự xáo trộn khơng khí liên tục q trình rối thúc đẩy truyền nhiệt nhanh có hiệu từ

khí tới mặt đất Sự lạnh khơng khí sát mặt đất khơng lớn q trình lan lên lớp khơng khí cao hơn, nhiệt mặt đất lớn q trình loạn lưu

Đối với tầng khí cao hơn, trao đổi nhiệt với mặt đất có ý nghĩa Tại phát xạ khơng khí hấp thụ xạ mặt trời tầng khơng khí nằm phía phía tầng có ý nghĩa định Tại tầng cao khí quyển, biến đổi đoạn nhiệt nhiệt độ chuyển động thẳng đứng khơng khí có ý nghĩa lớn

Có thể gọi biến đổi nhiệt độ xảy khối lượng khơng khí định trình kể biến đổi cá thể Chúng đặc trưng cho biến đổi trạng thái nhiệt khối lượng khơng khí định

Mặt khác, ta khơng xét khối lượng khơng khí cá thể mà nói đến nhiệt độ điểm khí với toạđộđịa lý xác định với độ cao mực biển không đổi Trạm khí tượng có vị trí cố định mặt đất coi điểm Nhiệt

độ ởđiểm biến đổi không biến đổi cá thể trạng thái nhiệt khơng khí, mà cịn thay liên tục khối khí có nhiệt độ khác từ nơi khác tới

Người ta gọi biến đổi có liên quan với trình bình lưu, tức q trình khối khí từ khu vực khác trái đất chuyển tới biến đổi bình lưu Nếu khơng khí có nhiệt độ cao tới địa phương, người ta gọi q trình bình lưu nóng Nếu khơng khí chuyển tới có nhiệt độ thấp hơn, người ta gọi q trình bình lưu lạnh

Sự biến đổi nhiệt độ vị trí địa lý định phụ thuộc vào biến đổi cá thể trạng thái khơng khí q trình bình lưu gọi biến đổi địa phương Những dụng cụ

khí tượng nhiệt kế, nhiệt ký đặt cố định nơi ghi biến đổi địa phương nhiệt độ khơng khí (cho ta khái niệm biến đổi địa phương theo thời gian nhiệt

độ biểu diễn đạo hàm riêng : ∂T/∂t Nhiệt kế khinh khí cầu bay theo gió ln ln nằm khối khí định, rõ biến đổi cá thể nhiệt độ

trong khối khí (cho ta khái niệm biến đổi cá thể theo thời gian nhiệt độ biểu diễn đạo hàm toàn phần: dT/dt

4.2 CÂN BẰNG NHIỆT CỦA MẶT ĐẤT

Đầu tiên ta xét điều kiện nhiệt mặt đất lớp thổ

nhưỡng mặt nước Điều cần thiết lớp khí nóng lên lạnh phần lớn trao đổi nhiệt với lớp thổ nhưỡng vùng chứa nước đường xạ hay khơng xạ

Vì vậy, biến đổi nhiệt độ khơng khí trước hết xác định biến đổi nhiệt độ mặt đất với biên độ nhỏ chậm pha

Qua mặt đất, nhiệt lượng chuyển lên vào khí xuống vào lớp sâu thổ nhưỡng khối nước (hình 4.1)

Một tới mặt đất có tổng xạ xạ nghịch khí phần xạ bị

mặt đất hấp thụ, đốt nóng lớp thổ nhưỡng vùng chứa nước Đồng thời, mặt đất phát xạ nhiệt

Hai nhiệt lượng từ khí tới mặt đất trình truyền nhiệt Cũng trình này, nhiệt truyền từ mặt đất vào khí Do trình truyền nhiệt, nhiệt truyền, từ mặt đất xuống vào thổ nhưỡng khối nước, hay ngược lại từ lớp sâu thổ nhưỡng khối nước lên mặt đất

Ba mặt đất thu nhiệt nước từ khơng khí ngưng kết, hay ngược lại, nhiệt nước mặt đất bốc Trong trường hợp đầu ẩn nhiệt toả ra, trường hợp sau, nhiệt lượng chuyển sang dạng ẩn nhiệt Ta khơng nói đến q trình quan trọng truyền nhiệt vào sâu thổ nhưỡng theo giáng thuỷ

Trong khoảng thời gian định, mặt đất lên phía xuống phía nhiệt lượng mà thu từ phía hay từ phía khoảng thời gian Nói khác đi, q trình khơng thuận theo định luật bảo tồn lượng Nếu không ta phải giả thiết mặt đất nhiệt tự nhiên xuất hay tự nhiên

Tuy nhiên, có trường hợp nhiệt phát lên phía lớn từ xuống Trong trường hợp đó, nhiệt mức bề mặt sẽđược bù lại nhiệt từ lớp sâu thổ nhưỡng hay khối nước

Tóm lại, tổng đại số lượng nhiệt thu chi mặt đất phải không

Điều biểu diễn phương trình cân nhiệt mặt đất (phương trình 4.1)

Để viết phương trình này, ta hợp xạ hấp thụ xạ hữu hiệu vào công thức cân xạ (R)

Ta ký hiệu lượng nhiệt thu hay truyền cho khơng khí H, gọi lượng nhiệt thu chi

đó trao đổi nhiệt với lớp thổ nhưỡng lớp nước sâu G Lượng nhiệt cho trình bốc hay thu ngưng kết mặt đất kí hiệu LE Ởđây L ẩn nhiệt bốc ngưng kết (600 cal/g nước 680 cal/g băng), E khối lượng nước bốc hay ngưng kết

Hình 4.1

Các thành phần cân nhiệt mặt đất (ban ngày)

( sinI h+i)(1−A)−Ew = − −H LE−G (4.1)

Phương trình có ý nghĩa là: Đại lượng cân xạ mặt đất cân với

truyền nhiệt khơng xạ (hình 4.1) Ban ngày dịng khơng xạ hướng từ mặt đất phía khí cịn ban đêm chúng có hướng ngược lại, từ phía khí phía mặt đất

Ban đêm khơng có Mặt Trời thành phần cân xạ thành phần phát xạ

E* phương trình cân xạđối với ban đêm có dạng:

−Ew = +H+LE+G (4.2)

Cần lưu ý phương trình (4.1) áp dụng khoảng thời gian thời kỳ nhiều năm cân nhiệt mặt đất 0, song điều khơng có nghĩa nhiệt độ mặt đất khơng biến đổi Khi truyền nhiệt hướng xuống dưới, phần nhiệt lượng từ phía tới truyền từ mặt đất xuống lớp sâu, phần lớn lại lớp thổ nhưỡng hay khối nước (lớp hoạt động) Khi nhiệt độ lớp này, nhiệt độ mặt đất tăng Ngược lại, nhiệt truyền qua mặt đất từ lên vào khí nhiệt lượng trước hết từ lớp hoạt động thổ nhưỡng hay khối nước, kết nhiệt độ mặt đất giảm

Từ ngày qua ngày khác, nhiệt độ trung bình lớp hoạt động mặt đất

điểm định biến đổi Điều có nghĩa q trình ngày đêm, lượng nhiệt truyền vào sâu thổ nhưỡng hay khối nước ban ngày gần lượng nhiệt từ lớp sâu truyền vào ban đêm Tuy vậy, vào ngày hè, lượng nhiệt truyền từ xuống lớn từ lên Do lớp thổ nhưỡng hay khối nước

đốt nóng lên từ ngày qua ngày khác

Những biến đổi theo mùa lượng nhiệt thu chi thổ nhưỡng khối nước năm hầu nhưđược cân Nhiệt độ trung bình năm mặt đất lớp hoạt động

đó biến đổi từ năm qua năm khác

Trong ngày thành phần cân nhiệt có biến trình hình (4.2)

Trên hình 4.2 ta thấy hai khu vực cân xạđạt cực đại vào trưa độ cao mặt trời lớn nhất, dịng nhiệt khơng xạ (H, LE, G) khu vực khô

Hình 4.2

Biến trình trung bình ngày thành phần cân nhiệt vùng đất ẩm (a) vùng đất khô (b).: R: cân xạ; H dòng nhiệt trao đổi rối mặt đất khí quyển; LE; dịng ẩn nhiệt ngưng kết; : dòng trao dổi nhiệt phân tử mặt đất lớp đất

Đối với bề mặt khác cấu trúc thành phần cân nhiệt có khác nhau,

đối với mặt ẩm dòng nhiệt cung cấp cho bốc (LE) lớn dòng nhiệt trao đổi rối (H) Ngược lại, mặt khơ dịng nhiệt trao đổi rối lớn dịng nhiệt cung cấp cho bốc 4.3 CHẾĐỘ NHIỆT CỦA THỔ NHƯỠNG VÀ VÙNG CHỨA NƯỚC

4.3.1 Sự khác biệt chếđộ nhiệt thổ nhưỡng vùng chứa nước

Q trình đốt nóng đặc tính nhiệt lớp mặt thổ nhưỡng lớp vùng chứa nước có khác biệt rõ rệt Trong thổ nhưỡng truyền nhiệt theo chiều thẳng đứng đường truyền nhiệt phân tử, khối nước linh động, nhiệt lan truyền xáo trộn rối khối nước có hiệu nhiều

Q trình rối vùng chứa nước trước hết gây nên dòng chảy sóng Nhưng ban

đêm, vào mùa lạnh ngồi q trình loạn lưu, cịn có q trình đối lưu nhiệt: lớp nước lạnh

Ngoài ra, xạ thâm nhập vào nước sâu vào thổ nhưỡng Cuối cùng, nhiệt dung nước lớn so với thổ nhưỡng Với lượng nhiệt, khối lượng nước đốt nóng đến nhiệt độ thấp khối lượng thổ nhưỡng Kết dao động nhiệt độ hàng ngày nước lan xuống sâu chừng vài chục mét, thổ nhưỡng đến m hay nhỏ Dao động nhiệt độ hàng ngày nước lan truyền xuống sâu vài trăm mét, thổ nhưỡng

10 – 20 m Nhiệt lượng tới mặt nước ban ngày ban đêm truyền xuống lớp nước nằm tương đối sâu đốt nóng lớp nước dày Nhiệt độ lớp nước mặt nước tăng

Trong thổ nhưỡng, phần lớn lượng nhiệt tới xạ giữ lại lớp mỏng cùng, lớp thổ nhưỡng bị đốt nóng mạnh Thành phần G phương trình cân nhiệt (4.1) nước lớn nhiều , thành phần H nhỏ

Ban đêm mùa đông, lượng nhiệt lớp nước mặt nhiệt dự trữ

những lớp sâu truyền lên bù lại Vì nhiệt độở mặt nước giảm chậm Khi mặt thổ nhưỡng nhiệt, nhiệt giảm nhanh, nhiệt lượng dự trữ lớp mỏng mặt nhanh mà nhiệt từ bù lại Kết ban ngày mùa hè, nhiệt độ mặt thổ

nhưỡng lớn mặt nước nhiều , ban đêm vào mùa đơng ngược lại nhiệt độ nhỏ Điều dó có nghĩa dao động nhiệt độ hàng ngày hàng năm mặt thổ nhưỡng lớn nhiều so với mặt nước

Do khác biệt truyền nhiệt nêu trên, vùng chứa nước qua mùa nóng tích trữ lượng nhiệt tương đối lớn, lớp nước tương đối dày Sau vào mùa lạnh, nhiệt lại truyền cho khí Ngược lại, thổ nhưỡng mùa nóng ban đêm phần lớn lượng nhiệt thu ban ngày , lượng nhiệt tích trữ cho mùa đơng nhỏ

Tại miền ơn đới vào nửa năm mùa nóng, thổ nhưỡng tích trữ lượng nhiệt 1,5 – kcal diện tích 1cm2 Vào mùa lạnh thổ nhưỡng truyền lượng nhiệt cho khí

Đại lượng 1,5 – kcal/cm2 năm tuần hoàn nhiệt năm thổ nhưỡng Dưới ảnh hưởng lớp tuyết phủ vào mùa đông lớp phủ thực vật vào mùa hè tuần hoàn nhiệt thổ nhưỡng giảm tới 30 % Tại miền nhiệt đới, tuần hồn nhiệt nhỏ miền ơn đới,

ở khác biệt thơng lượng xạ hàng năm nhỏ Tuần hoàn nhiệt vùng chứa nước lớn thổ nhưỡng khoảng 12 lần

4.3.2 Biến trình ngày năm nhiệt độ mặt thổ nhưỡng

Đo nhiệt độ mặt thổ nhưỡng vấn đề khó mặt phương pháp, dùng nhiệt kế chất lỏng Kết đo phụ thuộc nhiều vào điều kiện đặt nhiệt kế khơng hồn toàn phản ánh điều kiện nhiệt thực tế mặt thổ nhưỡng thiếu khả

Nhiệt độ mặt thổ nhưỡng thường có biến trình ngày Nhiệt độ thổ nhưỡng cực tiểu quan trắc vào khoảng nửa sau Mặt Trời mọc Lúc cân xạ bề mặt thổ nhưỡng gần không, nhiệt từ lớp thổ nhưỡng xạ hữu hiệu cân với thông lượng tổng xạ tăng dần, trao đổi nhiệt khơng xạ lúc khơng đáng kể Sau đó, nhiệt độ mặt thổ nhưỡng tăng dần đạt

giá trị cực đại vào 13 – 14 Về chiều, nhiệt độ bắt đầu giảm Tuy cân xạ vào sau buổi trưa dương, song nhiệt vào khí từ lớp thổ nhưỡng ban ngày xảy không xạ hữu hiệu mà cịn q trình truyền nhiệt trình bốc tăng cường Sự truyền nhiệt vào sâu thổ

nhưỡng tiếp tục Vì vậy, nhiệt độ mặt thổ nhưỡng từ 13 – 14 giảm đạt giá trị cực tiểu vào sáng sớm

Trên đồ thị, biến trình ngày nhiệt độ mặt thổ

nhưỡng biểu diễn đường cong dạng sóng, nhiều giống hình sin Điểm cao đường cong giá trị cực đại, điểm thấp giá trị cực tiểu nhiệt độ (hình 4.3) Đường cong biểu diễn biến trình

ngày khác thường, phụ thuộc vào biến đổi lượng mây ngày, vào giáng thuỷ biến đổi khơng có chu kỳ (biến đổi bình lưu) nhiệt độ khơng khí

Song đường cong dựng theo tài liệu trung bình, chẳng hạn theo số liệu nhiều năm cho tháng, có dạng qui luật hơn, giá trịđộ lệch ngẫu nhiên so với đại lượng trung bình bị loại trừ

Nhiệt độ cực đại mặt thổ nhưỡng thường lớn nhiệt độ khơng khí mực lều khí tượng (2m) Điều dễ hiểu, ban ngày xạ mặt trời trước tiên đốt nóng thổ nhưỡng, sau khơng khí mặt đất đốt nóng Vào mùa hè, mặt thổ nhưỡng trơ trụi quan trắc nhiệt độ đến 55oC, sa mạc chí tới 80oC Ngược lại, nhiệt độ cực tiểu ban đêm mặt thổ nhưỡng thấp thổ nhưỡng lạnh phát xạ sau khơng khí lạnh thổ nhưỡng

Trên mặt tuyết phủ, khu vực châu Nam cực chí nhiệt độ trung bình tháng gần – 70oC số trường hợp hạ thấp tới – 90oC hay thấp

Hiệu giá trị cực đại giá trị cực tiểu nhiệt độ hàng ngày gọi biên độ ngày nhiệt độ

Vào ngày quang đãng, xạ mặt trời ban ngày lớn Song phát xạ hữu hiệu ban

đêm lớn Vì vậy, nhiệt độ cực đại tuyệt đối ban ngày lớn nhiệt độ cực tiểu tuyệt

đối ban đêm nhỏ, kết biên độ ngày lớn Khi trời nhiều mây, giá trị cực đại ban ngày thấp, giá trị cực tiểu ban đêm cao biên độ ngày nhỏ

Vào mùa xuân mùa thu, mặt thổ nhưỡng, sương giá ban đêm mạnh thường thấy trời quang, xạ hữu hiệu lớn

Biến trình ngày nhiệt độ thổ nhưỡng cịn phụ thuộc vào phương vị sườn núi, nghĩa phụ thuộc vào hướng mặt đất khu vực hướng chiếu sáng Ban

Hình 4.3

đêm, xạ không khác biệt sườn núi với phương vị Song ban ngày tất nhiên sườn phía nam bịđốt nóng mạnh nhất, cịn sườn phía bắc bị đốt nóng Biến trình ngày nhiệt độ thổ nhưỡng cịn phụ thuộc vào lớp vỏ thổ nhưỡng

Nhiệt độ bề mặt thổ nhưỡng năm tất nhiên có biến đổi Tại miền nhiệt đới, biên

độ năm, hiệu nhiệt độ trung bình nhiều năm tháng nóng tháng lạnh năm nhỏ, biên độ tăng theo vĩđộ Ở Bắc Bán Cầu có vĩđộ 10oN, giá trị khoảng 3oC, vĩ độ 30oN khoảng 10o, vĩđộ 50oN trung bình khoảng 25oC

4.3.3 Ảnh hưởng lớp phủ thực vật lớp tuyết phủ đến nhiệt độ bề mặt thổ

nhưỡng

Lớp phủ thực vật ban đêm làm giảm lạnh thổ nhưỡng Bức xạ ban đêm phần lớn phát từ bề mặt lớp phủ thực vật thân thực vật lạnh nhiều Thổ

nhưỡng lớp thực vật giữ nhiệt độ cao Song ban ngày, thực vật ngăn cản xạđốt nóng thổ nhưỡng Vì biên độ ngày nhiệt độ lớp thực vật giảm, nhiệt

độ trung bình ngày thấp Tóm lại, lớp thực vật nói chung "làm lạnh" thổ nhưỡng

Mặt thổ nhưỡng nơi có trồng ban ngày lạnh thổ nhưỡng khu đất hoang 10o Tính trung bình hàng ngày, mặt đất lạnh mặt đất trơ trụi 6o chí ởđộ sâu – 10cm, chênh lệch – 4oC

Lớp tuyết phủ mùa đông bảo vệ thổ nhưỡng khỏi nhiệt mạnh, xạ phát từ bề mặt lớp tuyết phủ cịn thổ nhưỡng ấm thổ nhưỡng trơ trụi Khi

đó, biên độ ngày nhiệt độ mặt thổ nhưỡng tuyết giảm rõ rệt

4.3.4 Sự truyền nhiệt vào sâu thổ nhưỡng

Đối với trình truyền nhiệt thổ nhưỡng, người ta thường áp dụng lý thuyết truyền nhiệt phân tử Furiê, gọi tắt định luật Furiê Tài liệu quan trắc cho thấy, truyền nhiệt thổ nhưỡng thực tế gần với định luật

Mật độ độẩm thổ nhưỡng lớn, thổ nhưỡng dẫn nhiệt tốt, dao động nhiệt

độ truyền nhanh vào lớp sâu

Song chu kỳ dao động nhiệt độ không biến đổi theo độ sâu không phụ thuộc vào loại thổ nhưỡng (định luật thứ Furiê) Điều có nghĩa là, khơng bề mặt mà sâu biến trình ngày với chu kỳ 24 hai cực đại hay cực tiểu liên tiếp biến trình năm với chu kỳ 12 tháng cịn trì

Song biên độ dao động giảm theo chiều sâu Sự tăng độ sâu theo cấp số cộng tương

ứng với giảm biên độ theo cấp số nhân (định luật Furiê thứ hai) Ví dụ, bề mặt thổ

nhưỡng biên độ ngày 30o, ởđộ sâu 20cm 5o, ởđộ sâu 40cm, biên độ nhiệt độ nhỏ

Tại lớp thổ nhưỡng tương đối sâu, biên độ

ngày giảm tới mức thực tế coi khơng Từ độ sâu (khoảng 70 – 100 cm trường hợp khác nhau, độ sâu khác nhau) bắt

đầu lớp có nhiệt độ trung bình khơng đổi Dao

động năm nhiệt độ truyền xuống sâu với biên độ giảm dần theo định luật nói dao động năm nhiệt độ truyền đến độ sâu Điều dễ hiểu q trình truyền dao

động xảy khoảng thời gian dài Biên độ dao động hàng năm thực tế giảm tới không độ sâu 30 mét miền cực, khoảng 15 – 20 mét miền ôn đới, khoảng 10 mét miền nhiệt đới (nơi biên độ năm mặt thổ nhưỡng nhỏ miền ôn đới) Từ độ sâu bắt

đầu lớp có nhiệt độ ln nhiệt độ trung bình năm (hình 4.4)

Thời gian xuất nhiệt độ cực đại cực tiểu biến trình ngày biến trình năm chậm theo độ sâu tỉ lệ thuận với độ sâu (định luật thứ ba Furiê) Điều dễ hiểu để nhiệt truyền xuống sâu cần

phải có thời gian Thời gian xuất cực trị hàng ngày 10 cm độ sâu chậm 2,5 – 3,5

(hình 4.3) Chẳng hạn, độ sâu 0,5 cm, cực đại nhiệt độ ngày quan trắc vào sau nửa

đêm Thời gian xuất nhiệt độ cực đại cực tiểu hàng năm chậm 20 – 30 ngày tương ứng với mét chiều sâu

Định luật thứ tư Furiê rõ, độ sâu lớp có mật độ không đổi hàng ngày hàng năm liên hệ với tỉ số đơn vị với bậc hai chu kỳ dao động, nghĩa tỉ số

1/ 365

Điều có nghĩa độ sâu nơi khơng cịn dao động hàng năm lớn độ sâu nơi khơng cịn

dao động ngày 19 lần Định luật định luật khác Furiê, thực tế

xác minh

Tính chất phức tạp truyền nhiệt không đồng thành phần cấu trúc thổ nhưỡng Ngoài ra, nhiệt truyền vào sâu thổ nhưỡng với mưa thẩm thấu, q trình tất nhiên khơng theo định luật truyền nhiệt phân tử

Hình 4.4

Biến trình ngày nhiệt độ thổ nhưỡng độ sâu từ đến 80 cm

Hình 4.5

Sự truyền nhiệt thổ nhưỡng theo chiều thẳng đứng vào mùa khác có liên quan với khác biệt biến trình nhiệt độ hàng năm độ sâu khác

Mùa hè, từ mặt thổ nhưỡng xuống sâu nhiệt độ giảm, mùa đông nhiệt độ tăng, mùa xuân nhiệt độ ban đầu tăng, sau giảm, mùa thu, ban đầu giảm, sau tăng

Ta biểu diễn biến đổi nhiệt độ thổ nhưỡng theo độ sâu trình ngày hay năm đồ thị

các đường cong đẳng trị (hình 4.6) Trên trục hồnh đồ thị đặt thời gian tính hay tháng năm, trục tung đặt độ sâu thổ nhưỡng Mỗi điểm

đồ thị tương ứng với thời gian độ sâu định

Trên đồ thị người ta điền giá trị

trung bình nhiệt độở độ sâu khác vào hay tháng khác nhau, sau vẽ đường đẳng trị nối điểm có nhiệt độ, chẳng hạn qua độ hay qua hai độ, ta có họ đường cong đẳng trị nhiệt Dùng đồ thị xác định giá trị

nhiệt độở thời điểm định ngày hay năm độ sâu phạm vi đồ thị

4.3.5 Biến trình ngày năm nhiệt độ mặt vùng chứa nước lớp nước

Ta nói đặc điểm trình truyền nhiệt vùng chứa nước so với trình truyền nhiệt thổ nhưỡng Sự khác biệt chỗ nhiệt truyền nước phần lớn trình loạn lưu Vì nóng lên hay lạnh lan truyền vùng chứa nước tới độ sâu lớn thổ nhưỡng, thêm vào nước có nhiệt dung lớn Kết biến đổi nhiệt độ mặt nước nhỏ Biên độ dao động khoảng vài phần mười độ; miền ôn đới 0,1 – 0,2oC, miền nhiệt đới khoảng 0,5o

Dao động ngày nhiệt độ mặt đại dương lớn biên độ năm nhiều Biên độ nhỏ biên độ năm nhiệt độ khoảng – 3oC, 40oB khoảng 10oC, vĩđộ 40oC khoảng 5oC Ở những miền biển kín hay những hồ sâu có thể có biên độ rất lớn, tới 20oC hay hơn

nữa

Dao động ngày năm truyền xuống sâu nước tất nhiên với chậm pha thổ nhưỡng Dao động ngày biển thấy ởđộ sâu 15 – 20 mét hay nữa, dao động hàng năm tới độ sâu 150 – 400 mét

4.4 BIẾN TRÌNH NGÀY CỦA NHIỆT ĐỘ KHƠNG KHÍ GẦN MẶT

ĐẤT

Hình 4.6

Nhiệt độ khơng khí biến đổi q trình ngày với nhiệt độ mặt đất Vì khơng khí nóng lên lạnh mặt đất, nên biên độ biến trình ngày nhiệt độ lều khí tượng nhỏ mặt thổ nhưỡng trung bình khoảng phần ba

Tuy nhiên, biến trình nhiệt độ ngày biến đổi lớn Điều tuỳ thuộc vào ảnh hưởng biến thiên lượng mây biến thiên điều kiện xạ mặt

đất Ngồi biến trình ngày nhiệt độ phụ thuộc vào trình bình lưu nhiệt, nghĩa phụ thuộc vào trình di chuyển tới khối khí có nhiệt độ khác biệt thay khối khí đại phương

Do nguyên nhân nói cực tiểu nhiệt độ xuất ban ngày, cực đại vào ban đêm Biến trình ngày nhiệt độ hồn toàn hẳn đường cong biểu thị

sự biến đổi nhiệt độ có dạng phức tạp bất thường Nói cách khác biến trình ngày thường bị mờđi hay bị che lấp biến thiên khơng có chu kỳ nhiệt độ Ví dụ,

Hà Nội tháng 1, cực đại hàng ngày nhiệt độ đo vào sau buổi từ 12 đến 14

khoảng 22oC có gió mùa đơng bắc, nhiệt độ buổi trưa giảm tới 16 – 17oC Trong khí hậu học, người ta thường xét biến trình ngày nhiệt độ khơng khí xác định qua thời kỳ nhiều năm Trong biến trình ngày lấy trung bình này, biến đổi khơng có chu kỳ nhiệt độ xuất tương đối vào tất ngày, chúng triệt tiêu lẫn Chính vậy, đường cong biến trình ngày nhiều năm nhiệt độ có dạng đơn giản với dạng dao động hình sin

Trên hình 4.2 biến trình ngày nhiệt độ khơng khí cân xạ Ta thấy có mối tương quan thuận hai đại lượng

Đại lượng biên độ ngày nhiệt độ phụ thuộc vào nhiều nhân tố Trước hết xác

định biên độ ngày nhiệt độ mặt thổ nhưỡng Biên độ nhiệt độ mặt thổ

nhưỡng lớn biên độ nhiệt độ khơng khí lớn Nhưng biên độ ngày nhiệt độ

trên mặt thổ nhưỡng phụ thuộc vào lượng mây

Biên độ vào mùa đông nhỏ vào mùa hè nhiều, tương tự biên độ mặt đất Vĩ độ tăng, biên độ ngày nhiệt độ khơng khí giảm, độ cao trưa đường chân trời giảm

Trên lục địa vĩ độ 20 – 30o biên độ hàng ngày nhiệt độ khoảng 12o, vĩ độ 60o khoảng 6o, vĩ độ 70o khoảng 3o Tại miền cực, nơi mặt trời không mọc hay không lặn nhiều ngày liền, nhiệt độ biến trình ngày

Đặc tính thổ nhưỡng vỏ thổ nhưỡng có ý nghĩa định biên độ

ngày nhiệt độ Biên độ nhiệt độ mặt thổ nhưỡng lớn biên độ ngày nhiệt

độ khơng khí phía lớn Ở vùng đồng cỏ sa mạc, biên độ ngày trung bình lớn đạt tới 15 – 20o, tới 30o Trên vùng rậm rạp, biên độ nhỏ Biên độ ngày nhỏ ảnh hưởng vùng chứa nước: nhưở miền duyên hải biên độ nhỏ

Tại nơi địa hình nhơ cao (trên đỉnh núi, sườn núi đồi) biên độ ngày nhiệt độ

Tại vùng địa hình trũng, khơng khí ban ngày bị mặt đất đốt nóng mạnh giữ lại lâu hơn, cịn ban đêm khơng khí lạnh mạnh trườn xuống theo sườn Song khe hẹp, nơi thông lượng xạ hữu hiệu giảm, biên độ ngày nhỏ thung lũng rộng

Dễ hiểu biên độ ngày nhiệt độ mặt biển nhỏ dẫn tới biên độ nhiệt độ không khí phía nhỏ Tuy vậy, biên độ nhiệt độ khơng khí lớn biên độ nhiệt độ

mặt nước biển Biên độ ngày mặt đại dương khoảng vài phần mười độ, lớp khơng khí cùng, biên độđạt tới – 1,5oC Trên vùng biển kín, biên độ cịn lớn Sự hấp thụ trực tiếp xạ mặt đất lớp khơng khí phát xạ chúng ban đêm có ảnh hưởng định

4.5 SỰ BIẾN ĐỔI THEO THỜI GIAN CỦA NHIỆT ĐỘ KHƠNG KHÍ

4.5.1. Sự biến đổi biên độ ngày nhiệt độ theo chiều cao

Cũng thổ nhưỡng hay nước, trình đốt nóng lạnh truyền từ bề

mặt xuống lớp sâu, khơng khí q trình nóng lên lạnh truyền từ

những lớp khơng khí nằm lên lớp cao hơn, dao động ngày nhiệt

độ quan trắc gần mặt đất mà cịn lớp khí cao Cũng nước thổ nhưỡng, nơi dao động ngày nhiệt độ giảm chậm pha theo chiều sâu, khí dao động giảm chậm pha theo chiều cao

Quá trình trao đổi nhiệt khơng xạ khí xảy chủ yếu truyền nhiệt loạn lưu, tức khơng khí xáo trộn Song khơng khí linh động nước, nên trình truyền nhiệt rối khơng khí xảy mạnh nhiều Kết dao động ngày nhiệt độ

trong khí lan truyền lớp dày đại lượng

Trên lục địa, ởđộ cao 500 mét biên độ dao động ngày nhiệt độ khoảng 50 % biên độở gần mặt đất, cực trị xuất muộn 1,5 – Ởđộ cao km biên

độ ngày nhiệt độ khoảng – 2oC Ở độ cao – km từ 0,5 – 1oC, cực đại ban ngày dịch buổi chiều

Trên biển, biên độ ngày nhiệt độ tầng vài km nhiều tăng theo chiều cao, cịn nhỏ Thậm chí phần tầng đối lưu tầng bình lưu cịn nhiệt

độ khơng lớn xác định trình hấp thụ phát xạ khơng khí

khơng ảnh hưởng mặt đất

Tại vùng núi, nơi ảnh hưởng mặt đất lớn khí tự độ

cao, biên độ ngày nhiệt độ giảm theo chiều cao chậm đỉnh núi có độ cao 3000m hay cao nữa, biên độ ngày khoảng – 4oC Ở vùng cao nguyên cao, biên độ ngày nhiệt độ gần vùng thấp ởđây xạ hấp thụ xạ hữu hiệu lớn

Ở miền ngoại nhiệt đới, biến đổi xảy thường xuyên đến mức biến trình năm nhiệt độ biểu rõ có thời tiết xốy nghịch, mây ổn định Vào thời gian khác, biến trình bị mờđi biến đổi khơng có chu kỳ Những biến đổi (trên lục địa) vào mùa đơng, lớn

Nhiệt độ vào thời điểm ngày (trên lục địa) giảm – 10oChay khoảng 0,5 – Ở miền nhiệt đới, biến đổi khơng có chu kỳ nhiệt độ chủ

yếu liên quan với trình bình lưu khối khí từ khu vực khác tới Những đợt lạnh khơng có chu kỳđặc biệt mạnh (đơi gọi sóng lạnh) xảy cảở miền nhiệt đới xâm nhập khơng khí lạnh từ miền ôn đới miền cực

Ở châu Á, không khí lạnh dễ dàng tràn tới tận dãy núi giới hạn phía nam phía đơng nước Cộng hồ Trung Á Vì mùa đơng miền đất thấp Turan, tương đối lạnh Song dãy núi Pamia, Thiên Sơn, Antai, cao nguyên Tây Tạng, không kể Himalaya, chướng ngại vật ngăn cản không khí lạnh tràn xuống phía nam Tuy nhiên, trường hợp có, đợt lạnh đáng kể bình lưu quan trắc Ấn Độ: Penzat nhiệt độ giảm trung bình – 9oC, có trường hợp (tháng năm 1917) đại lượng tới 20oC Khi khối khí lạnh vịng qua rìa phía tây dãy núi Vào mùa đơng, đợt xâm nhập khơng khí lạnh từ miền cực miền ơn đới tới Trung Quốc khoảng nửa đợt xâm nhập khơng khí cực đới biến tính tới Việt Nam Đông Dương dạng đợt gió mùa đơng bắc

Tại Bắc Mỹ, dãy núi khơng nằm theo hướng vĩ tuyến Vì ởđây khơng khí lạnh dễ dàng tràn xuống tận Florida vịnh Mêchxich

Trên đại dương, khơng khí lạnh thâm nhập tới tận miền nhiệt đới Khi đó, khơng khí lạnh sẽđược mặt nước đốt nóng, song chúng làm nhiệt độđịa phương giảm rõ rệt Sự thâm nhập khơng khí biển miền ơn đới Đại Tây Dương vào châu Âu gây nên đợt sóng mùa đơng đợt lạnh mùa hè

Càng vào sâu lục địa Âu Á, tần suất khơng khí Đại Tây Dương nhỏ tính chất ban đầu lục địa biến đổi Tuy vậy, xâm nhập khơng khí Đại tây dương ảnh hưởng đến khí hậu thấy vùng núi miền Trung Sibiri Trung Á

Khơng khí nhiệt đới thường xâm nhập vào châu Âu mùa đông mùa hè từ miền Bắc châu Phi từ vùng cận nhiệt đới thuộc Đại tây dương

Ngồi ra, vào mùa hè khối khí có nhiệt độ gần nhiệt độ khơng khí nhiệt

đới cịn hình thành miền nam châu Âu, hay tràn vào châu Âu từ miền Kazakxtan hay Trung Á Có trường hợp nhiệt độ tăng tới khoảng 30oC, khơng khí nhiệt đới mùa hè xâm nhập vào miền cực bắc nước Nga Ở Bắc Mỹ, khơng khí nhiệt đới xâm nhập từ Thái Bình Dương Đại Tây Dương đặc biệt từ vịnh Mêchxich Ngay lục địa, khối khí nhiệt đới thường hình thành Mêchxich miền nam nước Mỹ

Trong khoảng không gian không lớn lắm, biến đổi khơng có chu kỳ lớn nhiệt độ liên quan với tượng fơn vùng núi, nghĩa liên quan với trình nóng lên đoạn nhiệt khơng khí chuyển động theo sườn núi xuống thung lũng

4.5.3. Sương giá

Nhiệt độ giảm mạnh xuống 0oC nhiệt độ dương tạo nên sương giá gây thiệt hại lớn cho trồng Hiện tượng sương giá có ý nghĩa thực tế, thường liên quan với biến trình ngày nhiệt độ với q trình giảm nhiệt độ khơng có chu kỳ Hai nguyên nhân thường tác động phối hợp

Sương giá trình ban đêm, nhiệt độ giảm đến 0oC hay thấp hơn nữa vào thời kỳ

nhiệt độ trung bình hàng ngày lớn 0oC, vào mùa xuân mùa thu

Sương giá mùa xuân mùa thu gây hậu tai hại ăn

và rau: Khi đó, nhiệt độở lều khí tượng khơng thiết phải hạ xuống 0oC Ởđây,

độ cao hai mét, nhiệt độ lớn 0oC, lớp khơng khí sát thổ

nhưỡng, nhiệt độ vào lúc giảm tới 0oC hay thấp hơn, rau hay ăn bị

hỏng Cũng nhiệt độ khơng khí chí ởđộ cao sát thổ nhưỡng lớn 0oC, thân thổ nhưỡng hay thực vật lạnh ban đêm phát xạ đạt tới nhiệt độ

âm, chúng xuất sương muối Hiện tượng gọi sương giá mặt thổ

nhưỡng Sương giá làm chết non

Sương giá phần lớn xuất khơng khí tương đối lạnh, chẳng hạn khơng khí cực chuyển tới địa phương Tuy nhiên, ban ngày nhiệt độ lớp khối khí lớn 0oC Ban đêm, nhiệt độ khơng khí giảm 0oC sương giá xuất

Sương giá xuất vào ban đêm quang đãng lặng gió, xạ hữu hiệu từ bề

mặt thổ nhưỡng lớn, trình rối yếu, lớp khí lạnh thổ nhưỡng khơng lan truyền lên lớp cao mà bị làm lạnh thời gian dài Thời tiết quang đãng lặng gió thuận lợi cho xuất sương giá, thường thấy vùng trung tâm cao áp, xoáy nghịch

Q trình lạnh mạnh mẽ lớp khơng khí sát thổ nhưỡng dẫn tới tượng vào ban

đêm lớp nằm phía có nhiệt độ lớn nhiệt độ khơng khí sát mặt đất Vì vậy, sương giá thường kèm theo nghịch nhiệt sát mặt đất

Sương muối xuất vùng đất thấp với tần suất cao so với nơi cao hay sườn núi vùng địa hình trũng, giảm nhiệt độ ban đêm lớn Tại vùng địa hình thấp khơng khí lạnh đọng lại bị làm lạnh thời gian dài

Vì vậy, nhiều sương giá làm hỏng vườn cây, rau hay nho vùng đất thấp, lúc

đó sườn đồi cối không bị hại

Hiện có nhiều biện pháp tương đối có hiệu quảđang tiến hành để bảo vệ vườn rau khỏi ảnh hưởng sương giá Rau ăn quảđược bao phủ khói để

Có thể dùng dụng cụ đặc biệt (kiểu túi chườm) để đốt nóng lớp khơng khí đọng lại sát đất Những khoảnh vườn nhỏ che rơm hay phủ vải nhựa giảm xạ hữu hiệu từ bề mặt thổ nhưỡng cây, v.v Phải áp dụng biện pháp buổi chiều nhiệt độ tương đối thấp theo dự báo thời tiết ban đêm trời quang đãng lặng gió Một biện pháp khác dùng quạt gió lớn phía tán để tăng cường trình xáo trộn rối, làm lớp khơng khí lạnh phía tăng nhiệt độ trao đổi nhiệt với khơng khí nóng phía

Trong điều kiện thời tiết xốy nghịch quang đãng lặng gió, theo tài liệu quan trắc chỗ, ta tính khả hạ thấp 0oC phụ thuộc vào giá trị yếu tố khí tượng nhiệt độ ban đêm vào buổi chiều hôm trước

4.5.4. Biên độ năm nhiệt độ khơng khí

Mọi khối khí mùa đơng lạnh cịn mùa hè nóng hơn, nhiệt độ khơng khí nơi mặt đất biến đổi trình năm, nhiệt độ trung bình tháng vào mùa lạnh nhỏ

hơn vào mùa nóng Nếu tính nhiệt độ trung bình tháng theo dãy quan trắc nhiều năm cho nơi đó, ta sẽđược giá trị nhiệt độ trung bình tháng biến đổi đặn từ tháng sang tháng khác, chúng tăng từ tháng giêng hay tháng hai đến tháng bảy hay tháng tám sau

đó giảm

Hiệu nhiệt độ trung bình tháng tháng nóng tháng lạnh gọi biên

độ năm nhiệt độ khơng khí

Trong khí hậu học, người ta dùng biên độ năm nhiệt độ tính theo giá trị trung bình nhiều năm cho tháng Biên độ năm nhiệt độ khơng khí trước hết tăng theo vĩđộđịa lý Tại miền xích đạo, thơng lượng xạ mặt trời biến đổi q trình năm; phía cực, khác biệt thơng lượng xạ mặt trời mùa đông mùa hè tăng, biên

độ nhiệt độ hàng năm tăng Song đại dương cách xa miền bờ, biến đổi theo vĩđộ

của biên độ năm không lớn

Nếu trái đất có đại dương, khơng có băng phủ biên độ hàng năm biến đổi từ

0oC xích đạo đến khoảng – 6oC cực Thực tế, phần phía nam Thái Bình Dương cách xa lục địa, biên độ năm vĩ độ 20 vào 60o tăng khoảng từ đến 5o Song phần phía bắc Thái Bình Dương hẹp hơn, nơi ảnh hưởng lục địa lớn hơn, biên độở miền vĩđộ 20 – 60o tăng từ đến 15oC

Biên độ năm nhiệt độ (cũng biên độ ngày) lục địa lớn biển nhiều Thậm chí lục địa không lớn thuộc nam bán cầu, biên độ năm lớn 15oC, ở vĩ

độ 60o lục địa châu Á, Iakutchi giá trị tới 60oC

Những biên độ nhỏ thấy nhiều nơi lục địa, chí cách xa bờ

biển, nơi khơng khí từ biển thường thâm nhập vào, chẳng hạn nhưở Tây Âu Ngược lại, biên

Đại lượng phụ thuộc vào tần suất khối khí có nguồn gốc biển lục địa địa phương

Không biển mà hồ lớn giảm biên độ năm nhiệt độ khơng khí làm dịu khí hậu Khoảng hồ Bai Can, biên độ nhiệt độ năm khơng khí 30 – 31oC vùng bờ khoảng 36oC, cịn vùng vĩđộ sơng Iênhisêi 42oC

Song miền ngoại nhiệt đới, biến trình năm cịn biểu rõ rệt, chí miền tầng đối lưu tầng bình lưu Biến trình xác định biến đổi theo mùa qua điều kiện phát xạ hấp thụ xạ mặt trời mặt đất thân khơng khí

4.6 TÍNH LỤC ĐỊA CỦA KHÍ HẬU

4.6.1. Biên độ năm nhiệt độ tính lục địa khí hậu

Khí hậu biển với biên độ năm nhiệt độ nhỏ thường gọi khí hậu biển, khác với khí hậu lục địa với biên độ nhiệt độ năm lớn Song khí hậu biển lan đến vùng lục địa sát biển nơi tần suất khơng khí biển lớn Có thể nói, khơng khí biển đem khí hậu biển vào lục

địa Ngược lại, khu vực đại dương có khơng khí chuyển từ lục địa gần thịnh hành khí hậu có tính lục địa tính biển

Tây Âu, nơi quanh năm thịnh hành khơng khí Đại Tây Dương, khí hậu biển biểu rõ rệt, miền cực tây châu Âu biên nhiệt độ khơng khí khoảng vài độ Cách xa Đại Tây Dương tiến sâu vào lục địa xa Đại Tây Dương, biên độ năm nhiệt độ tăng, nói cách khác, tính lục địa khí hậu tăng Ở miền đơng Sibir, biên độ năm tăng đến vài chục độ Mùa hè ởđây nóng Tây Âu, mùa đơng khí hậu khắc nghiệt nhiều Độ gần biển miền đông Sibir Thái Bình Dương khơng có giá trị đáng kể, hồn lưu chung khí quyển, mùa đơng khơng tạo điều kiện cho khơng khí từ Thái Bình Dương thâm nhập vào Sibir Chỉ có miền Viễn Đơng, mùa hè khối khí di chuyển từđại dương làm giảm nhiệt độ làm giảm biên độ năm nhiệt độ

Trên vĩ độ, biên độ trung bình năm Torơshap 6oC cịn Iacutchi – 11oC, nghĩa tính cho năm khí hậu lục địa lạnh khí hậu biển Điều có nghĩa là, miền ơn đới miền cực biên độ lớn khí hậu lục địa so với khí hậu biển khơng nhiệt độ mùa hè tăng, mà nhiệt độ mùa đơng giảm Ở miền nhiệt đới, điều kiện có khác, biên độ nhiệt độ lục địa lớn mùa đông lạnh mà nguyên nhân mùa hè nóng Vì vậy, miền nhiệt đới nhiệt độ trung bình năm khí hậu lục địa lớn khí hậu biển

Nếu từ tây sang đông vào trung tâm lục địa Âu Á, nhiệt độ trung bình tháng nóng tháng lạnh nhất, nhiệt độ trung bình biên độ trung bình hàng năm biến đổi

Điều thấy rõ từ số liệu số trạm vĩ tuyến 52o (xem bảng kèm theo)

Kinh độ Tháng Tháng Năm Biên độ

Irlanđia 10oW +7 +15 +10

Tây Đức oE +1 +17 +9 16

Vacsôvi 21 oE – +18 +7 23

Cuôcxkơ 36 oE – 10 +19 +5 29

Cranbua 55 oE – 15 +22 +3 37

Tây Sibia 80 oE – 18 +22 +3 40 Nechinxkơ 116 oE – 30 +23 – 53 4.6.2. Những hệ số tính lục địa

Giữa khí hậu biển khí hậu lục địa cịn có khác biệt biên độ ngày nhiệt độ chế độẩm chếđộ giáng thuỷ, v.v Tuy nhiên, biên độ nhiệt độ năm biểu thị tính lục địa khí hậu rõ

Biên độ năm nhiệt độ phụ thuộc vào vĩđộđịa lý Ở miền vĩđộ thấp, biên độ năm nhiệt độ nhỏ so với miền vĩđộ cao, chí lục địa Như là, để tính trị

sốđặc trưng cho tính lục địa khí hậu xác ta phải loại trừảnh hưởng vĩđộ biên độ năm nhiệt độ

Hiện có nhiều phương pháp tính số tính lục địa khí hậu tuỳ thuộc vào biên độ năm nhiệt độ vĩ độ địa phương Đặc biệt thường dùng số Gorơclimsri

12sin sin

A

k C ϕ

ϕ −

= (4.2) A biên độ năm nhiệt độ, biểu thức 12sinϕ biên độ trung bình năm nhiệt độ đại dương đới 30 60 vĩđộ, ϕ vĩđộ

Như vậy, ta lấy biên độ năm thực tế hàng năm trừđi biên độ năm vĩđộϕ khí hậu

đại dương trung bình Hệ số C xác định theo giả thuyết tính lục địa trung bình mặt đại dương không (nghĩa A = 12 sinϕ) Veckhơianxkơ, C = 100 Từđó cơng thức có dạng

17

20,4 sin

A k

ϕ

= − (4.3) S.P Khromop đưa số lục địa đổi khác nhiều Biên độđơn đại dương, nghĩa biên độ đại dương hồn tồn khơng có ảnh hưởng lục địa (hay khơng có

ảnh hưởng lục địa), tương tự nhưở phần trung tâm miền nam Thái Bình Dương xa lục địa xác định tuỳ thuộc vào vĩđộ Đối với biên độđơn đại dương khơng có nghĩa A=12sinϕ ta có biểu thức

5,4 sin m

Sau đó, lấy hiệu biên độ năm thực tế địa phương A biên độ đơn đại dương nói chia cho nhiệt độ thực tế

5,4 sin m

A A A

k

A A

ϕ

− −

= = (4.5) Chỉ số lục địa rõ phần biên độ năm nhiệt độ khơng khí nơi gây nên ảnh hưởng lục địa trái đất ảnh hưởng lục địa biên độ năm nhiệt

độ

Tại vùng trung tâm ba đại dương Nam bán cầu số k nhỏ 10% Nhưng miền bắc Đại Tây Dương, giá trị lớn 25% , miền cực tây châu Âu khoảng 50 70%, miền Trung Tây bắc châu Á, chí lớn 90% Chỉ số lớn 90% số nơi thuộc miền trung châu Úc miền bắc châu Phi Nam Mỹ

Như vậy, xét biên độ năm nhiệt độ khí hậu có tính chất biển lớn hình thành lục địa dù chịu ảnh hưởng lục địa đại dương Hơn nữa, chí vùng trung tâm Đại Tây Dương, ảnh hưởng lục địa tới biên độ năm nhiệt độ

lớn ảnh hưởng đại dương

Điều rõ ràng khơng khí từ lục địa thường lan biển Chỉở miền ôn đới đại dương Nam bán cầu, ảnh hưởng lục địa tới biên độ năm nhiệt độ không đáng kể

N.N Ivanơp tính hệ số lục địa, ngồi biên độ năm nhiệt độ, ơng cịn tính đến đặc trưng có liên quan với tính lục địa biên độ ngày nhiệt độ độ hụt bão hoà (hiệu sức trương bão hoà sức trương nước thực tế khơng khí (xem chương 5) Ơng đề cơng thức

0,25 12sin 100 0,36 14

A a D

k ϕ

ϕ + + =

+ (4.6) ởđây A, a biên độ năm biên độ ngày nhiệt độ

D độ hụt bão hoà (tính trung bình nhiều năm)

Theo cơng thức này, khí hậu chịu ảnh hưởng biển lục địa tương ứng với số 100%; hệ số tối thấp gần đảo Macri (phía nam New Zealand 37 %, hệ số

cực đại miền Trung Á miền trung Sahara (250 – 260%)

4.7 BIẾN TRÌNH NĂM CỦA NHIỆT ĐỘ KHƠNG KHÍ

4.7.1. Các loại biến trình năm nhiệt độ khơng khí đới khí hậu

Ta phân chia loại biến trình nhiệt độ khơng khí phụ thuộc vào vĩđộ tính lục địa sau đây:

Biên độ nhỏ, khác biệt thơng lượng xạ mặt trời q trình năm khơng lớn, cịn thời gian thơng lượng xạ mặt trời lớn giới hạn khí trùng với thời gian có lượng mây giáng thuỷ cực đại Giữa lục địa biên độ khoảng 5oC, ở

vùng bờ biển nhỏ 3oC, đại dương 1oC hay nhỏ đảo Monden (vĩ độ 4oN 155oW) biên độ khoảng 0,5oC Trong biến trình kiểu thường có hai cực đại nhiệt

độ sau mặt trời tương đối thấp Ví dụ:

1 10 11 12 Năm Biên độ Jacacta (Iava 6,2oN; 106,8oĐ)

25.8 25.8 26.2 26.7 26.8 26.5 26.3 26.5 26.8 26.8 26.5 26.1 26.4 1.0 Môngala (Xuđăng, 5,2o B; 1,80Đ)

27.2 27.8 28.5 27.2 26.1 25.4 24.3 24.4 25.1 25.7 25.7 26.4 26.2 4.2

4.7.1.2 Loại nhiệt đới

Biên độ lớn so với xích đạo, biên độ khoảng 5oC, lục địa khoảng 10 – 15oC Có cực đại cực tiểu trình năm, phần lớn sau Mặt Trời cao thấp Ở khu vực gió mùa, cực biến trình thường thấy trước gió mùa mùa hè, gió làm giảm nhiệt độ đem lại mây mưa

Hình 4.7

Các loại biến trình năm nhiệt độ khơng khí trái đất :1 – Loại xích đạo; – Loại nhiệt đới gió mùa; – Loại ôn đới; – Loại cực biển – Loại cực lục địa

4.7.1.3 Loại ôn đới

Tại cực trị nhiệt độ thường thấy sau ngày đơng chí hạ chí, cần thêm khí hậu biển, chúng chậm xuất khí hậu lục địa Ở Bắc Bán Cầu, cực tiểu thường thấy lục địa vào tháng 1, biển vào tháng hay tháng 3, biển vào tháng chí đơi tới tháng Điều rõ ràng khác biệt q trình đốt nóng truyền nhiệt lục địa biển xét

Tại miền ôn đới, khí hậu lục địa đặc trưng mùa đơng lạnh mùa hè nóng so với khí hậu biển Ở mùa chuyển tiếp có đặc tính khác biệt, khí hậu biển

1 10 11 12 Năm Biên độ

Monolulu (quần đảo Hawai, 21,3 oN; 157,9 oW)

+22 +22 +22 +23 +24 +25 +25 +26 +26 +25 +24 +23 24 4,0 Alit – Xơrinz (Châu Úc, 21,6 oS; 133,6 oE)

+28 +28 +24 +20 +15 +12 +12 +14 +18 +23 +26 +27 +21 16 +22 +24 +28 +33 +35 +32 +28 +27 +28 +27 +23 +21 +27 14

Mùa xuân đặc biệt ấm vùng thảo nguyên sa mạc Kazacxtan, Turan, Mông Cổ lớp tuyết phủ không dày lắm, tan sớm khơng cản trở q trình đốt nóng thổ nhưỡng Song

những khu vực có lớp tuyết phủ dày (ví dụ phần châu Âu Nga miền Tây Xibêri) thường lượng nhiệt lớn cho tuyết tan, mùa xuân thường lạnh mùa thu tương tự

như khí hậu biển

Trong khí hậu biển, biên độ năm miền ôn đới chí đạt tới khoảng 10 – 15oC,

khí hậu lục địa khoảng 25 – 40oC, cịn châu Á vượt q 60oC

Có thể chia miền ơn đới thành đới nhỏ: cận nhiệt đới, ôn đới đới cận cực Mùa chuyển tiếp biểu rõ ôn đới; biên độ năm khí hậu lục địa khí hậu biển có khác biệt lớn (xem bảng)

4.7.1.4 Loại cực

Cực tiểu biến trình hàng năm chuyển dịch tới thời gian xuất Mặt Trời đường chân trời sau đêm cực kéo dài, nghĩa sang tháng 2, tháng Bắc Bán Cầu tháng tháng Nam Bán Cầu, biên độ lục địa (Grenlandi, châu Nam Cực) lớn, khoảng 30 – 40oC Trong khí hậu biển miền cực đảo miền rìa lục địa, biên độ nhỏ hơn, song tới khoảng 20oChay lớn hơn (xem bảng)

1 10 11 12 Năm Biên độ Montevideo (24,9 oS; 56,2 oE)

+23 +22 +20 +17 +14 +11 +10 +11 +13 +15 +18 +21 +16 13 Batđa (33,3 oN, 44,4 oE)

+9 +12 +16 +22 +28 +32 +35 +35 +32 +25 +18 +11 +23 26 Luân đôn (Anh 51,5 oN; 0,0 oE)

+5 +5 +6 +8 +12 +15 +17 +16 +14 +10 +6 +5 +10 12 Matxcơva (55,8 oN; 37,6 oE)

–10 –10 – +4 +12 +15 +18 +16 +10 +4 – – +4 28 Lacuchi ( 52,3 oN;104,3 oE)

–20 –18 –10 +8 +14 +17 +15 +8 –11 –18 +1 37 Skikkithâumua(65,1 oN; 22,7 oE)

– – – +1 +5 +9 +11 +10 +8 +4 +1 – +3 12 Arkhangensk (64,6 oN; 40,5 oE)

–50 –44 –30 –13 +2 +13 +15 +11 +2 –15 –37 –46 – 16 65 10 11 12 Năm Biên

độ

Grinkhabo (78,0 oN; 14,2 oE)

–16 –18 –20 –14 – +2 +5 +5 – –11 – 14 – 25 Môngala (72,1 oN; 96,6 oE)

–34 –44 –55 –63 –63 –67 –67 –71 –67 –59 –44 –32 – 55 39 4.7.2. Biến thiên nhiệt độ trung bình tháng

Vì biến đổi khơng có chu kỳ năm xảy khác nên nhiệt độ trung bình năm khơng khí nơi vào năm khác thường khác Chẳng hạn

Matxcơva, nhiệt độ trung bình năm vào năm 1962 1,2o, vào năm 1925 6,1o

Người ta gọi giá trịđộ lệch trung bình nhiệt độ trung bình tháng so với giá trị chuẩn khí hậu học biến thiên nhiệt độ trung bình tháng Giá trị lớn biến

đổi khơng có chu kỳ nhiệt độ địa phương làm cho tháng vào năm khác có đặc tính khác xảy mạnh

Vì vậy, biến thiên nhiệt độ trung bình hàng tháng tăng theo vĩ độ, miền nhiệt đới nhỏ, miền ơn đới lớn Trong khí hậu biển giá trị nhỏ khí hậu lục địa

Biến thiên đặc biệt lớn khu vực chuyển tiếp khí hậu lục địa khí hậu biển,

ở số năm khối khí biển, năm khác khơng khí lục địa khống chế

4.7.3. Những nhiễu động biến trình năm nhiệt độ khơng khí

Nếu biểu diễn phương pháp đồ thị biến trình năm nhiệt độ khơng khí theo giá trị

trung bình tháng, nghĩa theo 12 giá trị, ta sẽđược đường cong đặn dạng hình sin Nếu biểu diễn biến trình năm nhiệt độ theo số liệu trung bình ngày (hay theo giá trị

trung bình ngày) qua chu kỳ nhiều năm (thậm chí qua 100 năm) đường cong khơng hồn tồn đặn Trên đường cong có nhiễu dạng cưa gây nên biến đổi chu kỳ nhiệt độ (hình 4.8)

Hình 4.8

Biến trình năm khơng khí dựng theo nhiệt độ trung bình ngày từ dãy số liệu 100 năm

Điều có nghĩa biến đổi khơng có chu kỳ nhiệt độ qua ngày mạnh đến mức chí đường cong trung bình năm khơng hồn tồn bị san

Một số dao động biến trình nhiệt độđặc biệt đáng kể kéo dài liên tục nhiều ngày, điều đó, chẳng hạn, nhiệt độ giảm vào mùa xuân Kết nhiệt độ nhỏ trung bình nhiều năm

Dao động loại đợt nóng hay đợt lạnh lặp lại từ năm qua năm khác vào ngày tương đối cố định, khơng thiết xảy vào ngày, đường cong khí hậu học cịn giữ lại nhiễu động tương ứng Chúng gọi đặc tính theo mùa

Ví dụ, châu Âu, vào mùa xn nhiệt độ biến trình năm nói chung tăng, đường cong khí hậu học dựng theo ngày hay ngày có thời kỳ nhiệt độ giảm đáng kể hay tăng chậm Chẳng hạn tượng thường xảy vào khoảng tháng hay vào nửa đầu tháng Ta rõ đợt lạnh lại vào nửa đầu tháng

Ngược lại, vào mùa thu, khoảng cuối tháng hay đầu tháng 10, nhiệt độ nói chung giảm thường có giảm chậm tạm thời, chí có năm giảm chậm thay

bằng tăng nhiệt độ vài ngày chí đến ngày thời kỳ có đợt nóng mùa thu này, gọi kéo dài mùa hè

Dĩ nhiên, không nên cho vào năm, biến đổi nhiệt độ xuất vào ngày định Thời gian xuất chúng vào năm khác khác Chẳng hạn, đợt lạnh tháng thấy vào đầu hay vào cuối tháng, hồn tồn khơng có Tuy nhiên, đợt lạnh thấy thường xuyên vào nửa đầu tháng, điều phản ánh biến trình khí hậu học

Những dao động biến trình năm nhiệt độ rõ thời kỳ xẩy thâm nhập thường xuyên khối khí loại định

Khi xét đồ phân bố trung bình nhiều năm nhiệt độ khơng khí mực biển cho tháng hay cho năm, ta phát nhiều qui luật thể ảnh hưởng nhân tố địa lý Trước hết, ảnh hưởng vĩ độ Nhiệt độ nói chung giảm từ xích

đạo phía cực, tương ứng với phân bố cân xạ mặt đất Sự giảm đặc biệt

đáng kể vào mùa đơng bán cầu, gần xích đạo, nhiệt độ biến trình năm biến

đổi Ở miền vĩđộ cao nhiệt độ vào mùa đông lớn vào mùa hè nhiều

Song, đồ đường đẳng nhiệt đường đẳng trị, cân xạ không hồn tồn trùng với vịng vĩ tuyến Sự khác biệt lớn miền bắc bán cầu Trong ta thấy rõ ảnh hưởng chia cắt mặt trái đất thành lục địa biển Vấn đề

này xét kỹ sau Ngoài ra, nhiễu động phân bố nhiệt độ liên quan với tồn lớp tuyết băng phủ, dãy núi, dịng biển nóng lạnh Cuối cùng, phân bố nhiệt độ chịu ảnh hưởng điều kiện hoàn lưu chung khí

Do nhiệt độở nơi xác định điều kiện cân xạở mà cịn bình lưu khơng khí từ nơi khác đến Chẳng hạn nhiệt độ tới thấp quan trắc thấy miền trung tâm lục địa Âu Á mà dịch chuyển hẳn sang phía đơng lục địa Nhiệt độ miền tây lục địa Âu Á, mùa đông lớn hơn, mùa hè nhỏ miền đơng, với hướng thịnh hành dịng khơng khí, khơng khí từ biển từ Đại Tây Dương thâm nhập vào sâu lục địa châu Á từ phía tây

Trên đồ nhiệt độ trung bình năm mực biển (hình 4.9), độ lệch đường

đẳng nhiệt so với vòng cung vĩ tuyến nhỏ Mùa đơng, lục địa lạnh biển, cịn mùa hè nóng hơn, tính giá trị trung bình năm, độ lệch ngược dấu

đường đẳng nhiệt so với phân bố theo đới bù lại cho phần

Hình 4.9

Phân bố trung bình năm nhiệt độ khơng khí mực biển (oC)

Trên đồ trung bình năm ta thấy đới rộng có nhiệt độ trung bình năm cao + 25oC nằm miền nhiệt đới hai phía xích đạo

song lục địa đường đẳng nhiệt uốn phía nam tạo nên “lưỡi nóng”, ởđây đại dương nhiệt độ cao lan lên phía vĩđộ cao nhiều

Hình 4.10

Phân bố trung bình tháng I nhiệt độ khơng khí mực biển

Như ta thấy miền nhiệt đới nhiệt độ không khí trung bình năm lục địa lớn đại dương Tại miền ngoại nhiệt đới, đường đẳng nhiệt lệch so với vịng cung vĩ tuyến, Nam bán cầu, nơi mặt trải miền ôn đới miền cực thuộc Bắc Bán Cầu ta thấy đường đẳng nhiệt lệch phía Nam lục địa châu Á Bắc Mỹ

Điều có nghĩa tính trung bình năm, lục địa miền lạnh đại dương

Hình 4.11

Phân bố trung bình tháng nhiệt độ khơng khí mực biển

Tính trung bình năm, nơi nóng trái đất miền bờ biển phía Nam Hồng Hải;

Macao, (thuộc Erittơrây 15,6oN, 39oE) nhiệt độ trung bình năm mực biển +30o,

Trên đồ phân bố nhiệt độ trung bình tháng tháng (những tháng mùa

đông mùa hè), lệch đường đẳng nhiệt so với vòng cung vĩ tuyến lớn nhiều Thực miền nhiệt đới Bắc bán cầu, nhiệt độ tháng đại dương lục địa tương đối

đồng Các đường đẳng nhiệt lệch với vòng cung vĩ tuyến Tại miền nhiệt đới, nhiệt độ biến đổi theo vĩđộ Song miền ngoại nhiệt đới bắc bán cầu, nhiệt độ giảm nhanh phía cực

Ngồi ra, ta thấy lục địa lạnh thuộc miền ngoại nhiệt đới bắc bán cầu,

Chương 5

Nước khí quyển

Từ chương ta biết, tuần hoàn ẩm ba chu trình hình thành khí hậu Tuần hồn ẩm gồm có q trình bốc nước từ mặt đất, q trình nước ngưng kết khí quyển, giáng thuỷ dịng chảy Dịng chảy q trình thuỷ văn tuý, ta không xét tới Những thành phần tuần hồn ẩm khác – q trình bốc hơi, ngưng kết – hình thành giáng thuỷ hậu khí hậu chúng nội dung chương

5.1 Bốc hơi bão hồ

5.1.1. Q trình bốc

Hơi nước thường xuyên thâm nhập vào khí trình bốc từ bề mặt vùng chứa nước thổ nhưỡng, q trình thực vật Để phân biệt với q trình hơi, người ta gọi trình bốc trình bốc vật lý, cịn q trình bốc với q trình q trình bốc tổng cộng

Quá trình bốc xảy phân tử nước tách khỏi mặt nước hay mặt thổ

nhưỡng ẩm thâm nhập vào không khí dạng phân tử nước Trong khơng khí, phân tử lan truyền lên cao, truyền phương rời xa nguồn bốc

Quá trình xảy phần tự phân tử chuyển động Trong trường hợp đó, q trình lan truyền phân tử khí vào khơng gian gọi q trình khuếch tán phân tử Ngồi q trình khuếch tán, nước cịn lan truyền với khơng khí, với gió theo chiều ngang, với q trình chuyển dời chung khơng khí, theo chiều thẳng

đứng trình khuếch tán rối, nghĩa với xoáy rối thường xun xuất khơng khí chuyển động

Đồng thời với trình phân tử tách khỏi mặt nước hay bề mặt thổ nhưỡng xảy q trình ngược, phân tử chuyển động từ khơng khí trở lại mặt nước hay thổ nhưỡng

Khi trình tách khỏi cân với trình trở lại mặt nước trình cân

động thiết lập bốc ngưng lại, phân tử tách khỏi mặt nước, lại bù phân tử trở lại Người ta gọi trạng thái trạng thái bão hồ, nước trạng thái nước bão hoà, cịn khơng khí chứa nước bão hồ khơng khí bão hồ

Sức trương bão hồ tăng theo nhiệt độ Điều có nghĩa nhiệt độ cao khơng khí chứa nhiều nước nhiệt độ thấp Sự phụ thuộc sức trương bão hoà vào nhiệt độ biểu diễn hình 5.1 Chẳng hạn, nhiệt độ OoC, sức trương bão hoà 6,1mb, nhiệt độ 10oC 12,3 mb, nhiệt độ 20oC 23,4 mb, nhiệt độ 30oC 42,4 mb Như tăng 10oC sức trương bão hồ lượng nước khơng khí tỉ lệ

thuận với tăng gấp đơi, nhiệt độ 30oC, khơng khí chứa nước trạng thái bão hoà lớn nhiệt độ 0oC bảy lần

Hình 5.1

Sự phụ thuộc sức trương nước bão hoà vào nhiệt

độ

Những giọt nước (của mây sương mù) khí thường trạng thái lạnh Trạng thái lạnh với nhiệt độ lớn –10oC tượng thường thấy Chỉ nhiệt độ

thấp nữa, phần giọt nước bắt đầu hoá băng, vậy, khí nước băng thường sát bên Nhiều

đám mây đồng thời hình thành loại yếu tố gọi đám mây hỗn hợp

nhiệt độ âm, sức trương bão hoà tinh thể băng nhỏ nước lạnh Chẳng hạn, nhiệt độ – 10oC, sức trương bão hoà thực tế nước 2,7 mb giọt nước lạnh, khơng khí chưa bão hồ giọt nước khơng khí bốc hơi,

đối với hạt băng khơng khí q bão hồ hạt băng lớn dần lên Những điều kiện thường thấy

trong thực tế, chúng quan trọng hình thành giáng thuỷ, ta trở lại xem xét sau Sự khác biệt sức trương bão hoà nước băng dính kết phân tử băng lớn phân tử nước Vì vậy, trạng thái bão hoà, nghĩa trạng thái cân động số phần tử số phần tử thu lại đạt tới băng

điều kiện dung lượng ẩm môi trường khơng khí xung quanh nhỏ nước

Đối với bề mặt lồi bề mặt giọt nước, sức trương bão hoà lớn bề mặt nước phẳng, điều bề mặt lồi lực dính kết phần tử nhỏ bề mặt nước phẳng Đối với giọt nước lớn, khác biệt so với mặt nước phẳng khơng đáng kể

Hình 5.2

Chẳng hạn giọt nước có bán kính 10 – cm, để bão hoà sức trương nước khơng khí phải lớn gấp ba lần so với bề mặt nước phẳng

Điều có nghĩa khơng khí bão hồ mặt nước phẳng, giọt nước nhỏ không tồn chúng khơng khí chưa bão hồ chúng bốc nhanh

Nếu nước có muối hồ tan sức trương bão hồ dung dịch nhỏ

hơn nước sức trương bão hồ lớn nồng độ muối lớn Vì vậy, mặt biển, trạng thái bão hoà thiết lập với sức trương bão hoà nhỏ mặt nước khoảng 2%

Như giọt nước có chứa muối ăn muối biển hoà tan khác, sức trương bão hoà giảm Những giọt nước mây thực tế có chứa loại muối chúng tạo thành hạt nhân ngưng kết muối nói

5.1.2. Tốc độ bốc

Tốc độ bốc tính mm Đó chiều dày lớp nước bốc từ bề mặt

đó đơn vị thời gian, chẳng hạn ngày đêm Tốc độ bốc trước tiên tỉ lệ

thuận với hiệu sức trương bão hoà nhiệt độ mặt bốc sức trương thực tế nước khơng khí (Es – e) (định luật Đantôn)

Hiệu (Es – e) nhỏ tốc độ bốc nhỏ, nghĩa lượng nước mà khơng khí thu đơn vị thời gian nhỏ Nếu bề mặt bốc nóng khơng khí, sức trương nước bão hồ bề mặt (Es) lớn sức trương bão hoà E tương ứng với nhiệt độ khơng khí Vì vậy, tượng bốc tiếp tục khơng khí bão hồ, nghĩa e = E < Es

Ngoài ra, tốc độ bốc tỉ lệ nghịch với khí áp p Những yếu tố quan trọng so sánh điều kiện bốc độ cao khác nhau, vùng núi, ởđồng Dao động khí áp khơng lớn đến mức có ý nghĩa đáng kể

Sau cùng, trình bốc phụ thuộc vào tốc độ gió v(m/s), gió q trình rối liên quan với nước khỏi bề mặt bốc trì độ hụt bão hồ cần thiết

Vì

f( )v

p E k

V = s (5.1)

Ở k hệ số tỉ lệ, Es sức trương nước bề mặt bốc hơi, f(v) hàm tốc độ

gió

Việc đo tốc độ bốc từ bề mặt thổ nhưỡng cịn khó khăn nhiều Hiện có dụng cụđo bốc từ thổ nhưỡng song kết xác định dụng cụ khác biệt với độ bốc điều kiện tự nhiên Đối với thoát chất trình sinh vật học xảy khác loại thực vật điều kiện khí tượng, tình hình cịn phức tạp

Vì vậy, để xác định tốc độ bốc từ bề mặt địa lý rộng lớn người ta dùng phương pháp tính Độ bốc từ bề mặt lục địa tính chẳng hạn theo lượng giáng thuỷ, dòng chảy hàm lượng ẩm thổ nhưỡng, nghĩa theo thành phần cân nước liên quan với độ bốc để dễđo Độ bốc từ mặt biển tính theo cơng thức tương tự

phương trình (5.1), nghĩa tính theo số liệu lượng ẩm, nhiệt độ khơng khí gió

5.1.3. Phân bốđịa lý bốc bốc khả

Khi nói lượng nước bốc nơi đó, cần phân biệt độ bốc thực tế độ bốc hay bốc khả

Người ta gọi bốc khả độ bốc cực đại có khơng phụ thuộc vào tiềm lượng ẩm Đó độ bốc từ chưng kế thường xuyên đổ thêm nước Độ bốc từ mặt hồ chứa nước hay từ mặt thổ nhưỡng tưới đẫm nước gọi bốc khả

năng Song bề mặt bốc rộng lớn, độ bốc thực tế nhỏ kết xác định

độ bốc dụng cụđo

Bốc khả đặc trưng cho mức độ thời tiết khí hậu địa phương tạo điều kiện cho trình bốc Tuy nhiên bốc khả độ bốc thực tế từ bề mặt thổ nhưỡng Với điều kiện độ bốc thổ nhưỡng không đủẩm nhỏ mặt nước, nghĩa nhỏ bốc khả Điều đơn giản thiếu độẩm để bốc

Ta xét giá trị bốc khả lục địa, xác định theo chưng kế

hoặc cách tính theo giá trị trung bình yếu tố khí tượng khác (hiện có cơng thức thực nghiệm để tính giá trị này)

ở miền cực, nhiệt độ mặt bốc thấp, sức trương bão hoà Es sức trương thực tế

nhỏ chúng gần Vì vậy, hiệu (Es – e) nhỏ với bốc khả nhỏ

ở Sbitbecghen, bốc khả năm có 80mm, Anh khoảng 400 mm,

Trung Âu khoảng 450mm phần châu Âu Liên Xô, bốc khả tăng từ tây bắc xuống đông nam với tăng độ hụt bão hoà Lêningrat, bốc khả 320mm, Matxcơva 740mm, Trung á, với nhiệt độ mùa hè cao độ hụt bão hoà lớn, bốc khả lớn nhiều: 1340mm, Tatsken 1800mm Nucut Việt Nam bốc khả trung bình khoảng 1200mm

ở vùng bán đảo A Rập vùng sa mạc Côlôrađô khô hơn, bốc khả lớn 3000 mm Nam Mỹ khơng có khu vực có bốc khả hàng năm cao 2500mm

ở vùng sa mạc ven bờ biển Pêru, Chilê Nam Mỹ bốc khả hàng năm khơng vượt q 600 – 800mm Đất ẩm có phủ thực vật nước nhiều mặt nước, trường hợp ngồi q trình bốc cịn có q trình tốt

Mặt đất khu vực thiếu ẩm tất nhiên bốc với lượng nước hơn, khơng thể lớn lượng nước nước tuyết tan thấm xuống

Ta xét phân bốđịa lý độ bốc thực tế

Trên đồ 5.3 dẫn tổng lượng bốc thực tế hàng năm

Ta thấy độ bốc từđại dương (ởđây độ bốc bốc khả năng) lớn

độ bốc lục địa nhiều Trên phần lớn diện tích đại dương thuộc miền ơn đới miền vĩ độ thấp độ bốc đạt tới 600 đến 2500mm, bốc cực đại đạt tới 3000mm biển thuộc miền cực có băng phủ, độ bốc tương đối nhỏ Trên lục địa, tổng lượng bốc hàng năm khoảng từ 100 – 200mm miền cực sa mạc (ở châu Nam Cực nhỏ hơn) đến 800 – 1000mm miền nhiệt đới cận nhiệt ẩm ướt (miền nam châu á, nước bao quanh vịnh Ghi nê Cônggô, miền Đông Bắc Hoa Kỳ, miền bờ biển phía đơng châu Phi, quần đảo Inđônêxia, đảo Mađagatxca), giá trị lượng bốc cực đại lục địa lớn 1000mm

5.2 Độẩm khơng khí

5.2.1 Những đặc trưng độẩm (7 đặc trưng)

Hàm lượng ẩm khơng khí trước hết phụ thuộc vào lượng nước bay vào khí q trình bốc địa phương Thực vậy, hàm lượng ẩm đại dương lớn lục

địa trình bốc từ bề mặt đại dương khơng bị hạn chế tiềm lượng nước Đồng thời, địa phương định, lượng ẩm phụ thuộc vào hoàn lưu khí quyển: dịng khơng khí đem tới vùng khối khí ẩm hay khơ từ khu vực khác Trái

Đất

Cuối cùng, nhiệt độ có trạng thái bão hồ định, nghĩa có lượng

ẩm giới hạn khơng vượt q

Để biểu diễn cách định lượng nước chứa khí quyển, người ta dùng đặc trưng khác độẩm khơng khí có hai đặc trưng nói đến: sức trương (áp suất) nước thực tế (e), đặc trưng thông dụng cả, hai độẩm tương

đối r, tỉ số phần trăm sức trương thực tế với sức trương bão hoà nhiệt độ

định

Độẩm tuyệt đối – mật độ nước tính gam ứng với mét khối, đặc trưng thơng dụng

Cơng thức tính mật độ nước có dạng

T R

e

d w

623 ,

=

Hình 5.3

Bốc từ mặt đất trung bình năm (mm/năm)

Để tránh trị số có bậc đại lượng nhỏ, ta không biểu diễn mật độ nước

đơn vị hệ CGS mà đơn vị 106 lần lớn hơn, nghĩa gam hàm lượng ẩm 1m3 khơng khí, ởđây sau này, lượng nước chứa khơng khí

Ta gọi đại lượng độẩm tuyệt đối Đối với a ta có biểu thức:

/

220 g m

T e

a= (5.3)

Ởđây, e tính miliba

Tóm lại, dễ dàng tính độ ẩm tuyệt đối biết sức trương nước nhiệt độ khơng khí (song phải nhớ T nhiệt độ tuyệt đối) nhiệt độ 0oC (273oK trạng thái bão hoà a = 4,9 g/m3) Đôi người ta gọi sức trương nước độẩm tuyệt đối Cần phân biệt rõ từ nên gọi độ ẩm tuyệt đối mật độ nước tính gam mét khối khơng khí Cần lưu ý độẩm tuyệt đối biến đổi q trình

đoạn nhiệt Khi khơng khí dãn nở, thể tích tăng lượng nước trước phân bố thể tích lớn hơn; mật độ nước – độẩm tuyệt đối giảm Ngược lại, khơng khí bị nén, độẩm tuyệt đối tăng

Một đặc trưng khác lượng ẩm sử dụng rộng rãi độ ẩm riêng q(g/kg), tỉ

số mật độ nước so với mật độ chung khơng khí ẩm Có thể nói khác đi, tỉ số khối lượng nước với khối lượng khơng khí ẩm thể tích

) 377 , ( 633 , p e p e q −

= (5.4)

Thành phần cuối mẫu số (0,377e/ p) nhỏ so với đơn vị nhiều trường hợp bỏ qua Khi ta có: q = 0,623 e/p Tóm lại, độẩm riêng tính biết sức trương nước khí áp Độẩm riêng biểu diễn trị số không thứ nguyên Từ

biểu thức (5.4) ta thấy rõ trị số nhỏ p lớn e nhiều Trong thực tế, để thuận tiện người ta thường biểu diễn độ ẩm riêng trị số tăng lên 1000 lần, nghĩa biểu diễn đại lượng số gam nước kilơgam khơng khí: q =623e/p(g/kg) Với điều kiện đó, độẩm riêng biểu diễn khơng phải vài phần nghìn, mà đơn vị hay chục (gam kilôgam) Khác với độ ẩm tuyệt đối, độ ẩm riêng khơng biến đổi q trình khơng khí dãn nở hay nén đoạn nhiệt, q trình đoạn nhiệt, thể tích khơng khí biến đổi cịn khối lượng khơng biến đổi

Với mục đích khác, người ta dùng ba đại lượng đặc trưng cho độẩm Một điểm sương – nhiệt độ cần thiết để nước làm cho khơng khí bão hồ Chẳng hạn, nhiệt độ

khơng khí +27oC, sức trương nước 23,4mb khơng khí chưa bão hồ Để làm cho khơng khí bão hồ, phải hạ nhiệt độ xuống thấp tới +20oC Chính đại lượng +20oC trường hợp điểm sương khơng khí Rõ ràng hiệu nhiệt độ thực tế

điểm sương nhỏ khơng khí gần đến trạng thái bão hoà trạng thái bão hoà,

điểm sương nhiệt độ thực tế Đại lượng đặc trưng khác gọi tỉ lệ hợp chất Tỉ lệ hợp chất lượng nước tính gam so với khối lượng khơng khí khơ tính kilơgam

Đại lượng khác biệt với độ ẩm riêng Đặc trưng thứ ba độ hụt bão hồ, hiệu sức trương bão hoà E nhiệt độ định khơng khí sức trương nước thực tế khơng khí (e: d) = E – e Nói cách khác, độ hụt bão hoà đặc trưng cho mức độ nước khác biệt với trạng thái bão hoà nhiệt độ định Độ hụt bão hoà biểu diễn mm Hg hay miliba

Đo độẩm khơng khí điều kiện sát mặt đất, độẩm khơng khí xác định phương pháp so sánh nhiệt, nghĩa theo số hai nhiệt kế với bầu khô bầu thấm nước (nhiệt kế khô nhiệt kếướt) thuận tiện Quá trình bốc từ bề mặt nhiệt kế ướt làm giảm nhiệt độ so với nhiệt độ nhiệt kế khô Sự giảm lớn độ

hụt bão hoà lớn Theo hiệu số nhiệt kế ướt nhiệt kế khô, người ta tính sức trương nước độẩm tương đối khơng khí Để tính tốn thực tế có bảng tính đặc biệt Trong bảng tính dẫn đại lượng sức trương bão hoà mặt phẳng nước Đối với nhiệt độ nhiệt kếẩm, có thêm giá trị tương ứng cho băng Một đôi nhiệt kế với bầu khô bầu ướt gọi làm ẩm biểu ẩm biểu đặt lều khí tượng Để quan trắc ngồi thực địa quan trắc gradien ẩm biểu hút gió Assman áp dụng rộng rãi Các bầu hai nhiệt kếẩm đặt ống kim loại làm niken Khi quan trắc phận thơng gió đưa khơng khí vào ống thổi qua nhiệt kế Một hai nhiệt kếđược làm ướt trước quan trắc Người ta dùng ẩm kế

tốc, dựa nguyên lý chiều dài tóc làm lớp mỡ biến đổi theo biến đổi

độ ẩm tương đối Dụng cụ tương đối phải chia độ theo ẩm kế Nguyên lý ẩm kế tóc

5.2.2 Biến trình ngày năm sức trương nước

Có thể đặc trưng lượng nước tuyệt đối chứa khơng khí ba đại lượng kể trên: sức trương nước, độ ẩm tuyệt đối, độ ẩm riêng xem xét chủ

yếu sức trương nước Song biết sức trương nước nhiệt độ khí áp, ta xác định hai đại lượng

ẩm khơng khí mặt đất, nói chung có liên quan với biến đổi khơng có chu kỳ tương ứng nhiệt độ

Tương tự biến trình ngày nhiệt độ

khơng khí, biến trình ngày sức trương nước thể rõ đại lượng trung bình nhiều năm vào ngày Biên độ miền ôn đới nhỏ: mùa xuân mùa hè khoảng – 3mb mùa thu mùa đông khoảng – 2mb Trên biển vùng ven bờ

biển, sức trương nước có biến trình ngày

đơn giản tương ứng với biến trình ngày nhiệt độ khơng khí: ban ngày nhiệt độ cao sức trương nước tăng Mùa đông, trung tâm lục địa, biến trình ngày sức trương tương tự (hình 5.4)

Nhưng vào mùa nóng, sâu lục địa, sức trương nước phần lớn có biến trình ngày kép, cực tiểu thứ vào buổi sáng sớm với cực tiểu nhiệt độ Hình 5.4 biến trình ngày sức trương nước đại dương miền nhiệt đới (đường trên) sa mạc vào mùa đông mùa hè (đường dưới)

Theo trục tung đặt độ lệch so với giá trị trung bình ngày tính mmHg Tiếp đó, sức trương tăng nhanh với nhiệt độđến khoảng sáng Sau xuất cực tiểu thứ hai

ở vùng khí hậu nóng cực tiểu ban ngày cực tiểu Tiếp sức trương nước lại tăng đến 21 – 22 giờ, xuất cực đại thứ hai, sau sức trương lại giảm sáng

Nguyên nhân biến trình ngày kép lượng ẩm phát triển tượng đối lưu lục địa vào ban ngày Bắt đầu từ mặt trời mọc, thổ nhưỡng đốt nóng Cùng với tượng này, độ bốc tăng sức trương nước mặt đất tăng Nhưng vào khoảng – 10 giờ, lớp không khí sát mặt đất thiết lập tầng kết bất ổn định tượng đối lưu phát triển tương đối mạnh

Trong trình đối lưu, hình thành vận chuyển nước theo hướng gradien nó, từ lên Q trình dẫn đến giảm lượng ẩm gần mặt đất ban ngày Về chiều tượng đối lưu yếu độ bốc từ bề mặt thổ nhưỡng đốt nóng cịn lớn vậy, lượng ẩm gần mặt đất bắt đầu tăng Nhưng ban đêm độ bốc giảm nhiều, cịn q trình khơng khí lạnh mặt đất phần nước ngưng kết lại dạng sương đêm Do đó, có giảm sức trương ban đêm trạm vùng núi, biến trình ngày

Hình 5.4

của sức trương nước song song với biến trình ngày nhiệt độ cực đại xuất sau buổi trưa, tượng đối lưu nước mạnh lên lớp khí cao Biên độ trạm vùng núi giảm cực trị xuất muộn

Biến trình năm sức trương song song với biến trình năm nhiệt độ: mùa hè lớn, mùa đông nhỏ Hiện tượng dễ hiểu Tháng nóng tháng lạnh thường tháng có giá trị sức trương nước lớn nhỏ Đôi cực trị lượng

ẩm xuất muộn so với cực trị nhiệt độđến tháng khu vực thuộc miền nhiệt

đới với cực đại nhiệt độ trước mùa mưa, cực đại lượng ẩm xuất vào đầu mùa xuân Biên độ năm lượng ẩm lớn biên độ năm nhiệt độ lớn Như khí hậu lục địa, đại lượng lớn khí hậu biển Trong khu vực gió mùa có đối lập rõ nét mùa đông khô hạn mùa hè ẩm ướt, đại lượng lớn

5.2.3 Biến trình ngày năm độẩm tương đối

Biến trình ngày độ ẩm tương đối r = (e/E).100% phụ thuộc vào biến trình ngày sức trương nước thực tế e biến trình ngày sức trương bão hoà E; E lại phụ thuộc trực tiếp vào biến trình ngày nhiệt độ Sức trương nước e nói chung biến đổi ngày, cịn sức trương bão hồ E biến đổi mạnh nhiều Vì vậy, biến trình ngày độ ẩm tương đối ngược lại với

biến trình ngày nhiệt độ với độ gần tương đối Khi nhiệt độ giảm, độ ẩm tương đối tăng; nhiệt độ tăng, độẩm tương đối giảm Kết cực tiểu hàng ngày độẩm tương

đối xuất với cực đại nhiệt độ khơng khí, tức vào sau buổi trưa, cực đại hàng ngày độẩm tương đối xuất với cực tiểu hàng ngày nhiệt độ, tức vào khoảng thời gian mặt trời mọc (Hình 5.5)

Trên núi cao khí tự do, biến trình ngày độ ẩm tương đối song song với biến trình ngày nhiệt độ Cực đại xuất vào ban ngày trình tạo mây phát triển

5.2.4 Sự phân bốđịa lý độẩm khơng khí

Sự phân bố địa lý hàm lượng ẩm phụ thuộc vào: độ bốc khu vực, vận chuyển độ ẩm dịng khơng khí Trái Đất từ nơi tới nơi khác Độ bốc tỉ lệ

thuận với độ hụt bão hồ, cịn độ hụt bão hồ nói chung lớn nhiệt độ lớn Ngoài ra, với nhiệt độ cao, khơng khí chứa nhiều nước Vì vậy, phân bố

lượng ẩm (sức trương nước, độ ẩm tuyệt đối hay độ ẩm riêng) nói chung tuân theo

phân bố nhiệt độ Điều có nghĩa vị trí phân bố đường đẳng ẩm đồ

khí hậu gần trùng với đường đẳng nhiệt Hình 5.6 phân bố trung bình sức trương nước tháng (mb) Độ ẩm lớn vùng xích đạo, sức trương nước trung bình nhiều năm tháng mb, nhiều nơi có tháng với lượng ẩm lớn đạt đến 30mb, có vượt 35mb Khu vực rừng xích đạo có lượng ẩm lục địa cực đại Lượng

ẩm nhiệt độ giảm theo vĩđộ Ngồi ra, vào mùa đơng, lượng ẩm nhiệt độ

trên lục địa nhỏ so với đại dương Vì vậy, mùa đơng lục địa đường đẳng sức Hình 5.5

trương nước độẩm tuyệt đối tương tự đường đẳng nhiệt uốn cong phía xích

đạo

Mùa hè, nhiệt độở miền lục địa cao, độ bốc thực tế bị hạn chế tiềm lượng

ẩm nước thâm nhập vào khí khơng nhiều đại dương, trái lại cịn Kết độẩm lục địa không lớn so với đại dương, nhiệt độ cao Vì vậy, khác với đường đẳng nhiệt, đường đẳng sức trương nước mùa hè lục địa khơng uốn cong phía vĩđộ cao mà nằm gần vòng cung vĩ tuyến

Các sa mạc Sahara hay sa mạc Trung chí khu vực có sức trương nước thấp với đường đẳng sức trương nước khép kín Hình 5.7 đồ phân bố

trung bình sức trương nước tháng

Ta thấy khu vực lục địa quanh năm có khơng khí từđại dương thâm nhập, chẳng hạn Tây Âu, lượng ẩm tương đối lớn gần lượng ẩm đại dương, vào mùa hè lẫn mùa đơng khu vực Nam Đơng Âu ln có dịng khơng khí mùa hè hướng từ biển mùa đông từ lục địa, mùa hè lượng ẩm lớn, mùa đơng nhỏ Trên hình 5.8 phân bố trung bình năm sức trương nước theo vĩđộ

Để so sánh ta dẫn thêm phân bố trung bình năm độ ẩm tuyệt đối theo đới Bắc Bán Cầu:

Vĩđộ Bắc oN 70-60 50-40 30-20 10-0

Độẩm tuyệt đối g/cm3 7 14 19

Ở đới, giá trị vào mùa đông nhỏ vào mùa hè Tính trung bình năm cho tồn Trái Đất, độẩm tuyệt đối mặt đất 11 g/m3 Điều có nghĩa là, tồn

Trái Đất mật độ nước nói chung chiếm 1% mật độ chung khơng khí mặt đất Như ta rõ độ ẩm tương đối phụ thuộc vào lượng ẩm nhiệt độ khơng khí Đại lượng thường lớn vùng xích đạo lượng ẩm khơng khí lớn, cịn nhiệt độ khơng q cao lượng mây lớn

Hình 5.6

Phân bố sức trương nước tháng (mb)

Hình 5.7

Phân bố sức trương nước tháng (mb)

Nhiệt độ mùa đông châu Âu không lớn vùng cực hay Sibir lượng ẩm lớn Mùa hè, ngồi khu vực có độẩm tương đối cao kể 75 – 80%, ởđây vào thời gian thịnh hành gió mùa tây nam thổi từđại dương Hình 5.9 phân bố trung bình theo vĩđộđịa lý độẩm tương đối Độẩm tương đối thấp (đến 50% hay thấp hơn) thường thấy quanh năm vùng sa mạc nhiệt đới cận nhiệt đới: Sahara, bán đảo A Rập,

Hình 5.8

Phân bố trung bình sức trương nước theo vĩđộ

Ở Mông Cổ nơi mùa hè nhiệt độ cao, cịn mùa đơng lượng ẩm nhỏ, độ ẩm tương đối thấp Vào mùa đơng ngồi khu vực có độ ẩm tương đối thấp này, cịn có vùng trung tâm ấn Độ (vào thời gian này, gió mùa lục địa đơng bắc khống chế) vùng cao nguyên Tây Tạng; mùa hè, cịn có vùng sa mạc Kơlơrađơ, Trung Iran Trên hình 5.9 dẫn phân bố độẩm tương đối theo vĩđộ

Hình 5.9

Phân bố trung bình độẩm tương đối theo vĩđộ

5.2.5 Sự biến đổi độẩm theo chiều cao

Theo chiều cao, sức trương nước giảm, độẩm tương đối độẩm riêng giảm

Điều dễ hiểu khí áp mật độ khơng khí nói chung giảm theo chiều cao Một

điều đáng ý lượng phần trăm nước so với chất khí cốđịnh khác khơng khí giảm theo chiều cao Điều có nghĩa sức trương mật độ nước giảm theo chiều cao nhanh (thậm chí nhanh cách đáng kể) so với khí áp mật độ

chung khơng khí Điều nước thường xuyên bay vào khí từ phía lan lên cao ngưng kết ởđộ cao nhiệt độ giảm Vì vậy, lớp cùng, tỉ lệ so với khơng khí khơ lớn lớp cao Sự giảm độẩm theo chiều cao trường hợp xảy khác tuỳ thuộc vào điều kiện xáo trộn khơng khí phân bố theo chiều thẳng đứng nhiệt độ Tính trung bình, sức trương nước giảm theo chiều cao Bản đồ hình 5.10 phân bố trung bình độẩm tương đối vào tháng (tính phần trăm)

mô tả phân bố sức trương nước độẩm riêng theo chiều cao vùng núi khí tự

Độ ẩm tương đối biến đổi theo chiều cao theo quy luật Nói chung, giảm theo chiều cao ởđộ cao mây hình thành, độẩm tương đối tất nhiên tăng Trong lớp nghịch nhiệt, độẩm tương đối giảm nhanh nhiệt độ tăng Biết phân bố độẩm tuyệt đối theo chiều cao tính lượng nước chứa tồn cột khơng khí đơn vị

diện tích

Người ta gọi đại lượng nước Đúng nên gọi tiềm lượng ẩm cột khơng khí Tính trung bình, mét vng mặt đất khơng khí chứa 28,5kg nước Ta nhớ trọng lượng chung không khí mét vng mặt đất khí áp trung bình 10 tấn, nghĩa lớn khoảng 300 lần

Hình 5.10

Phân bố trung bình độẩm tương đối tháng (%)

Hình 5.11

Phân bố trung bình độẩm tương đối tháng (%)

5.3.1 Quá trình ngưng kết

Ngưng kết trình chuyển biến nước từ trạng thái sang trạng thái lỏng xảy khí hình thức tạo giọt nước nhỏ có đường kính khoảng vài micron Những giọt nước lớn tạo thành trình tập hợp giọt nước nhỏ hay tan hạt băng Ngưng kết bắt đầu khơng khí đạt tới trạng thái bão hồ, thường xảy khơng khí nhiệt độ giảm Lượng nước khơng đủđể bão hồ, nhiệt độ giảm tới điểm sương trở nên bão hoà Khi nhiệt độ tiếp tục giảm, lượng không cần cho trạng thái bão hoà chuyển sang trạng thái lỏng Xuất nhân ban đầu (mầm) yếu tố mây Nếu nhưđiểm sương thấp 0oC nhiều ban đầu xuất mầm

đầu tiên hình thành giọt nước lạnh, tiếp số giọt nước đóng băng lại chúng hạt băng phát triển

Q trình lạnh khơng khí thường xảy đoạn nhiệt khơng khí dãn nở khơng toả

nhiệt vào mơi trường xung quanh Q trình dãn nở phần lớn xảy khơng khí bốc lên cao Ta biết khơng khí chưa bão hoà lạnh đoạn nhiệt 1oC lên cao 100 mét Như

vậy, khơng khí khơng q xa trạng thái bão hồ cần bay lên cao khoảng vài trăm mét hay nhiều một, hai nghìn mét để khơng khí bắt đầu xảy trình ngưng kết Cơ chế chuyển động lên khơng khí thường khác Khơng khí bốc lên cao q trình loạn lưu dạng xốy khơng có xếp Nó bị lên cao dịng đối lưu tương đối mạnh Những khối khơng khí lớn

bốc lên cao theo mặt front khí quyển, xuất hệ thống mây bao phủ phạm vi vài trăm nghìn km2 Khơng khí cịn bốc lên cao đỉnh sóng khí quyển, kết xuất mây ởđộ cao có chuyển động sóng Tuỳ thuộc vào chế bốc lên cao khơng khí mà hình thành loại mây khác Trong trình hình thành sương mù, ngun nhân q trình lạnh khơng khí khơng phải q trình lên cao đoạn nhiệt, mà q trình khơng khí nhiệt cho mặt đất

Trong khí quyển, khơng xảy q trình hình thành giọt nước mà cịn có q trình ngưng hoa, hình thành hạt băng, chuyển nước sang trạng thái rắn Những hạt rắn rơi từ mây thường có cấu trúc tinh thể rõ ràng; người rõ hình dạng phức tạp bơng tuyết – dạng ngơi sáu cánh có vơ số nhánh Trong mây giáng thuỷ, cịn có dạng tinh thể đơn giản giọt nước lạnh Những hạt băng thường xuất mặt đất vật nhiệt độ âm (sương muối) Từ ngưng kết thường thông dụng với nghĩa rộng chung cho ngưng kết ngưng hoa

5.3.2 Hạt nhân ngưng kết

Sự hình thành giọt nước có ngưng kết khí ln xảy điểm trung tâm có gọi hạt nhân ngưng kết Nếu giọt nước mầm ban đầu xuất khơng có hạt nhân khơng bền vững, phần tử tạo thành tập hợp lại phân tán Tầm quan trọng hạt nhân ngưng kết chỗ, nhờ tính ngấm nước, tăng độ bền vững giọt nước mầm Nếu khơng khí gạn lọc hết hạt nhân ngưng kết phương pháp nhân tạo, chí trạng thái q bão hồ, q trình ngưng kết khơng xảy Song, khí có hạt nhân ngưng kết vậy, khơng thể có

được trạng thái bão hoà đáng kể Phần lớn tạp chất bay vào khơng khí

tan có tính ngậm nước, đặc biệt hạt muối biển Chúng bay vào khơng khí với lượng lớn có sóng biển, sóng bạc đầu q trình bốc sau giọt nước khơng khí Trên sóng xuất bọt khơng khí, sau bọt vỡ kết xảy trình bắn t Chỉ bọt khơng khí đường kính 6mm vỡ

đã cho khoảng 1000 giọt nước Với tốc độ gió 15m/s từ cm2 mặt biển phút có chục hạt nhân ngưng kết, hạt nặng khoảng 10 ? 15g bay vào khơng khí Những hạt muối nói chung hạt có tính hút ẩm thâm nhập vào khơng khí theo bụi từ mặt đất

Hạt nhân ngưng kết xuất q trình có kích thước khoảng vài phần mười đến vài phần trăm micron, thực thấy hạt nhân “khổng lồ” có kích thước lớn micron

Hạt nhân ngưng kết nhỏ nên khơng lắng xuống mà bị dịng khơng khí xa Do tính hút ẩm, hạt thường bay khí dạng giọt nước nhỏ bão hoà muối

Khi độẩm tương đối tăng lên, giọt nước bắt đầu lớn lên với giá trịđộẩm khoảng gần 100% chúng biến thành hạt mây hay sương mù nhìn thấy

Ngưng kết xảy hạt chất rắn hay giọt nước sản phẩm trình đốt cháy hay phân huỷ sinh vật Đó axit nitric, axit sunfuric (H2SO4), sunfat amoniac v.v

ở trung tâm cơng nghiệp, khí chứa lượng lớn hạt nhân ngưng kết loại Rõ ràng hạt tương đối lớn không hút ẩm, thấm nước

đóng vai trị hạt nhân ngưng kết

Số hạt nhân ngưng kết cm3 khơng khí mặt đất khoảng vài nghìn Lượng hạt nhân giảm nhanh theo chiều cao ởđộ cao – km, số hạt nhân ngưng kết vài trăm

Song, điều kiện thực khí quyển, phần tử mây khơng phải hình thành tất

mọi hạt nhân mà hạt nhân lớn Ngưng kết hạt nhân nhỏ xảy điều kiện nhân tạo, khơng khí q bão hồ tới mức

Có thời kỳ người ta cho rằng, phát triển hạt băng khí xảy hạt nhân ngưng kết đặc biệt Bây có sởđể phán đốn ban đầu hình thành giọt nước mầm hạt nhân ngưng kết; nhiệt độ âm, giọt nước trạng thái lạnh

Song, với nhiệt độ âm tương đối thấp, giọt nước hố băng, sau chúng phát triển hạt băng Cũng hố băng thúc đẩy có mặt hạt nhân ngưng kết đặc biệt mà chất hoá học chế tượng chưa rõ

5.4 Mây

Do trình ngưng kết khí xuất tập hợp sản phẩm ngưng kết: giọt nước hạt băng Người ta gọi chúng mây Kích thước chúng (những yếu tố mây – giọt nước hạt băng) nhỏđến mức trọng lượng chúng cân với lực ma sát chúng rơi với tốc độ nhỏ Tốc độ rơi hạt nước vài phần mười cm giây Tốc độ rơi hạt băng nhỏ

Tốc độ rơi nói tương ứng với khơng khí khơng chuyển động Chuyển động rối khơng khí làm cho giọt nước hạt băng nhỏ bé nói chung không rơi xuống được, mà chúng giữ lơ lửng khơng khí lâu di chuyển xuống thấp lên cao với yếu tố rối Mây bị dịng khơng khí vận chuyển Nếu độẩm tương đối khơng khí chứa mây giảm, mây bốc

Trong điều kiện định, phần yếu tố mây lớn lên nặng đến mức rơi xuống đất dạng giáng thuỷ Bằng đường đó, nước trở lại mặt đất từ khí

Tập hợp sản phẩm ngưng kết sát mặt đất gọi sương mù Giữa mây sương mù khơng có khác biệt cấu trúc vùng núi có trường hợp mây xuất sườn Đối với người quan sát từ thung lũng, mây; người quan sát sườn núi sương mù

Có đám mây tồn thời gian ngắn Chẳng hạn

đám mây tích tồn vòng 10 – 15 phút Điều có nghĩa giọt nước tạo thành mây vừa xuất lại bốc nhanh chóng Có mây tồn lâu, song khơng có nghĩa mây tập hợp cốđịnh thành tạo giọt nước hay hạt băng

định thời gian dài

Thực tế mây trình hình thành liên tục (bị bốc hơi, thường người ta nói khơng tan đi) Một số phần tử mây bốc hơi, phần tử khác lại xuất Quá trình hình thành mây trì lâu, mây phần nhìn thấy khối nước chung bị vào trình thời điểm định

Hiện tượng biểu đặc biệt rõ trình tạo mây vùng núi Nếu khơng khí liên tục trườn qua núi, tới độ cao đó, lạnh đoạn nhiệt đến mức mây xuất Những đám mây dường gắn liền bất động với đỉnh núi Nhưng thực ra, di chuyển với khơng khí, phần phía trước chúng ln bốc khơng khí sau trườn qua núi bắt đầu hạ xuống sườn đón gió mây ln tạo thành nước khơng khí đưa lên cao

Trạng thái lơ lửng mây giả tạo Nếu mây khơng thay đổi độ cao điều khơng có nghĩa phần tử tạo thành không rơi xuống Hạt chất lỏng chất rắn mây rơi xuống, song tới chân mây nơi khơng khí chưa bão hồ, chúng bốc Kết mây dường tồn độ cao

5.4.2 Cấu trúc vĩ mô độ nước mây

a/ Mây nước (giọt nước) tạo thành giọt nước Mây tồn khơng nhiệt độ dương mà nhiệt độ âm Trong trường hợp này, giọt nước trạng thái lạnh, điều thường xảy khí

b/ Mây hỗn hợp tạo thành hỗn hợp giọt nước lạnh hạt băng nhiệt

độ âm định

c/ Mây băng tạo thành hạt băng nhiệt độ âm tương đối thấp

Vào mùa nóng, phần lớn mây nước tạo thành tầng khí dưới, mây hỗn hợp – tầng trung bình, cịn mây băng tầng Vào mùa lạnh, nhiệt độ

thấp, mây hỗn hợp mây băng xuất sát mặt đất Cấu trúc giọt nước mây trì đến nhiệt độ khoảng –10oC (đôi tới nhiệt độ thấp hơn) nhiệt độ thấp hơn, ngồi giọt nước cịn có hạt băng, mây hỗn hợp

Mây cao tầng đối lưu quan trắc thấy nhiệt độ khoảng 30 – 50oC, thơng thường có cấu trúc tinh thể

Kích thước yếu tố mây biến đổi lớn từ vài phần mười đến vài phần trăm micron Tuỳ thuộc vào điều kiện hình thành giai đoạn phát triển mây có cấu tạo đồng nhất, có trường hợp lại cấu tạo giọt nước có kích thước khác

Do ngưng kết, bán kính phần tử mây lớn tới khoảng 20 micron, hạt băng tan giọt nước với bán kính đạt 100 – 200 micron Với kích thước lớn vậy, giọt nước bắt

đầu rơi từ mây dạng mưa phùn hay mưa Bán kính giọt nước mưa đạt tới vài nghìn micron, tức vài mm

Các hạt băng mây có dạng kích thước khác Các giọt nước lạnh nhiệt độ thấp tạo thành hạt băng, mảnh tinh thể băng hay khối băng sáu cạnh với đường kính 10 – 20 cm Trong trình thăng hoa tiếp (q trình hố băng) nhánh băng lại phát triển nhánh băng khác tạo thành băng sáu cạnh

Lượng giọt nước đơn vị khơng khí thể tích mây khơng lớn: từ 100 1cm3

ở phần tầng đối lưu đến vài giọt 1cm3 phần tầng đối lưu Số hạt băng mây nhỏ hơn: khoảng 0,1 hạt cm3

Người ta gọi lượng nước mây dạng lỏng rắn độ nước mây Mặc dù số giọt nước hạt băng đơn vị thể tích khơng khí mây đáng kể, song yếu tố

này nhỏđến mức lượng nước dạng chất lỏng mây không lớn Trong mây gồm giọt nước, mét khối khơng khí mây có khoảng 0,2 – 0,5g nước Trong mây băng độ nước nhỏ nhiều, vài phần trăm hay vài phần nghìn gam mét khối

Điều dễ hiểu, ta nhớ độẩm tuyệt đối khối khí vài gam mét khối, lớp cao nhiệt độ thấp, vài phần mười gam Khi ngưng kết, toàn mà phần nước chứa khơng khí chuyển sang trạng thái lỏng Vì vậy, độ nước mây nhỏ độẩm tuyệt đối khơng khí

Mây tầng đối lưu đa dạng Tuy nhiên, xếp chúng vào số dạng Bảng phân loại mây L Gôravôđôm Anh đưa vào khoảng 150 năm trước vào cuối kỷ 19 Từ đến bảng phân loại thay đổi nhiều lần khơng có thay đổi Trong bảng phân loại mây quốc tế tại, mây chia làm 10 loại theo hình dạng bề ngồi

Trong loại này, người ta phân biệt số biến dạng đặc điểm phụđáng kể; ngồi ra, cịn phân biệt dạng trung gian

Dưới mơ tả tóm tắt loại mây

Hình 5.12

Phân loại mây theo dạng mây theo tầng

Tất loại mây vừa kể thường gặp tầng nằm mực biển đỉnh tầng đối lưu, qui định chia làm ba tầng Vì vậy, loại mây ta tầng thường gặp Giới hạn tầng vĩđộ khác khác

Tầng mây miền cực trung bình tới độ cao khoảng từ đến 8km, miền ôn đới từ đến 13 km miền nhiệt đới từ đến 18 km Tầng mây miền cực từ

đến km, miền ôn đới từ đến km miền nhiệt đới từ đến km Tầng mây vĩđộ – từ mặt đất đến độ cao km

Trong 10 loại mây kể trên, loại đầu mây ti, mây ti tích mây ti tầng thường gặp

ở tầng trên; mây cao tích giữa, mây vũ tằng mây tằng tầng

Mây cao tằng thường phân bốở tầng thường lan tới tầng Chân (bề mặt phía dưới) mây tích mây vũ tích thường thấy tầng đỉnh chúng thường lan tới tầng đến tầng

5.4.4 Mô tả loại mây

Khi mơ tả, dạng bên mây, ta xét sơ lược cấu trúc vĩ mô chúng Mây ti (Ci), mây ti tích (Cc), mây ti tằng (Cs) tầng mây cao tầng đối lưu Chúng thường thấy nhiệt độ thấp nhất, cấu tạo hạt băng Bề

ngồi, đám mây ba dạng có màu trắng nửa suốt che ánh sáng mặt trời

Sự khác ba dạng mây sau: mây ti có dạng sợi, dãy hay giải dạng tơ biệt lập

Mây ti tích (Cc) dãy hay lớp mây có cấu trúc gồm nhiều nắm nhỏ, cầu nhỏ, nếp cuộn xoắn (như lông cừu) Thường đám mây ti tích giống gợn sóng mặt nước hay mặt cát

Tên 10 loại mây

SST Tên mây Tên latinh Tên viết tắt Độ cao miền nhiệt đới (km)

1 Mây ti Cirrus Ci 6-8

2 Mây ti tích Cirroculumulus Cc 6-8 Mây ti tằng Cirrostratus Cs 6-8 Mây cao tích Altocumulus Ac 2-8 Mây cao tằng Altostratus As 2-8 Mây vũ tằng Nimbostratus Ns <2 Mây tằng tích Stratocumulus Sc <2

8 Mây tằng Stratus St <2

9 Mây tích Cumulus Cu 2-20

10 Mây vũ tích Cumulonimbus Cb 2-20

Mây ti tằng Cs mỏng suốt trắng đục, che khuất phần hay toàn

bầu trời Đơi chúng có cấu trúc dạng tơ Những đám mây dạng thường gây nên tượng quang học gọi quầng, vòm sáng pha màu bao quanh đĩa mặt trời hay mặt trăng với bán kính 22 46o nhiều tập hợp khác cung sáng

Những tượng xảy trình khúc xạ tia sáng hạt băng trình phản hồi từ bề mặt chúng gây nên

Mây cao tích (Ac) tầng lớp hay dãy mây màu trắng hay xám (hay vừa trắng vừa xám) Những đám mây tương đối mỏng, che khuất Mặt Trời nhiều

Những lớp dải mây gồm luống mây, tròn, phẳng thường xếp thành dãy Chiều rộng phần mây bầu trời khoảng 5o

này thường thấy sắc cầu vồng: cạnh mây nằm phía trước Mặt Trời có màu cầu vồng Sắc cầu vồng cho thấy mây cao tích cấu tạo giọt nước nhỏ Dưới nhiệt độ thấp, giọt nước trở nên lạnh

Mây cao tằng (As) thuộc tầng nhiên mây lan đến tầng Độ dày chúng tới hàng km, bề ngồi chúng có dạng lớp mây màu sáng, màu sữa xám che phần hay toàn bầu trời Qua phần lớp mây

nhìn thấy Mặt Trời hay Mặt Trăng dạng điểm nhìn qua kính mờ Mây cao tằng đám mây hỗn hợp điển hình: ngồi giọt nước mây cịn có hạt tuyết nhỏ Vì vậy, đám mây thường cho giáng thuỷ Nhưng giáng thuỷ yếu vào mùa nóng chúng thường bốc đường tới mặt đất Mùa

đông, mây cao tằng thường cho tuyết nhỏ

Mây vũ tằng (Ns) có nguồn gốc chung với mây cao tằng Nhưng mây có độ dày lớn hơn, chiều dày chúng khoảng vài km, tầng song lan đến tầng thường tới tầng Phần mây có cấu tạo giống mây cao tầng cịn phần có giọt nước lớn hạt tuyết

Vì vậy, mây vũ tằng có màu xám hơn, điểm sáng khơng thể chiếu qua Mây thường cho mưa phùn hay tuyết tới mặt đất

Dưới lớp mây vũ tằng thường có tập hợp mây thấp bị xé nhỏ khơng có hình dạng đặc biệt, tối sẫm đám mây

Mây tằng tích tầng dãy hay lớp màu xám hay trắng đục,

bao có phần tối Những mây cấu tạo phần tử mây cao tích, mảnh trịn, cuộn, khối trịn, có dạng lớn với bề rộng biểu kiến 5o

Những phần tử cấu trúc phần lớn thường có xếp thành dãy Đa số mây tằng tích cấu tạo giọt nhỏđồng nhiệt độ âm – giọt nước lạnh không cho giáng thuỷ Có mây tằng tích cho sương giá nhỏ hay tuyết nhỏ (dưới nhiệt độ

thấp)

Mây tằng (Sb) phát triển tầng Đó mây gần mặt đất nhất; vùng đồng bằng, chúng cách mặt đất vài chục mét Đó lớp mây đồng màu xám có cấu trúc giọt cho mưa phùn Nhưng nhiệt độ âm tương đối thấp, mây xuất phần tử rắn, mây cho tinh thể băng hình kim, tuyết nhỏ, tuyết hạt Mây không gây nên tượng quầng; qua mây hình dáng mặt trời rõ

Đơi mây tằng có dạng mảnh bị xé nhỏ; người ta gọi chúng mảnh mây tằng

Khi nằm đối diện với Mặt Trời, mây tối với đường viền rõ nét Mây thường bị chia cắt nhiều đến mức tạo thành dãy Đôi mây tích có phần ngồi rìa bị

xé nhỏ gọi mảnh mây tích (Cufra)

Mây tích hồn tồn cấu tạo giọt nước thơng thường không cho giáng thuỷ Tuy nhiên, vùng nhiệt đới, độ nước mây lớn kết kết hợp tương hỗ giọt nước, mây tích cho mưa nhỏ

Mây vũ tích (Cb) giai đoạn phát triển mây tích Chúng khối mây tích dày phát triển mạnh theo chiều thẳng đứng dạng núi hay tháp, thường phát triển từ

tầng tận tầng Khi che khuất Mặt Trời, mây vũ tích có dạng tối giảm độ chiếu sáng nhiều

Đỉnh chúng phẳng có cấu trúc dạng sợi mây tích, nhiều có dạng đặc trưng hình đe Phần mây vũ tích cấu tạo hạt băng, giọt nước có kích thước khác giọt lớn

Mây cho giáng thuỷ rào lớn kèm theo mưa đá, mùa đông cho tuyết dày tuyết (tiếp theo xét kỹ hơn) Vì vậy, người ta cịn gọi mây tích mây dơng Trên mây tích nhiều thấy tượng cầu vồng Dưới chân mây tích mây vũ tích, thường thấy mảnh mây (loại mảnh mây tằng hay mảnh mây tích)

5.4.5 Các tượng quang học mây

Do có mây khí thường thấy nhiều tượng quang học Những tượng khơng có giá trị thực tiễn, cung cấp số thông tin đặc tính mây có liên quan với tượng quang học Chúng xuất q trình phản hồi, khúc xạ nhiễu xạ ánh sáng giọt nước hạt băng mây

Quầng

Trong mây với tầng cấu tạo hạt băng, đặc biệt mây ti tằng, thường có tượng quầng Quầng trước hết vịng sáng có bán kính 22 hay 46o biểu kiến với trung tâm trùng với trung tâm đĩa mặt trời hay mặt trăng Chúng có màu màu cầu vồng (màu đỏ giữa) Ngồi dạng quầng, thường thấy mặt trời giả, hình trịn sáng có phớt màu nằm mức với Mặt Trời cách Mặt Trời với khoảng cách góc (22o hay 46o) Ngồi vịng cịn có vịng cung khác tiếp tuyến với chúng

Thường thấy cột thẳng khơng có màu chạy qua đĩa mặt trời, nghĩa

nối tiếp lên xuống dưới, vịng cung khơng có màu sắc nằm ngang mức với Mặt Trời

Quầng có màu tượng khúc xạ ánh sáng hình lăng trụ sáu cạnh hạt băng; cịn dạng khơng có màu tượng phản hồi ánh sáng từ cạnh hạt băng

Quầng 22o gây nên khúc xạ ánh sáng cạnh bên hạt băng Tia sáng tới mặt bên hạt băng từ mặt bên khác không lẫn trộn mà tạo thành với mặt góc 60o

Khi đó, góc lệch nhỏ so với hướng tia sáng tính tốn khoảng 22o (đối với tia nhỏ hơn, cịn tia tím lớn ít) Những tia bị lệch có cường độ lớn Như vậy, xung quanh điểm sáng xuất vòng sáng với bán kính khoảng 22o với phân chia màu quang phổ định Hiện tượng xảy trục tinh thể hướng Chẳng hạn, trục phần lớn hướng thẳng đứng vịng sáng thay hai vịng, mặt trời giả, song chúng cách đĩa mặt trời

Quầng 46o (và mặt trời giả 46o) gây nên tượng khúc xạ tia sáng cạnh bên đáy lăng trụ, nghĩa với góc gãy 90o Góc lệch nhỏ khoảng 46o Vịng sáng nằm ngang gây nên tượng phản hồi ánh sáng từ mặt bên tinh thể nằm thẳng đứng Cột sáng dọc qua mặt trời tạo thành tượng phản hồi ánh sáng từ tinh thể phần lớn nằm ngang ởđây ta khơng giải thích dạng khác quầng

Hình 5.13

Quầng 22o xuất hiện tia mặt trời khúc xạ từ tinh thể băng (a); Các tia mặt trời tia khúc xạ tạo quầng (b)

Tán

Trong đám mây mỏng cấu tạo giọt nước nhỏđồng (thường đám mây cao tích) thường thấy tượng tán Tán thường thấy sương mù gần nguồn sáng nhân tạo

Phần thường phần độc tán vịng sáng có bán kính khơng lớn bao quanh nguồn sáng tự nhiên (hay nguồn sáng nhân tạo) Vòng sáng màu xanh da trời nhạt, vành ngồi đỏ nhạt Người ta cịn gọi vịng sáng hào quang

Bán kính hào quang thường khoảng – 5o Bán kính tỉ lệ nghịch với đường kính giọt nước mây, theo bán kính tán xác định kích thước giọt nước mây

Tán gây nên nhiễu xạ ánh sáng giọt nước nhỏ mây qua lưới nhiễu xạ Xung quanh điểm nguồn sáng tạo nên hay nhiều phổ nhiễu xạ có dạng vành khuyên Những phổ chồng lên nhau, thêm vào màu chúng hoà vào cho sắc xanh da trời nhạt

Chỉ có phổ tạo nên điểm nằm vành nguồn sáng tạo đường viền màu đỏ nhạt quanh phần tán

Tán xung quanh nguồn sáng nhân tạo có kích thước nhỏ so với tán nguồn sáng tự

nhiên có màu cầu vồng Hiện tượng mây có sắc thực chất có nguyên nhân tương tự tán

Hiện tượng bóng đáng ý Hiện tượng giống tán bao quanh Mặt Trời hay Mặt Trăng mà bao quanh điểm đối xứng với nguồn sáng Nó thường thấy đám mây trước mặt hay người quan sát, nghĩa vùng núi hay nhìn từ máy bay Ngay đám mây có bóng người quan sát Khi người quan sát thấy bóng đầu Hiện tượng hào quang nhiễu xạ ánh sáng trước bị giọt nước mây phản hồi, từ mây trở hướng mà từđó tới

Cầu vồng

Mọi người biết tượng cầu vồng Cầu vồng thường thấy mây mưa

được Mặt Trời chiếu sáng nằm vị trí đối diện với Mặt Trời Đó vịng cung sáng có bán kính khoảng 42o có màu quang phổ (Hình 5.14) Cung cầu vồng phần vịng trịn có tâm nằm đường thẳng nối tâm đĩa mặt trời với mắt người quan sát (đơi cịn thấy cầu vồng mặt trăng) Khi người quan sát di động cầu vồng mà người nhìn thấy chuyển động theo Nếu Mặt Trời đường chân trời, vòng cung cầu vồng nằm sâu đường chân trời đường chân trời thấy phần cầu vồng nằm thấp Với độ cao Mặt Trời 42o lớn hơn, cầu vồng hồn tồn khơng thấy

Hình 5.14

Các tia khúc xạ tạo cầu vồng

Điều kiện để thấy cầu vồng điển hình (mây cho mưa Mặt Trời chiếu sáng) phần lớn hình thành có mây vũ tích

Những giọt nước mây hay giọt nước mưa rơi tương đối lớn cần cho hình thành cầu vồng điển hình Tuy nhiên, cầu vồng thấy mây cấu tạo giọt nước nhỏ, chí sương mù Trong trường hợp cầu vồng rộng có mầu gần trắng với vành màu nhạt

Cầu vồng thường thấy bụi nước sóng biển, thác hay giếng phun nước

Cầu vồng hình thành khúc xạ tia mặt trời, chúng qua giọt nước,

phản xạ nhiễu xạ giọt nước (Hình 5.14)

5.4.6 Mây đối lưu (mây tích)

Sự khác biệt cấu trúc dạng bề mây khác biệt điều kiện xuất chúng Vì vậy, chia mây thành số loại theo nguồn gốc phát sinh Người ta phân biệt mây đối lưu hình thành khối khí mây liên quan với front Loại mây thứ hình thành trình xảy khối khí Loại mây thứ hai hình thành trình liên quan với front, nghĩa xảy giới hạn khối khí

Trong khối khí bất ổn định (khối khí lạnh khối khí địa phương lục địa vào mùa hè) hình thành mây liên quan với tượng đối lưu phát triển mạnh, tầng kết bất ổn định (Hình 5.15) Do trình lạnh đoạn nhiệt khơng khí dịng lên, mây

đối lưu xuất

Chính trình hình thành mây xác định dạng bề ngồi đặc trưng cho mây tích Theo bảng phân loại mây quốc tế, trước hết mây tích (Cu), mây phát triển tiếp trở thành mây vũ tích (Cb)

Sự chuyển biến xảy phần mây xuất tinh thể băng hay người ta gọi có tượng băng kết đỉnh mây

Xét bề ngồi, q trình biểu dạng vòm đỉnh mây xuất cấu trúc dạng tơ Chính q trình gây nên mưa rào từ mây vũ tích, mây tích thơng thường khơng cho giáng thuỷ

Mây vũ tích chí vùng ơn đới có trường hợp phát triển tới độ cao 13 km lan tới tầng bình lưu miền nhiệt đới, mây vũ tích nhiều phát triển theo chiều thẳng đứng

cao 15 km Trên biển Đông Việt Nam thám sát bão phát mây tích phát triển đến

độ cao 22 km

Kích thước ngang mây vũ tích đạt tới 15 – 20 km; mây gồm nhóm nhỏ

riêng biệt tồn ngắn, khoảng 20 – 30 phút

Trên hình 5.15 cấu trúc điển hình đám mây dông (Cumulonimbus: Cb) cho mưa rào, dông kèm lốc mưa đá Mây có dạng đe phần trên, đỉnh mây có phần mây qn tính chuyển động thăng qn tính phần tử khí khơng cịn dịng khí bốc lên cao theo qn tính Vùng khơng khí giáng với mưa vùng trung tâm mây, lạnh giáng thuỷ bốc vượt hiệu ứng nóng lên dịng giáng tới mặt đất toả rộng

được ngăn cách với khơng khí tương đối nóng xung quanh tạo nên front lạnh với gió giật nên người ta thường gọi “front gió giật” Từ đám mây có vịi dạng lốc mạnh hạ xuống thấp Dịng khí nóng vào mây dông bốc lên cao mạnh, mạnh dịng từ phía đầu xốy theo hướng di chuyển mây đối lưu, trường hợp mơ tả hình 5.15 từ phía trái sang phía phải hình vẽ

Hình 5.15

Sơđồ mây tích gây dơng với khối mây tích, front gió giật mặt đất, với mưa có cường độ khác

Điều kiện quan trọng để mây đối lưu phát triển mạnh khối khí phải có tầng kết bất

ổn định đến độ cao đáng kể Điều có nghĩa građien thẳng đứng nhiệt độ khối khí từ phía đến mực ngưng kết (nghĩa đến mực bắt đầu trình hình thành mây) phải lớn hay gần građien đoạn nhiệt khơ, cịn từ phía mực ngưng kết lớn građien đoạn nhiệt ẩm Biết nhiệt độ độ ẩm khơng khí mặt đất, tính gần

đúng (hay xác định biểu đồđoạn nhiệt khô) độ cao mực ngưng kết

Mực băng kết ởđộ cao có nhiệt độ khoảng – 8oC, –12oC hay thấp Trước đạt tới mực băng kết, mây giữ cấu trúc giọt mây tích

Những lớp nghịch nhiệt hay chí lớp có građien nhiệt độ thẳng đứng nhỏ, ngăn cản trình đối lưu phát triển theo chiều cao Vì vậy, lớp gọi lớp cản

Khi mây tích phát triển ngừng lại Nếu nằm thấp, tầng nghịch nhiệt làm ngừng trình hình thành mây

Trong khối khí lạnh chuyển động mặt đất nóng, mây đối lưu xuất lục địa biển Trên lục địa vào mùa hè mây đối lưu phát triển khối khí địa phương, mặt thổ nhưỡng đốt nóng ban ngày Trong trường hợp đó, q trình hình thành mây có biến trình ngày biểu rõ: mây phát triển mạnh vào sau buổi trưa thường kèm theo dông, mưa đá, ban đêm mây tan Biến trình ngày mây khối khí lạnh biểu rõ

Mùa đơng, lục địa có tuyết phủ, mây đối lưu thấy Trong khối khí lạnh chúng phát triển vào đầu mùa xuân sau tuyết tan Trên mặt biển, mây đối lưu thường thấy phát triển mạnh vào mùa đông

5.4.7 Mây dạng sóng

Trong khối khí ổn định (khối khí nóng khối khí địa phương lục địa vào mùa đơng), q trình phát triển mây q trình rối vận chuyển nước mặt đất lên cao trình lạnh đoạn nhiệt tương ứng tương đối yếu (Hình 5.16) Những lớp nghịch nhiệt ngăn cản trình Dưới lớp nghịch nhiệt thường xảy tượng tụ tập lạnh phát xạ nước

Chính vậy, mây phần lớn phát triển lớp nghịch nhiệt Theo bảng phân loại mây quốc tế, mây tằng mây vũ tằng, tầng mây cao tích Những đám mây tương đối mỏng trải rộng theo chiều ngang Ngoài ra, người ta thường thấy cấu trúc dạng sóng, mà chúng cịn gọi mây dạng sóng

Ngun nhân cấu trúc sóng mây chỗ, q trình tạo mây đơi cịn có q trình sóng tham gia Những lớp nghịch nhiệt hai phía lớp xuất sóng khối khí có bước sóng khoảng 50 – 2000 m gây nên khác biệt

của tốc độ gió mật độ (nhiệt độ) khơng Hình 5.16

khí đỉnh sóng, khơng khí bốc lên cao, cịn chân sóng, khơng khí hạ xuống thấp (Hình 5.16)

Vì vậy, mây chia thành dải hình sóng riêng biệt đặc trưng cho dạng bên ngồi mây tằng tích hay mây cao tằng

Cấu trúc sóng mây tằng thấy rõ, quan sát từ phía bước sóng mây lớn, mây thường nằm gần mặt đất Khi quan sát máy bay từ phía trên, dạng sóng rõ

Ngồi sóng tự do, khí cịn xuất sóng đứng cưỡng khơng khí vượt qua núi ởđỉnh sóng đứng xuất mây gần bất động thực tế

mây xuất khơng khí di chuyển tới Người ta gọi mây mây vật cản hay mây địa hình

Mây dạng sóng biến trình ngày có tần suất cực đại vào ban đêm Mây tằng chủ yếu

đặc trưng cho mùa lạnh ban đêm

5.4.8 Mây chuyển động trượt mặt front

Mây chuyển động trượt lên cao liên quan với front (Hình 5.17) Đó hệ thống mây lớn kéo dài theo front với chiều dài hàng nghìn km chiều rộng vài trăm km Bộ

phận hệ thống mây có dạng lớp mây dầy, gọi mây dạng tằng Front ngăn cách nêm khơng khí lạnh khơng khí nóng nằm cạnh Khi

đó, thơng thường khơng khí nóng chuyển động lên dọc theo nêm khơng khí lạnh (Hình 5.17.) Hệ thống mây front lạnh thường mây vũ tằng (Ns), mây tằng (St), mây cao tằng As Khi khơng khí nóng trước front lạnh đủẩm bất ổn định phát triển mây tích (Cu) mây vũ tích (Cb) cho mưa rào dơng Trên hình 5.17 5.18 hệ thống mây giáng thuỷ front lạnh front nóng

Hình 5.17

Hệ thống mây front lạnh

Vì mặt front thoải (tang góc nghiêng khoảng 0,01 hay nhỏ hơn), nên chuyển

động khơng khí nóng chủ yếu chuyển động ngang Dù sao, chuyển động ngang cịn có thành phần thẳng đứng khơng lớn lắm, khoảng vài cm/s hay vài phần mười cm/s, giây đóng vai trị quan trọng hình thành hệ thống mây front

Quá trình trượt dần khơng khí nóng khơng khí lạnh dẫn tới lạnh đoạn nhiệt lớp khơng khí nóng dày q trình ngưng kết nước Kết xuất hệ thống mây khơng khí nóng nêm khơng khí lạnh

Hệ thống mây đặc biệt biểu rõ front nóng (Hình 5.18)

Phần dày hệ thống mây gần đuôi front (nghĩa gần đường giao tuyến front với mặt đất) mây vũ tằng chiều dày khoảng vài kilomet nằm mực – – km chẳng hạn Cách xa đường front, mây chuyển sang dạng cao tằng mỏng hơn, xa mây ti tằng, trước dãy mây ti khoảng vài trăm kilomet cách đường front

Giáng thuỷ từ mây cao tằng không tới mặt đất, vào mùa hè Như mây vũ tằng cho giáng thuỷ phùn với dải rộng khoảng 200 – 300 km hay Cùng với chuyển động front, mây mưa liên quan với chuyển động theo Sự xuất ởđường chân trời phía tây hay phía nam dải mây ti mở rộng phía trước (hay hội tụ phía

đường chân trời) dấu hiệu báo trước gần tới front nóng với lượng mây giáng thuỷ tương đối lớn

Hình 5.18

Hình 5.19

Hệ thống mây front cố tù lạnh

Front lạnh có hệ thống mây tương tự xếp ngược lại phản chiếu qua gương (Hình 5.17) Sự khác biệt chỗ hệ thống mây front lạnh hẹp hơn, phần phía trước mây có dạng vũ tích cho mưa rào, khơng khí nóng bốc lên mạnh trường hợp front nóng

Hình 5.20

ảnh mây front lạnh mùa đông miền Bắc Việt Nam

Ở Việt Nam có front lạnh ngồi rìa cao áp Siberi cho mây dọc theo front lạnh rộng tới 200 – 300km bao gồm phần lớn mây tằng tích, mây tằng, đầu cuối mùa đơng có mây vũ tích cho mưa rào (Hình 5.20) Trên hình ta thấy dải mây front lạnh dải mây trắng rộng chừng 200 – 300km bao trùm miền Bắc Việt Nam miền duyên hải Nam Trung Quốc

Ở dạng mây front điển hình chuyển động trượt lên cao Cùng với front cịn hình thành số loại mây khác Chẳng hạn, mây tằng tích đặc trưng cho front lạnh, mảnh mây cao tích đặc trưng cho front cố tù Mùa hè, lục địa, mây vũ

Mây phát triển mạnh lên front tới gần dãy núi Khi dịng khơng khí trườn lên cao theo sườn núi, mây địa hình, thường mây tích phát triển độc lập

Mây front gần khơng có biến trình ngày ban ngày chúng phát triển mạnh

Ở miền ngoại nhiệt đới, mây chuyển động trượt lên cao chiếm ưu Còn miền nhiệt đới phần lớn mây đối lưu

5.4.9 Lượng mây – Biến trình ngày năm lượng mây

Người ta gọi mức độ mây che kín bầu trời lượng mây Lượng mây biểu diễn phần mười mức độ che kín bầu trời Khi mây che kín tồn bầu trời, lượng mây 10, bầu trời hoàn toàn quang đãng, lượng mây Khi tính chung giá trị lấy phần mười đơn vị Chẳng hạn lượng mây 5,8 biểu thị mây che 58% bầu trời

Trong công tác phục vụ thời tiết, người ta dùng mã hiệu mây, độ che kín bầu trời tính theo mức từ đến 8, số biểu thịđiều kiện khơng nhìn thấy mây trời tối, sương mù, bão bụi v.v

Lượng mây thường người quan trắc xác định mắt Nhưng có dụng cụđo lượng mây dạng gương lồi nửa vịng trịn, phản ánh lại tồn bầu trời chụp từ xuống dạng máy ảnh với kính vật tương tự Quy định đánh giá riêng lượng mây chung, lượng mây tầng dưới, điều cần, mây cao phần mây tằng che khuất tia mặt trời quan trọng thực tế (đối với hàng không chẳng hạn) ởđây

nói đến lượng mây chung

Mây có ý nghĩa lớn trao đổi nhiệt Trái Đất Nó phản hồi trực xạ mặt trời giảm thơng lượng xạ tới mặt đất Mây tăng cường khuếch tán xạ giảm xạ hữu hiệu, thay đổi điều kiện chiếu sáng Mặc dù máy bay đại thường bay cao mây tầng chí cao mây tầng cao, mây cản trở máy bay cất cánh hạ cánh, cản trở việc xác định hướng mắt, gây băng kết máy bay v.v

Biến trình ngày lượng mây phức tạp phần lớn tuỳ thuộc vào loại mây Mây tằng tằng tích liên quan với q trình lạnh khơng khí mặt đất với q trình vận chuyển rối nước lên cao tương đối yếu, có cực đại vào ban đêm buổi sáng Ngược lại, dạng mây tích liên quan với độ bất ổn định tầng kết trình đối lưu biểu rõ, phần lớn xuất ban ngày tan vềđêm

Thực ra, mặt biển nhiệt độ khơng khí bề mặt khơng có biến trình ngày, mây đối lưu gần khơng có biến trình ngày hay có cực đại nhỏ vào buổi sáng Mây chuyển động lên cao liên quan với front khơng có biến trình ngày rõ rệt

ở miền cận nhiệt đới, mùa hè xốy nghịch chiếm ưu thế, cịn mùa đơng hoạt động xoáy thuận phát triển, lượng mây cực đại vào mùa đông cực tiểu vào mùa hè tương tự miền ôn đới thuộc châu Âu, biên độởđây lớn

ở miền nhiệt đới khu vực tín phong, lượng mây cực đại quan trắc vào mùa hè cực tiểu vào mùa đông

5.4.10Phân bốđịa lý mây

Đầu tiên, ta dẫn giá trị trung bình năm lượng mây đới khác lục địa biển

Vĩđộ (o)

90-80 80-70 70-60 60-50 50-40 40-30 30-20 20-10 10-0 Bắc Bán Cầu

Lục địa - 6,3 6,2 6,0 5,0 4,0 3,4 4,0 5,2 Biển 6,3 7,0 7,2 6,7 6,6 5,2 4,9 5,3 5,3

Nam Bán Cầu

Lục địa - - - 7,0 5,8 4,8 3,8 4,6 5,6

Biển - 6,4 7,6 7,2 5,7 5,7 5,3 4,9 5,0

Từ bảng trên, ta thấy lượng mây biển lớn lục địa Đối với Bắc Bán Cầu, lượng mây trung bình lục địa 4,8 biển 5,6 Nam Bán Cầu (ngoài lục địa châu Nam Cực lượng mây nhỏ hơn) lượng mây lục địa 4,9 biển 6,0

Đối với hai bán cầu hợp lại lượng mây lục địa 4,9, biển 5,8; sau tồn Trái Đất nói chung lượng mây bao phủ 5,3 Phân bố trung bình lượng mây theo vĩđộđược biểu diễn hình 5.21

Phân bố trung bình lượng mây biển lục địa

Trong xoáy thuận ngoại nhiệt đới front lạnh di chuyển nhanh front nóng chập với front nóng tạo nên hệ thống mây cố tù phức hợp (Hình 5.19)

Tiếp đó, phía vùng cận nhiệt đới, lượng mây lại tăng, đới tín phong kèm theo mây đối lưu sau dải hội tụ nhiệt đới gần xích đạo nơi gặp gỡ tín phong hai bán cầu tượng đối lưu phát triển mạnh

Trên đồ phân bố mây trung bình nhiều năm (Hình 5.22 5.23) biểu rõ vùng mây quanh năm (lượng mây 2,0 hay nhỏ hơn) miền sa mạc cận nhiệt đới hai bán cầu Chẳng hạn Atsoan (22,4oE 33oE) lượng mây trung bình năm 0,5 miền Trung Âu, lượng mây nhỏ, vào mùa hè: Tecmet, lượng mây trung bình năm 1,6, cịn vào mùa hè chí có 0,2 Vào mùa đơng, lượng mây miền đông Sibiri, Trung Âu, ởấn Độ nhỏ chếđộ cao áp hồn lưu gió mùa mùa đông thịnh hành

Lượng mây đặc biệt lớn quanh năm (đến 7,0 – 8,0 hay cao hơn) miền Bắc Đại Tây Dương, Thái Bình Dương kể miền tây bắc châu Âu đảo Nhật Bản, miền vĩ độ cao đại dương Nam Bán Cầu

Vào mùa đông, lượng mây lớn miền Tây Sibiri, vùng hồ lớn Bắc Mỹ Mùa hè, lượng mây tăng khu vực gió mùa thuộc vịnh Ghinê, lượng mây trung bình năm 7,7

ở trạm vùng núi Bennhêvit thuộc Scơtlanđia, năm có 247 ngày trời mù Trên bờ biển phía đơng Đài Loan năm có 233 ngày trời mù

5.4.11Thời gian nắng

Thời gian nắng thời gian có trực xạ với tia mặt trời thẳng từđĩa mặt trời tới mặt ngang Thời gian nắng phụ thuộc lớn vào lượng mây

Hình 5.22

Bản đồ phân bố lượng mây tháng (phần trăm)

Thời gian nắng yếu tố không phần quan trọng khí hậu Nó phụ thuộc vào độ

dài ngày xác định vĩđộ địa lý thời gian năm, lượng mây cho trực xạ xun qua Thời gian nắng tính hoặc phần trăm so với thời gian nắng dài có, nghĩa so với kinh độ ngày (thời gian tương đối) Cách biểu diễn thứ

hai cho ta thấy rõ mức độ mây giảm thời gian nắng

Thời gian nắng cực đại thường thấy vùng sa mạc cận nhiệt đới; chẳng hạn Arizơn, thời gian nắng trung bình năm 88%, vào tháng 6, chí 97% Trong khu vực mưa nhiều gần xích đạo, đại lượng giảm đến 35% phần phía đơng châu Nam Cực, thời gian nắng tương đối lớn Tổng cộng nắng hàng năm châu Âu 100 – 1200 Bắc Scotland miền bờ biển phía Bắc Nga, đến 2900 giờở Mađrit Matxcơva, đại lượng 1570, Fêoođôxi 2210

Trong biến trình năm, thời gian nắng tương đối cực đại thường thấy miền ôn đới Bắc Bán Cầu (không kể khu vực gió mùa) vào tháng tháng 8, cực tiểu vào tháng 12 Trong khí hậu sa mạc Bắc Bán Cầu phần lớn có hai cực đại vào tháng tháng vùng nhiệt đới, cực trị đại lượng thường thấy vào mùa khô mùa mưa khu vực gió mùa

Những ngày hồn tồn khơng có nắng thường thấy châu Âu, phần lớn vào mùa đơng Tính trung bình, vùng núi chiếu nắng vùng đồng mây đối lưu phát triển mạnh sườn núi miền nhiệt đới Tuy nhiên, ngày mùa đông, trạm núi cao có thểđược chiếu nắng nhiều vùng đồng thung lũng chúng nằm

Hình 5.23

Bản đồ phân bố lượng mây tháng (phần trăm)

Những nắng lớn ngày Trung Âu trung bình năm từ 12 đến 13 giờ, vào mùa hè sớm hơn, từ 10 đến 11 giờ; vào mùa đông muộn hơn, từ 13 giờđến 14 Trên núi, cực đại độ chiếu nắng mặt trời thấy sớm khoảng hai miền nhiệt đới,

nắng nhiều vào buổi sáng, khoảng – thành phố, vẩn đục khơng khí làm giảm thời gian nắng so với thời gian nắng vùng ngoại ô đến 20% hay

5.4.12Khói – Sương mù – Mù khói

Ta biết, khơng khí thường bị vẩn đục tạp chất sản phẩm ngưng kết

đầu tiên nhỏ Những tạp chất khuếch tán ánh sáng qua làm giảm tầm nhìn xa Nếu vẩn đục khơng khí khơng lớn lắm, tượng khói Khi hạt gây vẩn đục hạt bụi giọt nước nhỏ, nhiệt độ thấp, chúng tinh thể nhỏ Sự vẩn đục loại thường thấy cao làm cho bầu trời có màu trắng nhạt, trường hợp khói giai đoạn mây

Nhưng khói thường thấy gần mặt đất lan tới độ cao đáng kể Khi khói làm cảnh quan mờđi giảm tầm nhìn xa – khoảng cách cịn phân biệt hình dạng vật so với Nếu hạt làm vẩn đục nhỏ bước sóng ánh sáng, nghĩa có kích thước khoảng vài phần mười micron khói làm cho vật xa có màu xanh, dường có màu xanh da trời bao quanh vật

Nếu sản phẩm ngưng kết có kích thước lớn độ tập trung chúng gần mặt

đất cao hơn, tầm nhìn xa giảm xuống km Trong trường hợp đó, người ta khơng gọi khói nữa, mà gọi sương mù Người ta dùng chữ "sương mù" để tập hợp sản phẩm ngưng kết (giọt nước, hạt băng hay hai) làm vẩn đục khơng khí mặt đất, để tượng làm vẩn đục khơng khí mạnh có liên quan Trong sương mù dày đặc, tầm nhìn xa giảm đến vài chục mét, chí đến vài mét nhiệt độ dương, tất nhiên sương mù tạo thành giọt nước Nhưng nhiệt độ âm khơng q thấp, sương mù hình thành giọt nước, giọt nước lạnh

Chỉở nhiệt độ khoảng –10oC hay thấp hơn, ngồi giọt nước, sương mù cịn xuất hạt băng, sương mù trở nên hỗn hợp mây hỗn hợp nhiệt độ thấp, sương mù bao gồm hạt băng Tuy nhiên, người ta quan trắc sương mù cấu tạo giọt nước chí nhiệt độ thấp hơn, tới – 30oC

Nếu vẩn đục mạnh mẽ sản phẩm ngưng kết mà lượng bụi tương đối lớn có khơng khí gây nên, tượng gọi mù khô Mù khô thường thấy thổ nhưỡng bị bào mịn có bão bụi vùng sa mạc thảo nguyên, có cháy rừng thành phố cơng nghiệp Khi đó, độẩm tương đối nhỏ; điều

đó chứng tỏ vẩn đục khác biệt với sương mù Tầm nhìn xa mù khơ dày đặc giảm tới mức sương mù

Một tượng gây cảm giác khó chịu chí nguy hiểm mù khói Người ta gọi sương mù khói mù dày đặc hỗn hợp với khói, đơi với khói độc hay với khói phương tiện giao thơng thải

Khi có sương mù, Luân Đôn, số người chết bệnh đường hô hấp hệ thống tuần hoàn tăng nhanh Tháng 12 năm 1962 Ln Đơn, có sương mù khói, mật độ anhyđric lưu huỳnh khơng khí lớn bình thường 14 lần Những điều kiện nặng nề thường thấy Los Angeles, nơi lượng khói xe thải tro, mồ hóng lớn Hơn nữa, địa hình tạo điều kiện cho khơng khí đọng lại hình thành sương mù

Sương mù xuất mặt đất có điều kiện thích hợp cho nước ngưng kết Hạt nhân ngưng kết cần cho hình thành sương mù, ln có khơng khí khu trung tâm cơng nghiệp lớn, lượng hạt nhân ngưng kết cỡ lớn nhiều Vì vậy, tần suất độ

dày đặc sương mù thành phố lớn vùng ngoại

Do tính hút ẩm hạt nhân ngưng kết, hình thành sương mù bắt đầu độ ẩm tương đối nhỏ 100% (khoảng 90 – 95%), nghĩa trước đạt tới điểm sương Như

trên nói, nhiệt độ khoảng –10o hay thấp nữa, sương mù trở thành hỗn hợp,

nhiệt độ thấp (thấp –30o) chí thành sương mù tinh thể Sương mù

những nhiệt độ hình thành với giá trị độ ẩm tương đối tính theo ẩm biểu nhỏ 100% nhiều (đến 80% hay thấp hơn) Với độ ẩm này, nước chưa bão hoà giọt nước, bão hoà tinh thể băng

Sự gần tới trạng thái bão hồ chủ yếu xảy q trình lạnh khơng khí Sự tăng

Q trình lạnh khơng khí mặt đất xảy ảnh hưởng bề mặt Những nguyên nhân khác phụ, nên khơng nhắc tới ởđây Q trình lạnh xảy điều kiện khác Một khơng khí chuyển từ mặt đệm nóng tới mặt đệm lạnh hơn, mà lạnh

Sương mù xuất trường hợp thực tế gọi sương mù bình lưu Hai là, khơng khí lạnh mặt đệm lạnh phát xạ Người ta gọi sương mù sương mù xạ

Cần phải nhớ ởđây nói lạnh mặt thổ nhưỡng hay mặt tuyết phát xạ,

hồn tồn khơng nói lạnh xạ khơng khí, khơng khí lạnh chủ yếu mặt đất

Sau cùng, hai nguyên nhân tác động, sương mù gọi sương mù bình lưu – xạ

Sương mù bình lưu xuất khối khí nóng chuyển động tới mặt đệm lạnh

Điều xảy khối khí chuyển động từ vĩđộ thấp tới vĩđộ cao; từ biển ấm vào lục địa lạnh vào mùa đông, từ lục địa nóng ngồi biển lạnh vào mùa hè hay từ khu vực biển nóng sang khu vực biển lạnh Chẳng hạn vào cuối mùa đông, cao áp Siberi lệch

đơng, đường đẳng áp phía tây cao áp Bắc Bộ có dạng kinh hướng làm cho khơng khí nóng ẩm với nhiệt độ 20 – 22oC thổi tới vùng ven biển Quảng Ninh lạnh (nhiệt độ

mặt biển 14oC) thường gây đợt sương mù ởđây

Trên lục địa, sương mù bình lưu thường thấy vào mùa thu mùa đơng có

chệnh lệch nhiệt độđáng kể miền vĩ độ thấp miền vĩđộ cao lục

địa lạnh so với biển

Sương mù bình lưu ra, thường thấy biển, vào mùa xuân mùa hè Sương mù bình lưu thường lan tới độ cao vài trăm mét Nó thường xuất tốc độ gió lớn, sương mù xảy q trình tụ tập giọt nước; sương mù có đặc tính mưa phùn: giọt nước lớn rơi khỏi sương mù

Sương mù xạ chia làm hai dạng, thường thấy lục địa vào đêm quang

đãng lặng gió Chúng liên quan với trình lạnh xạ vào ban đêm thổ nhưỡng mặt tuyết phủ Sương mù xạ không lan lên cao, tới khoảng vài chục mét Sự phân bố chúng có tính chất địa phương: chúng xuất nơi riêng lẻ

những vùng đất thấp, gần đầm lầy, khoảng rừng trống; sông lớn sương mù khơng hình thành ban đêm sương mù xuất trời lặng gió, cần có gió nhẹ để q trình rối yếu xuất thúc đẩy lan truyền trình lạnh trình tạo sương mù lên cao

Sương mù mặt đất thường xuất phía lớp nghịch nhiệt sau Mặt Trời mọc biến lớp nghịch nhiệt tan

nhiệt nén Sau đó, đám mây lan từ cao xuống thấp tới mặt đất, người ta gọi mây sương mù xạ cao Sương mù dạng trì hàng tuần lễ khống chế tồn khu vực lớn

Sương mù bốc có tần suất lớn vào mùa thu mùa đông, không khí lạnh mặt biển khơi nóng Trên lục địa, thường hình thành vào buổi chiều hay ban đêm sơng hay hồ, khơng khí lạnh từ vùng thổ nhưỡng xung quanh thổi tới Sương mù bốc xuất vào buổi chiều hay sau trận mưa, thổ nhưỡng bốc mạnh, cịn nhiệt độ khơng khí giảm Trên biển thuộc miền cực, sương mù bốc thường xuất mặt hồ băng khơng khí thổi tới từ lớp băng phủ Mùa đông, sương mù bốc thường lan lên cao tan biến nhanh chóng khơng khí thường bị mặt nước đốt nóng từ Nhưng điều kiện hình thành trì thời gian dài, sương mù tồn lâu

Những loại sương mù kể sương mù khối khí nghĩa chúng xuất khơng phụ thuộc vào front Ngồi cịn có sương mù liên quan với front Đó dạng sương mù bốc – sương mù trước front Giáng thuỷ front làm bão hồ khơng khí làm ướt thổ nhưỡng

Do bốc mạnh mẽ từ thổ nhưỡng từ giọt mưa rơi, khơng khí gần mặt đất đạt tới trạng thái bão hoà sương mù hình thành Sương mù loại thường tạo thành dải dầy đặc trước front với mưa

Có thể dựđốn xuất sương mù mặt đất ban đêm sở trạng thái thời tiết từ buổi chiều Nếu trời lặng gió quang đãng vào kỳ quan trắc buổi chiều nhiệt

độ gần tới điểm sương, với mức độ xác dự đoán xuất sương mù, mặt đất vào ban đêm

Để dự báo sương mù, sở tài liệu quan trắc nhiều năm, người ta lập đồ thị hay công thức thực nghiệm xác định đại lượng giảm nhiệt độ ban đêm địa phương theo giá trị yếu tố khí tượng vào buổi chiều Nếu nhiệt độ cực tiểu ban đêm đạt tới

điểm sương, dựđốn sương mù bắt đầu hình thành

Những sương mù dày đặc xuất trường hợp nhiệt độ cực tiểu ban đêm thấp điểm sương ban chiều nhiều Chỉ điều kiện ngưng kết lượng nước lớn

Hình 5.24

Số ngày có sương mù trung bình năm

Trong ngày, miền đồng bằng, sương mù thường có cường độ tần suất cực đại vào buổi sáng vùng núi cao, sương mù phân bốđều ngày có cực đại khơng lớn vào sau buổi trưa Nguyên nhân điều kiện đặc biệt thuận lợi cho hình thành sương mù vùng núi Sương mù ởđây thực chất mây xuất chuyển động lên khơng khí theo sườn núi Nó liên quan với q trình lạnh đoạn nhiệt khơng khí chia thành loại đặc biệt: sương mù sườn núi

Ta xét phân bốđịa lý sương mù Trên hình 5.24 đồ biểu diễn nét chung phân bố số ngày có sương mù năm Sương mù thường thấy Châu Nam Cực, số ngày có sương mù vượt 80 Ngun nhân mặt khơng khí lạnh di chuyển từ mặt băng hay từ lục địa lạnh tới bề mặt nước khơng đóng băng nóng Trên miền vĩđộ cao thuộc đại dương Nam Bán Cầu, tần suất sương mù lớn

ở miền ôn đới Bắc Bán Cầu, tần suất sương mù lớn (80 ngày hay nữa)

Niufandlencơ, sương mù khu vực có liên quan với di chuyển khơng khí từ

mặt nước nóng dịng Labrado miền cận nhiệt Nam Bán Cầu, nơi sương mù thường xuất (đến 80 ngày hay nữa) vùng sa mạc ven bờ biển Nam Phi Nam Mỹ vùng biển bao quanh đây, khơng khí nóng di chuyển dịng biển lạnh

Tần suất sương mù lớn Trung Âu, miền bờ biển Califocnia, miền bờ biển

Đại Tây Dương Nam Mỹ đảo Mađagatxca Tần suất cao sương mù khu vực đặc tính nhiệt mặt trải khơng khí thổi qua Sương mù thấy vùng lục địa, vùng sa mạc cận nhiệt với lượng nước không lớn lắm, nhiệt độ lại cao

Sương mù thấy Siberi Canada ởđây, vào mùa hè, khơng khí khơ, nằm xa trạng thái bão hịa, cịn mùa đơng lượng nước nhỏ đến mức chí khơng khí

5.5 Giáng thủy

5.5.1. Khái niệm chung giáng thuỷ

Trong điều kiện định giáng thủy rơi xuống từ mây, giọt nước hạt băng có kích thước lớn đến mức khơng thể nằm lơ lửng khí Những dạng giáng thủy thường thấy quan trọng mưa tuyết Tuy nhiên, có nhiều loại giáng thủy khác với dạng điển hình mưa tuyết

Mưa tuyết, chủ yếu rơi từ mây chuyển động trượt lên cao khơng khí ẩm từ mây đối lưu Đặc tính giáng thủy khác biệt tùy thuộc vào loại mây Mây chuyển

động trượt lên (mây tằng tích cao tằng) liên quan tới front thường cho mưa phùn

Đó giáng thủy kéo dài với cường độ trung bình Giáng thủy thường rơi tương đối

đều kéo dài (vài hay vài chục giờ) đồng thời phạm vi rộng lớn khoảng vài trăm km2 Giáng thủy thấy phần lớn hay khắp trạm, tổng lượng giáng thủy

từng trạm khác biệt không nhiều Phần lớn lượng giáng thủy miền ôn đới giáng thủy phùn

Mây vũ tích liên quan với q trình đối lưu thường cho giáng thủy rào, cường độ lớn không kéo dài Ngay sau bắt đầu, chúng có cường độ lớn ngừng đột ngột Giáng thủy rào không kéo dài chúng rơi từ đám mây riêng biệt hay từ dải mây hẹp front lạnh Trong khối khí lạnh chuyển động mặt đất nóng, đợt giáng thủy rào kéo dài vùng vòng vài phút Mùa hè lục địa đối lưu địa phương mây vũ tích phát triển rộng hay có front lạnh qua, giáng thủy rào kéo dài liền

Theo tài liệu quan trắc, diện tích trung bình mưa rào bao quát thời điểm khoảng 20 km2 rơi thời gian ngắn, mưa rào lượng giáng thủy nhỏ

Cường độ mưa rào biến đổi lớn, chí trận mưa rào, lượng giáng thủy khác biệt đến 50 mm khoảng cách – 2km Mưa rào dạng giáng thủy chủ

yếu miền nhiệt đới xích đạo

Ngồi giáng thủy dầm giáng thủy rào, người ta phân biệt giáng thủy phùn Đó giáng thủy hình thành khối khí rơi từ mây tằng tích Nó đặc trưng cho khối khí nóng hay khối khí địa phương có tầng kết ổn định Độ dày loại mây khơng lớn, vào mùa hè chúng cho giáng thủy có q trình kết hợp giọt nước Giáng thủy dạng nước – mưa phùn, bao gồm giọt nước nhỏ rơi chậm đến mức dường

bay lơ lửng không khí Mùa đơng, nhiệt độ thấp, mây loại chứa hạt băng Khi chúng khơng cho mưa phùn mà cho tuyết nhỏ hạt tuyết Thông thường ngày, giáng thủy phùn không cho lượng nước đáng kể Mùa đông, giáng thủy phùn tăng chiều dày lớp tuyết phủ Chỉ số trường hợp đặc biệt, chẳng hạn nhưở vùng núi, mưa phùn có cường độ mạnh độ nước lớn

Mưa bao gồm giọt nước có kích thước lớn 0,5mm, nhỏ 8mm Nếu giọt nước có kích thước lớn đáng kể rơi phân tán thành giọt nhỏ

hơn Kích thước giọt nước mưa rào lớn mưa dầm, vào đầu trận mưa nhiệt độ âm, mưa rơi xuống dạng giọt nước lạnh Khi tới mặt

đất, chúng hóa băng tạo nên lớp băng Mưa phùn bao gồm giọt nước nhỏ có

đường kính khoảng 0,05 – 0,5 mm, chúng dễ gió vận chuyển theo chiều ngang Tuyết cấu tạo tinh thể băng có dạng phức tạp (hoa tuyết) Hoa tuyết nhiều vẻ, tùy thuộc vào điều kiện hình thành Dạng chủ yếu hoa tuyết dạng sáu cạnh

Mưa băng dạng hạt băng viên bi suốt với đường kính từ – mm có đặc tính riêng Đó giọt nước mưa đóng băng khơng khí Loại mưa chứng tỏ tồn lớp nghịch nhiệt ởđộ cao có lớp khơng khí với nhiệt độ

dương hạt băng rơi từ xuống tan thành giọt nước lớp lớp có nhiệt độ âm ởđây giọt nước đóng băng lại Mùa hè, thời tiết tương đối nóng, đơi có mưa đá dạng mảnh băng tương đối lớn hạt đậu hay có đường kính từ – cm, đơi lớn Có trường hợp, trọng lượng mảnh băng lớn 300 g

Thường mưa đá có cấu trúc khơng đồng nhất: chúng cấu tạo lớp băng đục suốt xen kẽ Mưa đá rơi từ mây vũ tích có dơng thơng thường có kèm theo mưa rào

Dạng kích thước mảnh băng chứng tỏ trình hình thành chúng

được dòng đối lưu theo đưa lên cao, rơi xuống thấp nhiều lần, kích thước chúng lớn dần lên va chạm với xác giọt nước lạnh Khi xuống dịng giáng tới lớp khơng khí có nhiệt độ dương, bề mặt mảnh băng tan Tiếp đó, lên cao, bề

mặt chúng lại đóng băng v.v Để hình thành mảnh băng mây phải có độ nước lớn, mưa đá rơi vào mùa nóng, nhiệt độ khơng khí mặt đất lớn miền ôn

đới mưa đá thường hay xuất cả, cịn miền nhiệt đới mưa đá thường có cường độ

lớn miền cực khơng có mưa đá Có mưa đá để lại mặt đất lớp băng dày vài chục cm tồn lâu Mưa đá thường làm hại có phá huỷ mùa màng, có trường hợp mưa đá gây tác hại cho súc vật, chí người

5.5.3. Sự hình thành giáng thuỷ

Giáng thuỷ hình thành trường hợp dù phần phân tử mây (giọt nước hay hạt băng) lớn lên cách Khi phần tử mây trở nên nặng đến mức phản lực khơng khí chuyển động thăng không giữ chúng trạng thái lơ lửng, phân tử mây rơi xuống dạng giáng thuỷ Sự lớn lên giọt nước đến kích thước cần thiết xảy ngưng kết kết q trình cho giọt nước nhỏ

là miền nhiệt đới, ởđây mây có lượng nước lớn Nhưng mưa lớn khơng thể hình thành q trình kết hợp giọt nước

Mây cho mưa lớn phải mây hỗn hợp, nghĩa mây giọt nước lạnh hạt băng nằm sát cạnh Chính mây cao tằng, vũ tằng vũ tích loại mây Nếu giọt nước lạnh hạt băng nằm sát nhau, điều kiện ẩm thường là: giọt nước, không khí chưa bão hồ cịn hạt băng q bão hồ

Vì vậy, hạt băng lớn lên nhanh chóng nhờ q trình ngưng hoa, lượng nước khơng khí giảm Khi giọt nước khơng khí trở nên chưa bão hồ Vì

đồng thời với lớn lên hạt băng, giọt nước bốc hơi, tức xảy trình vận chuyển nước từ giọt nước sang hạt băng

Những hạt băng lớn bắt đầu rơi xuống, thường từ phần mây nơi chúng thường tụ tập Trong rơi hạt băng tiếp tục lớn lên trình ngưng hoa Ngoài ra, va chạm với giọt nước lạnh, chúng làm cho giọt nước lạnh thêm kết hợp với chúng, kích thước hạt băng lớn Các giọt nước đông kết va chạm với hạt băng mảnh băng làm số hạt nhân hoá băng tăng lên nhiều Kết

phần mây thường xuất hạt băng lớn Nếu ởđây nhiệt độ khơng khí lớn 0oC, băng tan, biến thành giọt nước rơi xuống dạng mưa Những giọt nước rơi xuống với tốc độ khác lại kết hợp với với giọt nước khác có mây Có trường hợp hạt băng tan phần chân mây rơi xuống đất dạng mưa Sau cùng, nhiệt độ từ chân mây tới mặt đất âm, giáng thuỷ rơi xuống dạng tuyết thường hay tuyết

Nếu giáng thuỷ rơi dạng mưa đá hay mưa băng, điều kiện hình thành cịn phức tạp hơn, song chất tượng tương tự Giáng thuỷ hình thành từ mây băng hạt băng lớn lên trình ngưng hoa, song thường đám mây cao giáng thuỷ từ chúng bốc rơi nên không tới mặt đất Các mây dải số loại mây dải giáng thuỷ

Sự hình thành giáng thuỷ không liên quan trực tiếp với độ dày độ nước mây Tất nhiên, mây dày khả đạt tới mực băng kết hình thành giáng thủy lớn Độ

nước mây lớn, giáng thuỷ mạnh Tuy nhiên mây phát triển mạnh,

độ nước lớn, mực băng kết nằm cao, giáng thủy

khơng hình thành

Mùa hè, vùng đồng cỏ miền nhiệt đới, mây tích phát triển mạnh, song

đám mây khơng cho giáng thuỷ, nhiệt độ cao, mực băng kết nằm cao Liệu trường hợp vậy, ta phá vỡ trạng thái cân mây gây mưa phương pháp nhân tạo không? Phương pháp tạo trạng thái băng kết mây cấu tạo giọt nước lạnh có kết Những thí nghiệm

đang tiến hành rộng rãi Thường người ta rải lên mây hợp chất cácbonic thể rắn với nhiệt độ thấp làm cho số giọt nước đông kết Một số hạt băng “mầm” mởđầu hình thành giáng thuỷ xuất Kếđó, q trình xảy dạng phản ứng dây chuyền

4oC, hạt băng hạt nhân băng kết mây, chúng hạt băng

lớn dần lên Ngồi ra, cịn có chất khác làm phần tử mây đông kết

Việc rải iotduya bạc chất gây phản ứng khác vào mây tích có khả gây mưa đá dẫn tới hình thành giáng thuỷ dạng mưa rào hay mưa đá nhỏ thời gian ngắn cách ngăn chặn trận mưa đá lớn Tuy nhiên, việc đánh giá kết

những thí nghiệm vừa nêu gặp nhiều khó khăn Khơng phải trường hợp ta biết giáng thuỷ rơi tác động người hay không phụ thuộc vào yếu tố Mặc dầu vậy, nguyên lý giải vấn đề gây mưa nhân tạo xây dựng Bằng phương pháp tương tự người ta làm tan sương mù mặt đất rải chất gây phản ứng thích hợp làm cho hạt sương mù lớn lên rơi xuống Thí nghiệm nhiều lần mang lại kết tốt

5.6 Điện trường của mây, giáng thuỷ hiện tượng liên quan

5.6.1 Điện trường mây giáng thuỷ

Các giọt nước phần tửở thể rắn mây sương mù thường tích điện trung hồ Sương mù với hạt sương mang điện dấu thường thấy cả; có khoảng 25% trường hợp hạt sương mang điện tích khác dấu

Tính trung bình, giọt nước sương mù có khoảng vài chục đến vài nghìn điện tích Rất điều kiện mây bao gồm giọt nước nhỏ không cho giáng thuỷ gần với điều kiện sương mù

Trong mây vũ tích chứa giọt nước lớn hạt băng có kích thước lớn, thường xuất điện tích mạnh, điều suy từđiện tích giáng thuỷ Hạt mưa rào mang điện tích trung bình khoảng – 4.10 – đơn vịđiện tích Song điện tích lớn lớn giá trị trung bình hàng chục lần Những phần tử rắn mây giáng thuỷ tích điện giọt nước cịn có điện tích lớn Mưa rơi xuống mặt đất thường có điện tích dương điện tích âm; tuyết điều khó xác định Sự phân chia điện tích mây vũ tích, nghĩa tập hợp điện tích dấu vào phần mây tạo nên giá trị cường độđiện trường khí lớn mây đám mây mặt đất

Những nguyên nhân tích điện phần tử mây giáng thuỷ phân chia

điện tích trái dấu mây chưa hoàn toàn rõ ràng Về vấn đề có nhiều học thuyết khác Người ta đưa số nguyên nhân thu nhỏ giọt nước tinh thể băng có giáng thuỷ; va chạm giọt nước có kích thước khác nhau, phân chia giọt nước; ngưng hoa; phân chia bốc hạt băng, sựđông kết giọt nước lạnh hạt băng, v.v

5.6.2 Dông

mây hay mây mặt đất Sự phóng điện có đặc tính phát lửa gọi chớp, cịn âm kèm theo gọi sấm Tồn q trình thường cịn kèm theo tượng gió mạnh tức thời – gió giật gọi dông Theo nguyên nhân phát sinh, dông thường phân loại phân loại mây vũ tích Người ta phân biệt dơng khối khí dơng kèm theo front

Dơng khối khí thường có hai loại: khối khí lạnh chuyển động mặt đất nóng lục địa đốt nóng vào mùa hè (dơng địa phương hay dông nhiệt ) Trong

hai trường hợp, dơng có liên quan với phát triển mây đối lưu, với tầng kết bất ổn định lớn với xáo trộn khơng khí mạnh theo chiều thẳng đứng Dơng kèm theo front chủ yếu có liên quan với front lạnh, nơi khơng khí nóng bị khơng khí lạnh đẩy lên cao

Nhưng vào mùa hè, lục địa, nhiều chúng cịn liên quan với front nóng Khối khí lục địa nóng bốc lên theo mặt front nóng có tầng kết bất ổn định lớn, mà front nóng dơng phát triển mạnh Thường dông kéo dài nơi không lâu: từ vài phút đến vài Trong dơng, có khoảng vài chục tia chớp phút Thông thường, dông kèm theo mưa rào, mưa đá Dông đặc biệt thường thấy lục địa miền nhiệt đới có khu vực năm 100 – 150 ngày có dơng Trên đại dương, dơng thấy hơn, khoảng 10 – 30 ngày năm, xốy thuận nhiệt đới ln kèm theo dơng mãnh liệt, song nhiễu động thấy miền cận nhiệt đới nơi dải cao áp chiếm ưu thế, dơng thấy nhiều: lục địa năm, ngày có dơng 10 – 30, biển – 10 ngày miền cực, dơng tượng có

Hiện tượng số dông giảm lên vĩđộ cao dễ hiểu Để hình thành dơng khơng cần phải có tầng kết bất ổn định lớn đối lưu phát triển mạnh, mà mây phải có độ

nước lớn, song theo vĩđộ nhiệt độ giảm, độ nước mây giảm

ở miền nhiệt đới cận nhiệt đới, dông thường thấy vào mùa mưa Trên lục địa miền ôn đới tần suất dông lớn vào mùa hè đối lưu phát triển mạnh khối khí địa phương Mùa đơng ởđây dơng Nhưng đại dương khối khí lạnh nước biển đốt nóng từ phía dưới, dơng phát triển nhiều vào mùa đông vùng núi, dông thường thấy vùng đồng

5.6.3 Sấm chớp

Một điều kiện thiếu dông xuất hiệu điện lớn mây hay mây mặt đất Điều xảy mây tích điện mạnh ngun nhân phần tử mây tích điện khác dấu Sau xảy q trình phân chia điện tích: điện tích dấu tập trung vào phần mây, điện tích ngược dấu tập trung phần khác

trình phóng điện phát lửa – chớp xảy đám mây, phần mây hay mây mặt đất tích điện khác dấu

Trên khoảng cách chừng vài km (đó độ dài chớp thường thấy) hiệu điện đạt tới vài trăm triệu vơn, cịn cường độđiện trường chớp khoảng vài chục nghìn ampe Một tia chớp mang vài phần mười giây vài culơng điện tích, theo số tài liệu chí tính trung bình khoảng 30 culơng

Chớp số, đôi khi, nhiều trình phóng điện liên tiếp, xung theo số đường gọi kênh chớp Kênh chớp có dạng vịng chia nhánh phóng

điện xảy theo đường có điện trở nhỏ nhất, nghĩa theo đường mà mật độ ion khí

đặc biệt lớn Tia chớp nhìn thấy khơng khí kênh chớp đốt nóng đến mức phát ánh sáng có màu tím hồng Nhiệt độ kênh chớp đạt tới 22000 – 30000oC Khoảng cách xung khoảng 0,05 giây thời gian kéo dài tia chớp khoảng vài phần mười giây

Mỗi q trình phóng điện giai đoạn “dẫn đường” nghĩa từ giai đoạn phóng

điện mởđầu, dường nhưđặt kênh cho chớp làm tăng mật độ ion kênh làm tăng tính dẫn điện kênh Q trình thuộc loại “thác điện tử” Ban đầu lượng điện tích lan từ mây (hay từ phần mây với điện tích âm lớn) ion hố phần tử khơng khí đường chúng qua Do q trình này, nhiều điện tử tự tạo thành làm tăng q trình ion hố Ngay sau đó, kênh chớp vạch q trình phóng điện chủ yếu bắt đầu xảy mạnh mẽ theo kênh chớp Sự phóng điện chủ yếu bắt đầu xảy mạnh mẽ theo kênh chớp, cịn phóng điện lặp lại thường yếu

Khi có phóng điện mây mặt đất (khoảng 40% chớp thuộc loại này) phần lớn

điện tích âm truyền xuống mặt đất Nguyên nhân phần mây dông thường tụ tập điện tích âm, cịn mặt đất mây tích điện dương cảm ứng điện

Như vậy, q trình phóng điện dơng bổ sung điện tích âm cho mặt đất

Sự đốt nóng nhanh mạnh kèm theo nổ đột ngột khơng khí kênh chớp gây sóng nổ tạo hiệu ứng âm – sấm Do âm phát từ điểm khác kênh chớp tới người quan trắc không đồng thời, phản hồi âm từ mây mặt đất, nên sấm thường rền lâu

Sự chiếu sáng mây tia chớp khơng nhìn thấy dơng xa (khi sấm khơng nghe thấy được) gọi chớp nguồn

5.7 Các thuỷ hiện tượng mặt đất

Ngồi q trình ngưng kết khí quyển, q trình ngưng kết cịn xảy mặt đất vật mặt đất

thành dạng sau đây: sương muối, băng, sương gió Ngồi ra, người ta phân biệt mưa băng băng kết máy bay, tượng không xảy mặt đất mà xảy khí tự Song, trường hợp băng gió băng kết, thơng thường băng khơng hình thành trực tiếp từ nước mà trình băng kết giọt nước lạnh mây hay giáng thuỷ

Sương dạng phổ biến thuỷ tượng; tập hợp giọt nước vô nhỏ rơi từ không khí đọng mặt đất, cỏ hay mặt nằm ngang vật vào buổi chiều ban đêm mùa nóng Khi đó, lớp khơng khí cùng, khơng có sương mù; sương xuất mặt vật Trên không ngấm nước, hạt sương nhỏ kết hợp với thành giọt nước lớn

Nguyên nhân tách (có người gọi khơng rơi từ khơng khí sương) mặt

đất, bề mặt thực vật (cỏ, lá) lạnh đến điểm sương phát xạ ban đêm Vì vậy, khơng khí tiếp giáp với bề mặt bị lạnh Nếu nhiệt độ khơng khí hạ thấp q điểm sương, nước đọng lại bề mặt Điều kiện cần để sương hình thành trời quang đãng, lặng gió, làm cho phát xạ ban đêm đặc biệt mạnh mẽ

Theo tài liệu quan trắc, sương vùng đồng cho 0,1 – 0,3 mm giáng thuỷ

trong đêm 10 – 30 mm năm Trung Âu, đại lượng trung bình 10 mm Nam Phi, sương cho 40 mm giáng thuỷ năm khu vực nóng ẩm thuộc miền nhiệt đới, lượng nước khơng khí lớn, sương có độ nước lớn chảy xuống từ hay mái nhà

Màng nước cấu tạo giọt nước, chủ yếu xuất mặt phẳng thẳng

đứng lạnh vào ngày trời mù có gió Ngun nhân đọng nước ởđây khơng phải phát xạ ban đêm mà trình bình lưu khơng khí tương đối nóng ẩm sau thời tiết lạnh Những bề mặt nói ởđây (tường, hàng rào, cành cây) lạnh thời tiết lạnh trước

Khơng khí, tiếp xúc với chúng, lạnh phần nước khơng khí ngưng kết lại Dễ hiểu là, trình phần lớn xảy bề mặt đón gió, bề mặt phủ giọt nước nhỏ Ta thường thấy dạng nhân tạo màng nước loại này: vào mùa lạnh phòng sưởi ấm, mặt kính phía cửa sổ

thường đóng màng nước

Sương muối tinh thể băng nhiều dạng có chiều dài khoảng vài milimet giống hạt muối xuất cỏ, thổ nhưỡng, bề mặt nằm ngang

điều kiện hình thành sương, mặt trải có nhiệt độ âm Hơi nước khơng khí tiếp xúc với bề mặt lạnh ngưng hoa bề mặt dạng tinh thể băng Sương muối xuất mặt tuyết phủ

Trong số trường hợp, có nóng lên bề mặt có màng băng bao phủ phải giữ nhiệt độ âm Màng băng có dạng tinh thể, cấu tạo tinh thể băng nhỏ, đọng dày chặt bề mặt; song có dạng lớp băng mỏng, nhẵn, suốt

Sương gió tinh thể băng trắng xốp phát triển cành cây, nhọn, dây điện, hàng rào vật mảnh Những tinh thể tạo nên sợi dài dễ bay Sương gió phát triển băng giá mạnh thơng thường có sương mù

Những giọt nước lạnh sương mù đóng băng tiếp xúc với vật mởđầu cho trình hình thành tinh thể tiếp sau Phần lớn sương gió phát triển rìa đón gió vật Gió tương đối mạnh dễ dàng thổi bay dải sương miền rừng núi, sương gió phát triển mạnh

Những tượng tương tự màng băng, sương muối sương gió quan sát điều kiện nhân tạo; kính cửa sổ (những hình vẽ băng giá), tường, bên phòng ởđược sưởi ấm, hầm nhà, kho hang động

5.8 Những đặc trưng của giáng thuỷ

Việc đo lượng giáng thuỷ trạm khí tượng tiến hành nhờ dụng cụđơn giản – thùng đo mưa (vũ lượng kế)

Vũ lượng kế hứng giáng thủy rơi vào thùng với diện tích mặt thống định Lượng giáng thuỷ tụ lại bình đo cốc đặc biệt có chia độ để đo chiều dày lớp giáng thuỷ mm

Mùa đơng, độ xác vũ lượng kế thường bị hạn chế Những xốy rối gần vũ

lượng kế ngăn cản tuyết rơi vào thùng chí “thổi” tuyết thùng ngồi Mặt khác, có gió, tuyết rơi vào thùng từ mặt tuyết phủ Để giảm lượng giáng thuỷ từ vũ lượng kế, người ta thường sử dụng bảo vệ Ngoài ra, cịn có máy tự ghi – vũ

lượng ký, ghi liên tục lượng tăng giáng thuỷ tổng vũ lượng kế dùng để thu giáng thuỷ thời gian dài

Như vậy, lượng giáng thuỷ rơi nơi thời gian định biểu diễn milimet lượng nước rơi Nói lượng giáng thuỷ 68 mm có nghĩa nước giáng thuỷ không chảy đi, khơng bốc khơng thấm vào thổ nhưỡng, phủ mặt trải lớp nước dày 68 mm

cần thiết Theo độ lệch tổng lượng tháng năm so với giá trị trung bình giá trị

tận

Ngồi tổng lượng giáng thuỷ trung bình, người ta cịn tính số ngày có giáng thuỷ tháng, năm, thời gian giáng thuỷ kéo dài ngày tính trung bình tháng hay năm Người ta tính xác suất giáng thủy, nghĩa tỉ số có giáng thuỷ so với tổng số

chung ngày, tháng, năm Người ta tính xác suất cho lượng giáng thuỷ cấp khác

Người ta xác định mật độ giáng thuỷ, tức cường độ trung bình giáng thuỷ milimet phút hay với thời gian kéo dài khác

Người ta coi ngày có giáng thuỷ ngày có lượng giáng thuỷ phải 0,1 mm Có người ta cịn tính số ngày có lượng giáng thuỷ lớn hay nhỏ mm

Dưới dẫn ví dụ sốđặc trưng giáng thuỷở Hà Nội:

- Tổng lượng (mm) 571

- Số ngày có giáng thuỷ (ngày) ngày có lượng mưa > 0,1mm 169,5 - Cường độ trung bình (mm/ngày) 3,4

- Số có giáng thuỷ (giờ) 654

- Cường độ trung bình (mm/giờ) 0,9

- Số có giáng thuỷ ngày mưa (giờ) 3,8 - Xác suất giáng thuỷ năm 0,075

5.9 Biến trình ngày năm của giáng thuỷ 5.9.1 Biến trình ngày giáng thuỷ

Để xác định biến trình ngày lượng giáng thuỷ, người ta biểu diễn lượng giáng thuỷ

rơi khoảng thời gian xác định ngày phần trăm so với lượng giáng thuỷ chung ngày khơng tính đến giá trị tuyệt đối lượng giáng thuỷ đại lượng biến đổi lớn từ nơi sang nơi khác Biến trình ngày lượng giáng thuỷ phức tạp, chí nhiều theo giá trị trung bình nhiều năm không phát quy luật rõ rệt

Người ta thường phân biệt hai loại biến trình giáng thuỷ lục địa, chúng chưa bao quát tất tính đa dạng tượng Do điều kiện địa phương thường có nhiều khác biệt so với loại biến trình phức tạp nhiều

Trong loại biến trình lục địa, lượng giáng thuỷ cực đại thường thấy vào sau buổi trưa cực đại phụ nhỏ thấy vào buổi sáng sớm Cực tiểu vào sau nửa đêm, cực tiểu phụ

vào trước buổi trưa Cực đại ban ngày có liên quan với tăng cường tượng

Trong loại biến trình miền bờ biển, lượng giáng thuỷ cực đại thường thấy vào ban đêm buổi sáng cực tiểu vào buổi trưa Loại biến trình vào mùa hè biểu rõ vào mùa đông Một số miền bờ biển vào mùa hè thường mây lượng giáng thuỷ nhỏ Điều ban ngày khơng khí thổi từ biển vào lục địa đốt nóng, độẩm tương đối giảm mây khó phát triển Song vào sâu lục địa, lượng mây giáng thuỷ ban ngày tăng độ bất ổn định tầng kết tăng Trên lục địa, biến trình ngày tần suất giáng thuỷ trùng với biến trình ngày lượng giáng thuỷ đây, cường độ giáng thuỷ nhỏ vào buổi trưa, lớn vào sau buổi trưa buổi chiều

5.9.2 Biến trình năm giáng thuỷ

Biến trình năm giáng thuỷ phụ thuộc vào hồn lưu chung khí hoàn cảnh địa lý tự nhiên

địa phương Dưới dẫn loại biến trình bản, chúng chưa thể bao quát hết dạng biến trình có (Hình 5.25 )

1 Loại xích đạo

Gần xích đạo (từ xích đạo đến khoảng vĩ tuyến 10o

mỗi bán cầu) năm có hai mùa mưa cách biệt mùa tương đối khô Mùa mưa thường thấy vào sau ngày xuân phân dải hội tụ nhiệt đới gần xích đạo q trình đối lưu phát triển mạnh

Cực tiểu thường thấy vào mùa hè Bắc Bán Cầu, dải hội tụ nhiệt đới xa xích đạo

Ví dụ

(1) Libơrêvin (0,5oN, 9,5o E)

- Tổng lượng mưa tháng 220mm, tháng 340 mm, tháng mm, tháng 11 380 mm, tồn năm 2410 mm

(2) Bagơt (4,5o N, 78o W)

- Tổng lượng mưa tháng 60mm, tháng 140mm, tháng 50mm, tháng 10 60mm, tháng 11 160mm toàn năm 1060 mm

(3) Đảo Dandiba (6,2oS vĩ 39,2o E)

Lượng mưa tháng 60mm, tháng 360mm, tháng 40mm, tháng 11 190mm, tồn năm 1540mm

Thành phố Hồ Chí Minh lượng mưa tháng 11mm, tháng 43mm, tháng 313mm, toàn năm 1600 mm

2 Loại nhiệt đới

Hình 25

Càng phía giới hạn ngồi vành đai nhiệt đới, hai cực đại biến trình năm nhiệt độ xít gần lại biến thành cực đại mùa hè Cùng với tượng này, hai thời kỳ mưa hợp thành vào mùa hè độ cao mặt trời lớn gần vùng nhiệt đới, năm khoảng tháng mưa nhiều tháng khơ hạn Ví dụ: Sanvađo (13,7oN, 89,2oW) lượng mưa tháng 10 mm, tháng 320 mm, năm 1800mm Saopaolô (23,5oN, 16,6oW) lượng mưa tháng 40 mm, tháng 220 mm, năm 1430 mm

3 Loại nhiệt đới gió mùa

ở miền nhiệt đới, hồn lưu gió mùa biểu rõ (ví dụ nhưấn Độ, đơng nam Trung Quốc, Bắc úc.) biến trình năm giáng thuỷ có dạng tương tự loại với cực đại vào mùa hè cực tiểu vào mùa đông, song với biên độ lớn

Ví dụ : Fritao (8,5oN, 13,1oW), lượng mưa tháng 10, tháng 930, hàng năm 3990 mm

Đaka (14,7oN, 17,4oW), lượng mưa từ tháng đến hết tháng – mm, tháng, tháng 251 mm, năm 520 mm Bombay (18,9oN, 72,9oE), lượng giáng thuỷ tháng 12 mm, tháng 610 mm, toàn năm 1840 mm

Cảng Đavin (12,5oN, 130,8oE) lượng mưa tháng tháng mm, tháng 400 mm, toàn năm 1570 mm

Địa hình làm tăng lượng giáng thuỷ mùa hè lên nhiều làm cho biến trình năm biểu rõ

Ví dụ: Serapungi (25,3oN, 91,8oE) lượng mưa tháng 12 mm, tháng 2730 mm, toàn năm 11020 mm

4 Loại Địa Trung Hải

Trên đảo phần phía tây lục địa cận nhiệt đới thường thấy khác biệt, rõ, mùa mưa mùa khô đây, lượng giáng thuỷ cực đại vào mùa hè mà vào mùa đông hay mùa thu Mùa hè khơ hạn ảnh hưởng xốy nghịch cận nhiệt, thời tiết mây Mùa đơng, xốy nghịch di chuyển phía vĩđộ thấp hoạt động xốy thuận miền ơn đới bao qt miền cận nhiệt đới Mùa mưa mùa khô kéo dài khoảng nửa năm

Loại biến trình năm biểu đặc biệt rõ nước vùng Địa Trung Hải Biến trình năm giáng thuỷ vùng sa mạc Trung xếp vào loại

Ví dụ : Gibranta (36,1oN, 5,4oW), lượng giáng thuỷ tháng mm, tháng 11 160 mm Afima (38,0oN, 23,7oE) lượng giáng thuỷ tháng mm, tháng 11 70 mm, toàn năm 390 mm San Fransisco (37,8oN, 18,5oE), lượng giáng thuỷ tháng 15 mm, tháng 120 mm, toàn năm 640 mm

Ianta (44,5oN, 34,2o E), lượng giáng thuỷ tháng 80 mm, tháng 30 mm, toàn năm 350 mm

5 Loại lục địa miền ôn đới

ở lục địa miền ôn đới, lượng giáng thuỷ cực đại thường thấy vào mùa hè cực tiểu thường thấy vào mùa đơng xốy nghịch chiếm ưu châu á, loại biến trình năm biểu đặc biệt rõ mùa đơng ởđây xốy nghịch hoạt động mạnh với thời tiết khô hạn thống trị Tuy nhiên, loại biến trình năm thấy châu Âu Bắc Mỹ

Ví dụ: Viên (48,2oN, 16,4oE ) lượng giáng thuỷ tháng 40 mm, tháng 80 mm, toàn năm 640 mm

Matxcơva (55,8oN, 37,6oE) lượng giáng thuỷ tháng 30 mm, tháng 80 mm, toàn năm 600 mm

Tabôn (58,2oN, 68,2oE) lượng giáng thuỷ tháng 15 mm, tháng 80 mm, toàn năm 440 mm

Chicagô (41,9oN, 97,6oE) lượng giáng thuỷ tháng tháng tháng 50 mm, tháng 90 mm, toàn năm 840 mm

6 Loại biển miền ơn đới

ở phần phía tây lục địa miền ơn đới, xốy thuận hoạt động vào mùa đơng thường xun vào mùa hè Vì vậy, giáng thuỷ vào mùa đông chiếm ưu thế, hay giáng thuỷ năm phân bố tương đối đồng Chẳng hạn, miền bờ biển tây Âu, mùa thu mùa đông mưa nhiều nhất, mùa xuân đầu mùa hè khơ cạn Biến trình quan sát thấy đại dương miền ơn đới

Ví dụ: Valensia (51,8oN 10,2oE), lượng giáng thuỷ tháng 80 mm, tháng 160 mm, toàn năm 1430 mm

Sitca (57,1oN, 135,3oE) lượng giáng thuỷ tháng 90 mm, tháng 10 310 mm, toàn năm 2160 mm

7 Loại gió mùa miền ơn đới

ở khu vực gió mùa miền ơn đới, miền đông lục địa châu âu, lượng giáng thuỷ cực đại thường thấy vào mùa hè tương tự nhưở lục địa, cịn cực tiểu thấy vào mùa

đơng Biến trình năm khu vực gió mùa biểu rõ nét với biên độ lớn so với khu vực lục địa, đặc biệt lượng giáng thuỷ mùa hè lớn

Ví dụ: Vlađivôtxtôc (43,1oN, 131,9oE) lượng giáng thuỷ tháng 10 mm, tháng 110 mm, toàn năm 570 mm

Trên lục địa, loại biến trình đặc trưng lượng giáng thủy cực đại vào mùa hè, lượng ẩm khơng khí lớn mùa đơng nhiều cường độ hoạt động xốy q trình năm biến đổi

Ví dụ: Miền hạ Kalinxkơ (68,6oN, 161,1oE) lượng giáng thuỷ từ tháng đến hết tháng – mm, tháng 40 mm, toàn năm 170 mm

Tuy nhiên, đại dương Bắc cực Nam cực, lượng giáng thuỷ cực đại

thấy vào mùa đơng, hoạt động mạnh mẽ xốy thuận

Ví dụ: Grinkhabo (Sbitsbecgen 78,0oN, 14,2oE) lượng giáng thuỷ tháng 10 mm, tháng 12 40 mm, toàn năm 320 mm

Hình 5.26

Biến trình năm lượng mưa cho Hà Nội, Huế, T.P Hồ Chí Minh điển hình cho ba loại biến trình mưa Việt Nam

Ở miền Bắc Việt Nam hoạt động dải hội tụ nhiệt đới, áp thấp nhiệt đới bão, dông vào mùa hè mưa cực đại vào tháng (với mùa mưa từ tháng đến tháng 9) mùa đơng mưa Tây Ngun Nam Bộ có mùa mưa nhưở miền Bắc mưa chủ yếu hoạt

động gió mùa tây nam phần nam r•nh gió mùa (phần mở rộng sang phía đơng áp thấp Nam á) Trên tỉnh giáp biển miền Trung dải hội tụ nhiệt đới bão hoạt động muộn so với miền Bắc, cực đại mưa vào tháng 9, tháng 10, mùa mưa bị đẩy lùi phía mùa đơng kéo dài từ cuối tháng đến tháng năm sau Các biến trình mưa năm điển hình cho khu vực biểu diễn hình 26

5.10 Sự phân bố địa lý của giáng thuỷ

Sự phân bố giáng thuỷ Trái Đất (Hình 5.27) phụ thuộc vào nhiều nguyên nhân Một nguyên nhân trực tiếp phân bố mây Song lượng mây mà cảđộ nước mây có mặt thể rắn mây đóng vai trị định Cả hai điều kiện phụ thuộc vào điều kiện nhiệt độ

Tóm lại, phân bố giáng thuỷ có liên quan với phân bố lượng mây nhiệt

độ, có tính địa đới (Hình 5.27) Song tính địa đới bị che khuất tác

động nhân tố phi địa đới, chẳng hạn phân bố lục địa biển, đặc điểm

địa hình nhiệt độ lượng mây

Sự phân bố giáng thuỷ lục địa không phụ thuộc nhiều vào

điều kiện địa phương, địa hình, chí quy mơ nhỏ Vì vậy, biểu diễn

phân bố giáng thủy đồ, ta buộc phải sơ lược hoá nhiều cách bỏ qua đặc điểm địa phương (Hình 5.27)

Hình 5.27

Phân bố theo đới tổng lượng giáng thuỷ năm Trái Đất

Việc xác định tổng lượng giáng thuỷ đại dương tiến hành với độ xác nhỏ, phần lớn kết luận lượng giáng thuỷ đại dương rút từ số

liệu quan trắc tần suất giáng thủy cách ngoại suy cường độ chúng từ số liệu quan trắc miền bờ biển đảo

Ở miền nhiệt đới với nhiệt độ cao, lượng ẩm khơng khí lớn trình đối lưu phát triển mạnh lượng giáng thuỷ nói chung lớn Tính trung bình năm khoảng 1000 mm hay Lượng giáng thuỷ lục địa lớn biển, biển, khu vực tín phong, mây đạt tới mực băng kết

Lượng giáng thuỷ lớn miền nhiệt đới (2000 – 3000 mm hay nữa) thường thấy dải hội tụ nhiệt đới tương đối hẹp, nơi gặp tín phong hai bán cầu Dải hội tụ

này thường xuyên nằm gần xích đạo, di chuyển theo mùa Trong khu vực dải hội tụ nhiệt đới hội tụ đường dòng gây chuyển động thẳng đứng khơng khí đặc biệt mạnh Chính vậy, ởđây mây phát triển mạnh lan tới độ cao lớn, mây xuất trạng thái rắn

Lượng giáng thuỷ lớn thường thấy Trung Mỹ, lưu vực sông Amazôn, miền bờ biển vịnh Ghinê, đảo Inđônêxia số trạm Trung Mỹ, lượng giáng thuỷ năm đạt tới 5000 – 6000 mm, Côlumbia 7000 mm hay lớn hơn, miền tây Phi đến 4000 – 5000 mm, Đebungiơ sườn tây nam dãy núi Camêrun, lượng giáng thuỷ chí lớn 9000 mm số trạm Inđônêsia, lượng giáng thuỷ năm đạt tới 7000 mm

Tổng lượng giáng thuỷ lớn thường thấy đảo miền nhiệt đới có điều kiện

Hồn lưu gió mùa phát triển mạnh ởấn độ dương dẫn tới di chuyển đới có giáng thuỷ lớn lên vĩ độ cao hai bán cầu – tới ấn độ Mađagascar ởấn Độ Miến Điện, lượng giáng thuỷ năm đạt tới 2000 – 3000mm, hay nữa, nhiều trạm chí cao 6000 – 7000mm ấn Độ, Asam, phía nam dãy Himalaya có khu vực nhiều mưa Trái Đất Serapungi (25,3oN, 91,8oE) ởđây, năm, giáng thuỷ rơi trung bình 11000 mm

Tổng lượng giáng thuỷ năm lớn Serapungi vào khoảng 23000mm, 7000 mm Nguyên nhân lượng giáng thuỷ lớn bốc lên khơng khí gió mùa tây nam mùa hè theo sườn núi dốc

ở miền cận nhiệt thuộc hai bán cầu, khu vực cao áp, lượng mây nhỏ giáng thủy giảm rõ rệt Trong sa mạc cận nhiệt, lượng giáng thuỷ trung bình năm nhỏ 250 mm

ở nhiều nơi nhỏ 100 mm Có nơi, chẳng hạn Atsoan (22,4oN, 33,0oE)đã nhắc tới, tổng lượng giáng thuỷ năm vài milimet hay không

Trên đại dương thuộc vùng này, lượng giáng thuỷ nhỏ Giáng thuỷ rơi

những vùng sa mạc lục địa phía nam miền ơn đới Bắc Bán Cầu ởđây, mùa hè nhiệt độ

cao, lượng mây nhỏ đám mây nằm cao, mùa đông chế độ cao áp thịnh hành với lượng mây nhỏ Ví dụ, Trung tổng lượng giáng thuỷ năm; Tasken 350mm,

Tecmezơ, Kazalinsk Bairamali 120 – 125mm, Turơkun khoảng 80mm Bairam – Ali, từ tháng đến hết tháng 11 năm 1903 hồn tồn khơng có mưa

ở vùng sa mạc đới không đủ ẩm, bốc khả lớn lượng giáng thuỷ

nhiều, nên trồng trọt có hệ thống tưới nước nhân tạo

Từ miền cận nhiệt đới đến miền ơn đới, giáng thuỷ nói chung tăng miền ơn đới, hoạt

Hình 5.28

Phân bố tổng lượng năm giáng thuỷ (mm)

Ở vùng rừng, tổng lượng giáng thuỷ năm 500 – 1000mm Lượng bốc nói chung lượng giáng thuỷ Đây nơi thừa ẩm Lượng giáng thuỷ lục địa giảm từ tây sang đơng xa đại dương, từđại dương thường xuyên có vận chuyển độẩm nhờ

luồng gió tây Ví dụ, phần lớn châu Âu có lượng giáng thuỷ năm từ 500 đến 1000 mm, miền đông Sibiri với chếđộ cao áp mùa đông, lượng giáng thuỷ nhỏ 500 mm,

một số vùng chí nhỏ 250mm Tuy nhiên, khu vực phía đơng lục địa với hồn lưu gió mùa, lượng giáng thuỷ lại tăng trận mưa lớn mùa hè

ảnh hưởng dãy núi đến lượng giáng thuỷ vùng ôn đới biểu rõ

vùng núi, lượng giáng thuỷ nguồn gốc front hay đối lưu nói chung tăng dòng thăng mạnh lên bốc lên cao theo sườn núi

Ngược lại, sườn khuất gió, lượng giáng thuỷ giảm Ví dụở Becghen thuộc miền bờ biển Đại Tây Dương Na Uy, lượng giáng thuỷ hàng năm thường 1730 mm

đó Ơtslơ sau dãy núi có 560 mm

Sự khác biệt lượng giáng thuỷ vùng bờ biển Thái Bình Dương Bắc Mỹ lục

địa phía đơng sau dãy Thạch Sơn lớn Lượng giáng thuỷ tăng rõ rệt bờ phía tây so với bờ phía đơng miền Nam Nam Mỹ New Zeland địa hình Thậm chí, dãy núi khơng cao Uran gây ảnh hưởng đáng kểđối với phân bố giáng thuỷ Uphơ, lượng giáng thuỷ trung bình năm 600 mm, cịn Chêlabinxkơ 370 mm

Lượng giáng thuỷ lớn châu Âu thường quan sát thấy trạm vùng núi Scotland (4000 – 5000 mm) nhưở trạm miền bờ biển Adriatic thuộc Nam Tư (3500 mm – 5000 mm)

Lượng giáng thuỷ tương đối lớn thường thấy dãy Anpơ (tới 3000 – 4000 mm hay nữa) miền bờ biển Na – uy (tới 2000 mm hay nữa) Nga, lượng giáng thuỷ lớn – 3000mm năm, thường đo sườn núi hướng phía biển Hắc Hải dãy Kapkat miền đất thấp vùng bờ Hắc Hải, từ Sochi đến Batumi, lượng giáng thuỷ năm đạt tới 2500 – 2800 mm

Từ miền ôn đới phía vĩđộ cao lượng giáng thuỷ lại giảm độ nước mây giảm, châu Nam Cực lượng mây lục địa nhỏ vùng đài ngun đơng Sibiri chí nhỏ 200mm, ởđây có nhiều ngày mưa

Tuy vậy, vùng đài nguyên đới thừa ẩm, lượng nước bốc nhỏ lượng giáng thuỷ vùng Bắc Băng Dương, lượng giáng thuỷ nhỏ Nam Bán Cầu, lượng giáng thuỷ giảm từ khoảng 1000 mm vĩ tuyến 40oS đến 250 mm vòng cung cực

ở miền châu Nam Cực lượng giáng thuỷ khoảng vài chục mm nên lại khu vực khơ hạn đặc biệt Trái Đất

Nhưng trường hợp thứ độẩm thiếu dẫn tới xuất thực vật chịu khơ hạn

điển hình, cịn trường hợp thứ hai, độẩm thừa có tượng tạo đầm lầy Như vậy,

Ta biết, bốc khả lượng nước bốc ởđịa phương tiềm lượng

ẩm khơng hạn chế Bốc khả cịn phụ thuộc vào điều kiện khí hậu địa phương, trước hết điều kiện nhiệt độ

Rõ ràng đặc trưng cho điều kiện ẩm năm, tháng, hay mùa tỉ số tổng lượng giáng thuỷ r với bốc khả E thời gian

Tỉ số k = r/E gọi hệ sốẩm ướt

Hệ sốẩm ướt phần lượng giáng thuỷ chiếm so với lượng ẩm Nếu giáng thuỷ

lớn bốc khả dự trữẩm thổ nhưỡng tăng, thừa ẩm Nếu giáng thuỷ nhỏ bốc khả năng, độẩm thiếu, thổ nhưỡng

Theo N.N Ivanôp, hệ sốẩm ướt k năm nhỏ 100%, địa phương có khí hậu ẩm thường xun, k nhỏ 100% số tháng – khí hậu ẩm thất thường, k có giá trị khoảng 25 100% quanh năm – khí hậu ẩm vừa thường xuyên, k < 25% số tháng – khí hậu thiếu ẩm thất thường quanh năm k < 25% khí hậu ẩm thường xuyên

Cũng số tháng có khí hậu ẩm ướt số tháng có khí hậu khơ hạn Khi

đó có khí hậu khơ hạn – ẩm ướt hay khí hậu ẩm ướt – khô hạn tuỳ thuộc vào thời kỳ ẩm ướt dài hay ngắn thời kỳ khô hạn

Mức độ khơ hạn khí hậu với điều kiện nhiệt độ xác định loại thực vật toàn cảnh quan địa lý địa phương

M.I Buđưcô rõ bốc khả năm ởđịa phương cần lượng nhiệt tổng cân xạ năm mặt trải thừa ẩm ởđịa phương Trong giả thiết lượng nhiệt trao đổi thổ nhưỡng khơng khí truyền nhiệt nhỏđến mức

bỏ qua Do đó, số khô hạn xạ k cho năm cịn viết sau: k = R/Lr

ởđây R cân xạ năm, r tổng lượng giáng thuỷ năm; L lượng ẩn nhiệt hố

Theo Buđưkơ, k < 0,45 – khí hậu thừa ẩm: lượng nhiệt tới thổ nhưỡng xạ nhỏ

hơn lượng nhiệt cần để bốc nhiều

Nếu k có giá trị từ 0,45 đến 1,00, ta có khí hậu ẩm, k từ 1,00 đến 3,00 – khí hậu thiếu

ẩm, k lớn 3, khí hậu khơ hạn Ngồi ra, cịn có đặc trưng độẩm khác 5.11 Cân bằng nước Trái Đất

Trên toàn Trái Đất hàng năm rơi khoảng 511 nghìn km3 giáng thuỷ, lớp nước dày khoảng 1000 mm, 403 nghìn km3 giáng thuỷ rơi mặt đại dương với độ

Khoảng nửa lượng giáng thuỷ rơi đới vĩ tuyến 20oB 20oN hai vùng cực có khoảng 4% lượng giáng thuỷ

Lượng nước chung Trái Đất thời kỳ địa chất đại không đổi, mực nước trung bình đại dương giới lượng ẩm khí giữ ngun Từđó ta thấy, thời kỳ, lượng nước rơi xuống mặt đất dạng giáng thuỷ phải lượng nước bốc từ mặt đất thời gian Song thực tế từ bề mặt lục địa lượng nước bốc nhỏ lượng nước rơi xuống giáng thuỷ phần lượng giáng thuỷ chảy vào sơng sau biển Lượng giáng thuỷ, lượng nước bốc dòng chảy thành phần cân nước mặt Trái Đất

Trong năm Trái Đất bốc lượng nước bảy lần, cịn dịng chảy sơng chiếm khoảng 1/2 lượng nước Hắc Hải

Từ số liệu dẫn trên, ta thấy rõ, tồn Trái Đất nói chung, lượng nước bốc lượng giáng thuỷ lục địa đại dương nói riêng, lượng nước bốc khơng lượng giáng thuỷ; đại dương lượng nước bốc lớn lượng giáng thuỷ, lục địa nhỏ

Ngoài ra, xét đới, ta thấy rõ lượng nước bốc sốđới lớn,

đới khác nhỏ lượng giáng thuỷ

Trên hình 5.29 biểu diễn phân bố theo vĩđộ thành phần cân nước: giáng thuỷ, bốc dòng chảy Giáng thuỷ lớn bốc miền xích đạo, đới khoảng từ 12oN đến 8oS, nhưở phía bắc vĩ tuyến 35oN phía nam vĩ tuyến 45oS

Những số liệu dẫn vào kết quảđo tính tốn lượng giáng thuỷ, bốc dịng chảy khơng hồn tồn đầy đủ xác Chúng nhiều lần sửa đổi tương lai sửa xác Tuy nhiên chúng giúp ta hình dung đắn bậc đại lượng tỉ lệ thành phần cân nước

5.12 Tuần hoàn nội tuần hoàn ngoại của độ ẩm Nước bốc lên từ bề mặt biển, tất nhiên

không rơi biển dạng giáng thủy Các dịng khơng khí mang phần nước vào lục địa sau ngưng kết rơi xuống Các thành phần cân nước trình bầy hình 5.29 Tại khu vực xích đạo thành phần

đều có trị số cực đại ởđây lượng giáng thuỷ lớn hoạt động dải hội tụ

nhiệt đới liên quan với nhánh dịng thăng vịng hồn lưu Hadley

Như có phần giáng thuỷ

rơi lục địa nước bốc từ bề mặt lục địa, phần khác nước bốc từ

Hình 5.29

đại dương Tất nhiên, nước bốc từ bề mặt lục địa không rơi lục địa mà rơi biển

Nếu lấy khu vực định (một lục địa, quốc gia) trình bốc từ l•nh thổđó rơi nước l•nh thổ gọi vịng tuần hồn nội độẩm Q trình giáng thuỷ rơi nước mang từ vào gọi vịng tuần hồn độ ẩm Người ta tính khu vực định miền ôn đới trung bình hàng năm có 10% giáng thuỷ rơi nước bốc từ bề mặt khu vực này, nghĩa rơi vịng tuần hồn nội độẩm, 90% lượng giáng thuỷ lại nước thâm nhập vào khơng khí ngồi phạm vi khu vực, từđại dương xung quanh

Chương 6

TRƯỜNG GIÓ VÀ TRƯỜNG ÁP

6.1 TRƯỜNG ÁP

6.1.1 Trường áp hệ thống khí áp

Sự phân bố khí áp khơng gian gọi trường áp Khí áp đại lượng vơ hướng Vào thời điểm khí khí áp có thểđặc trưng giá trị miliba (mb), hecto Pascal (hPa) hay milimet thuỷ ngân (mmHg) Như vậy, trường áp trường vô hướng Cũng nhưđại lượng vô hướng bất kỳ, trường áp biểu diễn cách dễ thấy không gian mặt đẳng trị đại lượng định, mặt phẳng đường đẳng trị Đối với trường khí áp, mặt đẳng áp đường đẳng áp

Ở mặt đất phân bố khí áp vào thời điểm bất kỳđược biểu diễn đồ phân bố khí áp vẽ qua 5mb, tương ứng với decamet địa vị (Hình 6.1) Trong nghiệp vụ dự báo thời tiết, người ta không lập đồ khí áp riêng biệt mà lập đồ synơp tổng hợp; đó, ngồi khí áp mực biển, người ta cịn điền yếu tố khí tượng khác theo tài liệu quan trắc mặt đất

Trong khí hậu học người ta thường sử dụng đồđẳng áp mực biển lập theo số

liệu trung bình nhiều năm

Trường khí áp thường xuyên phân chia thành khu áp thấp, khu áp cao, sống áp cao, rãnh áp thấp gọi hệ thống khí áp (Hình 6.1)

Các hệ thống khí áp khu áp thấp (xoáy thuận) khu áp cao (xốy nghịch) – đồ synơp mặt đất thể rõ khu áp thấp áp cao với đường đẳng áp đồng tâm khép kín có dạng gần trịn hay van Ở trung tâm xốy thuận khí áp thấp

miền rìa xốy Các mặt đẳng áp xốy thuận võng xuống dạng phễu, cịn xốy nghịch vồng lên dạng vịm Gradien khí áp ngang xốy thuận hướng từ miền rìa vào tâm xốy, cịn xốy nghịch hướng từ tâm phía rìa xốy

Kích thước xốy thuận xốy nghịch lớn Chiều dọc chiều ngang chúng

đến vài nghìn km (kích thước xốy thuận nhiệt đới (bão nhiệt đới) vài trăm đến hai nghìn km)

Hình 6.1

Các hệ thống khí áp đồ mặt đất với đường đẳng áp T – Khu áp thấp, C – Khu áp cao, Rãnh khí áp dạng chữ U, Rãnh khí áp dạng chữ V, Dải áp thấp, Rãnh khuất, Sống cao áp hình chữ U, Dải khí áp mờ, Điểm trung hồ trường n khí áp

Rãnh áp thấp phần kéo dài khu áp thấp với khí áp thấp nằm dọc theo trục rãnh Các đường đẳng áp rãnh gần đường thẳng song song có dạng chữ

V latinh (trong trường hợp sau rãnh phần kéo dài xoáy thuận) Những mặt đẳng áp rãnh giống máng hướng chiều võng xuống Rãnh khơng có tâm có trục, đường có áp suất cực tiểu (nếu đường đẳng áp có dạng chữ V) hay

đường đẳng áp đổi hướng nhanh qua trục rãnh Trên mực, trục rãnh trùng với lòng máng mặt đẳng áp, gradien khí áp rãnh hướng từ miền rìa xốy phía trục rãnh

Sống dải cao áp nằm hai khu vực thấp áp Những đường đẳng áp song song có dạng chữ V la – tinh Trong trường hợp sau, sống cao áp phần rìa xốy nghịch đặc trưng đường đẳng áp kéo dài thêm Các mặt đẳng áp sống cao áp có dạng hình máng ngược, có lịng hướng lên phía Sống có trục với khí áp cao nhất, qua trục mặt đẳng áp chuyển hướng tương đối nhanh Trên mực trục sống trùng với lòng máng ngược mặt đẳng áp

Người ta cịn phân biệt n khí áp, khu vực trường khí áp nằm hai khu áp cao (hay sống cao áp) hai khu áp thấp (hay rãnh áp thấp) xếp chéo Những mặt đẳng áp trường n khí áp có dạng đặc trưng n ngựa; chúng vồng lên phía khu áp cao hạ xuống phía khu áp thấp Điểm trung tâm n khí áp gọi điểm trung hồ trường yên khí áp

6.1.2 Bản đồ hình khí áp cao

Để theo dõi biến đổi trường khí áp trường nhiệt, nghiệp vụ dự báo thời tiết, theo số liệu thám trắc cao không người ta lập đồ hình mặt đẳng áp, đồ hình khí áp Những đồ hình khí áp lập theo số liệu trung bình nhiều năm sử dụng để nghiên cứu khí hậu

Trên cao, từ khoảng 1,5km trở lên tức mực có mặt đẳng áp 850mb để thể trường áp người ta khơng dùng đồ phân bố khí áp mà dùng đồ hình khí áp tuyệt đối mặt đẳng áp Các mặt đẳng áp là: 700mb nằm ởđộ cao khoảng 3km; mặt

Hình 6.2

Sự biến đổi độ cao mặt đẳng áp 500mb tạo nên đường

đẳng cao với mặt mực đồ AT500

Những mặt đẳng áp 300 200mb nằm ởđộ cao tương ứng khoảng 12km, nghĩa gần đỉnh tầng đối lưu; mặt đẳng áp 100mb nằm ởđộ cao khoảng 16km Nếu cắt mặt mực vào thời điểm mặt đẳng áp nằm độ cao khác so với mực biển (Hình 6.2) Điều đó, thứ khí áp mực biển vào thời điểm nơi khác có giá trị khác nhau, thứ hai nhiệt độ trung bình cột khơng khí khí nơi khác khác

Bản đồ hình khí áp tuyệt đối xây dựng sở mơ tả hình mặt

đẳng áp thơng qua để mô tả trường áp theo nguyên lý: nơi mặt đẳng áp có độ cao lớn (vồng lên), khí áp cao; cịn nơi mặt đẳng áp có độ cao nhỏ (võng xuống), khí áp thấp Điều thấy rõ hình (6.3) Như hình 6.3 khí áp giảm theo chiều cao nên khí áp mực B’ (PB’)nằm vị trí cao nhỏ khí áp mực B (PB):PB’ <

PB, Trong khí áp hai điểm A B nằm mặt đẳng áp PA = PB’

Vậy khu vực A có khí áp lớn khu vực B Bản đồ khí áp tuyệt đối mặt đẳng áp

bản nói cho ta thấy rõ phân bố khí áp mực có mặt đẳng áp

Ta biết, nhiệt độ khơng khí nhỏ, khí áp giảm nhanh theo chiều cao Thậm chí, khí áp mực biển đồng nơi mặt đẳng áp nằm phía phần khơng khí lạnh võng xuống thấp, ngược lại phần khơng khí nóng vồng lên cao

Nói cách chặt chẽ, đồ hình khí áp người ta khơng điền độ cao hình học mặt đẳng áp mà điền giá trị địa vị chúng Địa vị tuyệt đối đơn vị khối lượng khơng khí trường trọng lực Theo định nghĩa, địa vịở điểm khí gz, ởđây z độ cao điểm mực biển g gia tốc trọng trường

Đơn vị đo địa vị met động lực đồ hình khí áp để đơn giản người ta dùng đơn vịđề ca met địa vị (viết tắt dam đtv)

Tóm lại, điểm mặt đẳng áp vĩ tuyến với giá trị trọng lực đó,

địa vị tỉ lệ thuận với độ cao điểm mực biển Vì vậy, việc sử dụng địa vị

thay độ cao hình học hồn tồn có ưu lý thuyết kỹ thuật định Khi người ta biểu diễn địa vị mét địa vị có trị số gần độ cao biểu diễn mét (ở vĩ tuyến 45o độ cao hình học) Cũng người ta cịn gọi địa vị

độ cao động lực hay độ cao địa vị Trong cơng thức gió địa chuyển trường địa

Hình 6.3

Ví dụ đồ hình khí áp tuyệt đối p = const Khu vực mặt

đẳng áp vồng lên (A) – khí áp cao, khu vực mặt đẳng áp võng xuống (B) – khí áp thấp Khí áp B’ độ cao với A có khí áp thấp

Trên đồ hình khí áp với đường đẳng cao vẽ qua decamet địa vị cho ta thấy phân bố khí áp tạo mặt đẳng áp bản, trường dịng khí bản, front cao, dịng khí có tốc độ 30m/s (dịng xiết), dịng khí dẫn xốy mặt đất (dòng dẫn đường)

Địa vị tương đối hiệu địa vị hai điểm nằm đường thẳng đứng Trên đồ hình khí áp tương đối, chẳng hạn đồ 500

1000

RT cho ta phân bố trung bình lớp khơng khí hai mặt đẳng áp 500 1000 mb (lớp khí 5km cùng) Nơi có giá trị RT500/1000 lớn khu nóng, cịn nơi có địa vị tương đối nhỏ khu lạnh Dùng đồ RT500/1000 chồng lên đồ AT500 ta có trường nhiệt áp dùng để suy luận bình lưu khơng khí nóng bình lưu khơng khí lạnh tới khu vực góp phần dự báo tăng giảm khí áp, tiến triển khu áp thấp khu áp cao,

sở dự báo thời tiết

6.1.3 Sự biến đối theo chiều cao trường khí áp xốy thuận xốy nghịch

Do gradien khí áp theo chiều cao tiến gần tới gradien nhiệt độ, nên hướng đường

đẳng áp theo chiều cao tiến gần tới hướng đường đẳng nhiệt

Trong số trường hợp nhiệt độ khu vực xoáy thuận hay xoáy nghịch phân bố

tương đối đồng Nghĩa gradien nhiệt độ nằm ngang nhỏ Khi đường đẳng áp khép kín đến độ cao lớn, mực 500mb (khoảng 5km) giữđường đẳng áp đóng kín xốy xốy tầm cao, cịn dạng sóng xốy tầm trung, cịn khơng cịn dạng sóng xốy tầm thấp Sự biến đổi trường khí áp theo chiều cao phụ thuộc vào chênh lệch nhiệt độ khu vực hệ thống khí áp khu vực xung quanh

Nếu xốy thuận hình thành khu vực khơng khí lạnh trung tâm nhiệt độ

Hình 6.4

Xốy thuận lạnh tầm cao (a) Xốy thuận nóng tầm thấp tầm trung(b), Xốy nghịch lạnh tầm thấp (c), xốy nghịch nóng tầm trung tầm cao (d)

Ngược lại, xoáy thuận trùng với khối khơng khí nóng nhiệt độở trung tâm lớn gradien khí áp biến đổi nhanh theo chiều cao (Hình 6.4b) Trong xốy nghịch lạnh mặt

đẳng áp giảm độ cong theo chiều cao xoáy nghịch xuất xốy thuận (Hình 6.4c) trường hợp cao áp Sibêri lạnh thấp rãnh áp thấp Đông Á cao Trong áp cao nóng mặt đẳng áp theo chiều cao vồng lên, áp cao mạnh lên theo chiều cao nghiêng phía khơng khí nóng (Hình 6.4d) trường hợp áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương Trên đồ mặt đất áp cao mờ xác định đường

đẳng áp đóng kín 1010mb, theo chiều cao phát triển mạnh tới tận độ cao 12km có phân chia thành hai phần đông tây.

6.1.4 Gradien khí áp ngang

Khi nghiên cứu đường đẳng áp đồ synôp, ta thấy số nơi đường

đẳng áp xít nơi khác Rõ ràng khu vực thứ khí áp biến đổi theo chiều ngang mạnh hơn, khu vực thứ hai yếu Người ta cịn nói biến đổi “nhanh hơn” “chậm hơn” không nên nhầm biến đổi không gian mà ta xét với biến

đổi theo thời gian

Có thể biểu diễn cách xác biến đổi khí áp theo chiều ngang gradien khí áp ngang Tương tự vậy, gradien khí áp ngang biến đổi khí áp tương

ứng với đơn vị khoảng cách mặt nằm ngang (nói xác mặt mực) Ở khoảng cách lấy theo hướng khí áp giảm mạnh Hướng biến đổi mạnh khí áp điểm hướng chuẩn với đường đẳng áp ởđiểm

Gradien khí áp ngang vectơ có hướng trùng với hướng chuẩn đường đẳng áp

phía khí áp giảm có trị số đạo hàm áp suất theo hướng Ta biểu diễn vectơ

Hình 6.5

Sơđồ mặt cắt thẳng đứng khu vực xoáy thuận vectơ biểu diễn gradien khí áp tồn phần: dp/dn (1), gradien khí áp thẳng đứng:∂p/∂z (2) gradien khí áp ngang ∂p/∂n (3)

Cũng vectơ bất kỳ, gradien khí áp ngang biểu diễn cách hình tượng mũi tên; trường hợp mũi tên hướng theo hướng chuẩn với đường đẳng áp phía khí áp giảm có độ dài tỷ lệ với trị số gradien (Hình 6.5)

Ở điểm khác trường khí áp, hướng đại lượng gradien khí áp dĩ

nhiên khác Nơi đường đẳng áp xít hơn, biến đổi khí áp đơn vị

khoảng cách theo hướng chuẩn với đường đẳng áp lớn hơn; nơi đường đẳng áp cách xa nhau, biến đổi nhỏ Nói cách khác, đại lượng gradien khí áp ngang tỷ lệ nghịch với khoảng cách đường đẳng áp

Sự tồn gradien khí áp ngang khí chứng tỏ khu vực mặt

đẳng áp nghiêng so với mặt mực giao tuyến mặt đẳng áp với mặt mực Những mặt

đẳng áp ln nghiêng phía khí áp giảm (Hình 6.5)

Gradien khí áp ngang thành phần nằm ngang gradien khí áp tồn phần Gradien khí áp tồn phần vectơ khơng gian, điểm mặt đẳng áp có hướng chuẩn với mặt phía mặt đẳng áp có giá trị khí áp nhỏ Trị số vectơ dp/dn Ở n hướng chuẩn với mặt đẳng áp Gradien khí áp tồn phần chia thành: gradien khí áp thẳng đứng gradien khí áp ngang

Đối với khí sát mặt đất, gradien nằm ngang khí áp có bậc đại lượng khoảng vài miliba (thường từ – 3mb) ứng với độ kinh tuyến Ở miền ngoại nhiệt đới gradien khí áp ngang thường – 5mb/100km Ở miền nhiệt đới giá trị nhỏ 1/2 trừ trường hợp bão gradien khí áp ngang tới 20mb/100km gây gió mạnh 30m/s

6.1.5 Dao động khí áp

Đơi qua ngày đêm khí áp điểm biến đổi đến 20 – 30mb Thậm chí qua khí áp biến đổi 5mb hay Đường biến thiên khí áp khí áp ký có dạng gần giống hình sóng: khoảng thời gian (khoảng vài hay vài chục giờ), khí áp giảm nhanh, giảm chậm, sau lại tăng lại giảm v.v Vì người ta cịn gọi biến đổi khí áp dao động khí áp (hay áp triều)

Trong quan trắc khí tượng người ta thường xác định đại lượng biến đổi khí áp khoảng thời gian trước kỳ quan trắc Đại lượng gọi khuynh hướng khí áp

Sự biến đổi khí áp ngày nhiều có tính chu kỳ Biến trình ngày khí áp biến trình kép: giá trị cực đại thường thấy hai lần ngày: trước buổi trưa trước nửa đêm (khoảng – 10 21 – 22 địa phương) Còn giá trị cực tiểu thấy vào sau buổi trưa (khoảng – giờ) (Hình 6.6) Biến trình ngày khí áp biểu rõ miền nhiệt

đới, nơi biên độ (hiệu giá trị cao thấp ngày) tính trung bình đạt tới – 4mb Từ miền nhiệt đới đến miền cực, biên độ dao động giảm Ở vĩ tuyến 60o, biên độ ngày khoảng vài phần mười miliba,

còn dao động hàng ngày ởđây bị mờđi bị che lấp dao động khơng có chu kỳ

với giá trị lớn nhiều

Do đó, dao động ngày khí áp miền ngoại nhiệt đới khơng có ý nghĩa chí khơng thể phát quan trắc trực tiếp, mà xác định nhờ qui toán thống kê số liệu quan trắc

Biến trình ngày khí áp biến trình ngày nhiệt độ khơng khí; dao động, dãn nở thân khí tăng cường tượng cộng hưởng với dao động riêng khí

Khí áp tháng so với giá trị trung bình nhiều năm khí áp trung bình tháng có chênh lệch định Giá trị sai khác chuẩn sai tháng khí áp Đi sâu vào lục địa, chuẩn sai tháng khí áp giảm Khi có di chuyển xuống phía Nam sống cao Siberi thường có chuẩn sai dương khí áp đến – mb/ngày

Những giá trị khí áp trung bình năm năm thường chênh lệch so với giá trị

trung bình nhiều năm, tạo nên giá trị chuẩn sai năm Song giá trị nhỏ giá trị

chuẩn sai tháng Giá trị chuẩn sai trung bình năm khí áp miền vĩ độ cao khoảng 1,5 – 2mb; miền ôn đới khoảng 1mb; miền vĩ độ thấp nhỏ 0,5mb Song vào năm, giá trị chuẩn sai năm lớn

Những giá trị chuẩn sai tháng khí áp thường có dấu phạm vi rộng lớn Nếu nơi khí áp trung bình tháng nhỏ giá trị chuẩn chẳng hạn khu vực xung quanh giá trị nhỏ giá trị chuẩn, không theo tất hướng Nói cách khác, giá trị chuẩn sai khí áp có phạm vi khơng gian Điều dễ hiểu,

Hình 6.6

giá trị chuẩn sai khí áp có liên quan với đặc điểm hoạt động xốy thuận phạm vi rộng lớn

6.2 TRƯỜNG GIÓ

6.2.1 Tốc độ gió

Ta rõ, gió chuyển động ngang khơng khí tương ứng với bề mặt Trái Đất Thông thường người ta lưu ý đến thành phần ngang chuyển động này, song đơi nói

chuyển động lên (thăng) hay xuống (giáng) người ta tính đến thành phần thẳng

đứng Gió đặc trưng vectơ tốc độ Trong thực tế, tốc độ gió biểu thịđại lượng trị số tốc độ, trị số ta gọi tốc độ gió, cịn hướng vectơ tốc độ hướng gió – hướng từđâu gió thổi tới

Tốc độ gió biểu thị m/s; km/h (nhất hàng không) nút (1kts = 0,5 m/s)

Ngoài cịn có bảng tốc độ gió (hay lực gió) tính cấp theo bảng Bơpho Theo bảng tồn tốc độ gió chia làm 12 cấp Bảng Bơpho liên hệ lực gió với hiệu

ứng khác gió mức độ gây sóng biển, lay động cành thân cây,

lan truyền khói v.v

Mỗi cấp bảng mang tên định Ví dụ, cấp không bảng Bôpho tương

ứng với gió lặng, nghĩa hồn tồn khơng có gió Gió cấp theo bảng Bơpho gọi gió vừa tương ứng với tốc độ – m/s; gió cấp gió mạnh với tốc độ 12 – 15m/s; gió cấp gió với tốc độ 18 – 21m/s; gió cấp 12 gió bão với tốc độ lớn 29m/s

Người ta thường phân biệt tốc độ gió trung bình qua thời gian quan trắc ngắn (trong phút hay 10 phút tuỳ quốc gia) tốc độ gió tức thời, dao động mạnh có lớn hay nhỏ tốc độ gió trung bình nhiều Phong kế thường cho giá trị tốc

độ gió trung bình sau ta nói đến tốc độ gió Ở gần mặt đất ta thường thấy gió với tốc độ khoảng – m/s, vượt 12 – 15 m/s Khi có gió giật cuồng phong tốc độ gió miền ơn đới vượt 30m/s gió giật đạt tới 65 m/s, có gió giật tới 100 m/s Trong xốy cỡ nhỏ (vịi rồng) có tốc độ gió lớn 100 m/s Trong dòng gọi dòng xiết phần tầng đối lưu phần tầng bình lưu tốc độ gió trung bình thời gian dài phạm vi rộng lớn có thểđạt tới 70 – 100 m/s

Tốc độ gió đo phong kế với cấu trúc khác Cấu trúc phong kế

thường dựa nguyên lý: áp lực gió làm quay phận thụ cảm máy (phong kế với phận đón gió hình bán cầu, phong kế chong chóng v.v ) hay làm lệch phận thụ cảm khỏi vị trí cân (bảng gió Vild), theo tốc độ quay hay đo độ lệch xác định tốc độ

gió

Hiện có nhiều loại phong ký phong hướng ký (nếu ngồi tốc độ cịn đo hướng gió) Các dụng cụ đo gió trạm mặt đất đặt ởđộ cao 10 – 12m, gió đo gọi gió mặt

6.2.2 Hướng gió

Cần nhớ, nói hướng gió, ta muốn hướng từđâu gió thổi tới Có thể hướng gió điểm đường chân trời từđó gió thổi tới hướng gió tạo nên với kinh tuyến

địa phương nghĩa góc phương vị Trong trường hợp đầu người ta phân biệt hướng đường chân trời: bắc, đơng bắc; đơng, đơng nam, nam, tây nam, tây, tây bắc hướng phụ chúng: bắc đông bắc, đông đông bắc, đông đông nam, nam đông nam, nam tây nam, tây tây nam, tây tây bắc, bắc tây bắc (Hình 6.7)

Mười sáu hướng hướng từđâu gió thổi tới có ký hiệu viết tắt tiếng Việt tiếng quốc tế (tiếng Anh) sau đây: hướng gió đặc trưng góc hướng với kinh tuyến trị số góc tính từ phía bắc theo chiều kim đồng hồ Như hướng bắc

tương ứng với 360o, hướng đông bắc 45o, hướng đông 90o, hướng nam 180o, hướng tây 270o

Khi quan trắc gió tầng cao, hướng gió biểu thị độ quan trắc trạm mặt đất biểu thị hướng đường chân trời Hướng gió xác định tiêu quay quanh trục thẳng đứng Dưới tác động gió, tiêu hướng theo hướng gió Tiêu thường gắn với bảng gió Vild

Cũng nhưđối với tốc độ, người ta phân biệt hướng gió tức thời hướng gió trung bình

đã loại bỏ nhiễu động Hướng gió tức thời dao động mạnh xung quanh hướng gió trung bình xác định tiêu gió

N NNE NE ENE

Bắc

Bắc Đông Bắc

Đông Bắc

Đông Đông Bắc E ESE SE SSE

Đông

Đông Đông Nam

Đông Nam Nam Đông Nam S

SSW SW WSW

Nam

Nam Đông Nam Tây Nam Tây Tây Nam

W WNW NW NNW

Tây

Tây Tây Bắc Tây Bắc Bắc Tây Bắc

Hình 6.7

La bàn gió 16 hướng gió

Tuy nhiên, lấy trung bình, nơi Trái Đất hướng gió biến đổi liên tục cịn

những nơi khác vào thời điểm hướng khác Ở số nơi, gió với hướng khác qua khoảng thời gian dài có tần suất, thịnh hành số hướng gió với hướng khác mùa hay năm Điều

đó phụ thuộc vào đặc điểm hồn lưu chung khí phần vào điều kiện địa hình địa phương

Hình 6.8

Khi qui tốn khí hậu số liệu quan trắc gió, điểm ta dựng biểu đồ

biểu diễn phân bố hướng gió theo hướng dạng hoa gió (Hình 6.8) Từđiểm đầu toạđộ cực vẽ hướng (8 hay 16 hướng) đoạn thẳng có chiều dài tỉ lệ với tần suất gió hướng định

Nối điểm cuối đoạn thẳng đường gẫy khúc Tần suất gió lặng biểu thị số trung tâm biểu đồ (điểm gốc toạđộ) Khi dựng hoa gió tính

tốc độ trung bình gió theo hướng sau nhân với tần suất hướng định Khi

đó, đồ thị lượng khơng khí đơn vị quy ước gió vận chuyển theo hướng

Để biểu diễn đồ khí hậu người ta tổng hợp hướng gió nhiều phương pháp Có thể vẽ đồở nơi khác hoa gió Có thể xác định tốc độ gió tổng hợp tốc độ (coi chúng vectơ) nơi tháng qua thời kì nhiều năm, sau lấy lượng gió tổng hợp làm hướng gió trung bình Nhưng thường người ta xác định hướng gió thịnh hành cách xác định ô vuông với tần suất cao nhất, đường qua trung tâm ô vuông coi hướng gió thịnh hành

6.2.3 Đường dịng

Gió vectơ biểu diễn mũi tên có chiều dài đặc trưng cho trị số tốc độ, hướng hướng từ đâu gió thổi tới Chẳng hạn trường hợp gió đơng bắc, mũi tên phải hướng phía tây nam

Như vậy, phân bố gió khơng gian trường vectơ Có thể biểu diễn vectơ

này phương pháp khác Trường gió biểu diễn rõ nhờ đường dòng tương tự đường sức từ trường chẳng hạn điểm trường có số liệu gió, vẽ mũi tên có hướng hướng gió thổi tới Sau vẽ đường dịng cho hướng gió

ở điểm trường trùng với hướng tiếp tuyến với đường dịng qua điểm Như

vậy đường dịng đường mà điểm vectơ gió tiếp tuyến với Đường dịng xít tốc độ gió ởđó lớn

Bằng phương pháp ta hệ thống đường dịng đồ (Hình 6.9), nhìn phác qua biết khu vực vào thời điểm đó, khơng khí chuyển động

thế

Cần nhớ rằng, trường đường dòng kỳ quan trắc định tranh tức thời trường gió Khơng nên lẫn đường dịng với quĩ đạo hạt khí Vấn đề chỗ, trường gió thường biến đổi theo thời gian phân bố đường dịng biến đổi Mỗi hạt khí qua thời gian ngắn qua quãng đường trường gió biến đổi quỹđạo khơng trùng với đường dịng vẽ cho thời điểm định Chỉ trường gió ổn định, nghĩa phân bố gió trường dịng khơng biến đổi theo thời gian, đường dòng quĩđạo hạt khí trùng Trong trường hợp trường khí áp phải ổn định theo thời gian

thuận, hay ngược lại, chúng phân tán theo hướng từ điểm gọi điểm phân kỳ xốy nghịch

Hình 6.9

Đường dịng phân kỳ (đường cong) véc tơ gió tiếp tuyến với đường dòng (a)

đường hội tụ chiều (b)

Nếu trường đường dòng hội tụ có chuyển động tịnh tiến, đường dịng hướng phía đường hội tụ, cịn từ phía chúng song song với đường hội tụ biểu diễn hình 6.9, phải Người ta gọi đường hội tụ đường hội tụ chiều Trên khu vực Việt Nam biển Đông, nhiều trường hợp hình thành dải hội tụ

nhiệt đới dạng kinh hướng Đó dải hội tụ gió mùa tây nam tín phong đơng nam gần song song với hướng dải hội tụ nhiệt đới

Dễ hiểu là, hội tụ đường dòng phải kèm theo chuyển động khơng khí thăng lên ngược lại phân kỳ kèm theo chuyển động khơng khí giáng xuống tỏa xung quanh Trục rãnh rõ nằm với trục rãnh thấp hai cánh rãnh đường hội tụ hai chiều với dịng thăng dọc theo trục rãnh (Hình 6.10a) trục sống trục phân kỳ hai chiều với dịng giáng dọc theo trục sống (Hình 6.10b)

Hình 6.10

Đường hội tụ hai chiều rãnh liên quan với dòng thăng dọc trục rãnh (a) Đường phân kỳ hai chiều sống liên quan với dịng giáng dọc trục sống (b)

Trong xốy thuận mặt đất dịng khí hội tụ, tính liên tục xốy thuận mặt đất dịng thăng phát triển tạo mây mưa, phía cao khu vực xốy thuận dịng phân kỳ

Hình 6.11

Mối liên quan chuyển động hội tụ dòng thăng tạo mây khu vực xốy thuận (a) chuyển động phân kỳ dịng giáng thời tiết quang mây khu vực xoáy nghịch (b)

Sự hội tụ phân kỳ chất trường gió phân bố khí áp Các đường dịng hội tụ hay phân kỳ phần ảnh hưởng ma sát khơng khí chuyển

động Nhưng hội tụ phân kỳ có liên quan với hình hay địa hình mặt trải Nếu khơng khí chuyển động theo lịng khe hẹp dần lại, chẳng hạn dãy núi, đường dòng hội tụ lại; chuyển động theo lòng khe mở rộng dần đường dòng phân kỳ

Sự hội tụ quy mô lớn dải hội tụ nhiệt đới hay khu vực xoáy thuận tạo dòng thăng với tốc độ vài cm/s Chuyển động thăng đưa khối lượng khơng khí lớn lên cao, nhiệt độ khơng khí giảm tới mức trạng thái bão hoà tạo nên hệ thống mây lớn hình rẻ quạt hay hình sừng trường hợp xoáy thuận front hay đới mây với chiều ngang hai ba trăm kilomet chiều dài vài nghìn kilomet trường hợp dải hội tụ

nhiệt đới

6.2.4 Sự biến đổi tốc độ gió hướng gió chuyển động rối địa hình

Hướng tốc độ gió biến đổi nhanh liên tục, dao động xung quanh đại lượng trung bình Ngun nhân dao động (nhiễu động) gió tính rối Nhưng dao động ghi lại máy tự ghi có độ nhạy cao Gió có

dao động tốc độ hướng biểu rõ gọi gió giật Khi gió có độ giật lớn, người ta gọi tố

Khi quan trắc gió hàng ngày trạm, người ta xác định hướng tốc độ gió trung bình khoảng thời gian vài giây Khi quan trắc theo máy đo gió Vild quan trắc viên phải theo dõi dao động tiêu gió hai phút theo dõi dao động bảng gió Vild hai phút, kết xác định hướng tốc độ trung bình gió khoảng thời gian Phong kế xác định tốc độ gió trung bình khoảng thời gian

Mặt khác, việc nghiên cứu tính giật gió đáng ý Tính giật có thểđặc trưng tỉ số biên độ dao động tốc độ gió khoảng thời gian với tốc độ

trung bình qua khoảng thời gian Thường người ta lấy biên độ trung bình biên

độ thường thấy để so sánh Biên độởđây hiệu hai giá trị cực đại cực tiểu liên tiếp tốc độ gió tức thời Ngồi ra, cịn có đặc trưng cho tính biến thiên khác kể

Rối mạnh, tính giật lớn Như vậy, tính giật lục địa biểu rõ biển đặc biệt lớn khu vực có địa hình phức tạp, vào mùa hè lớn vào mùa đông biến trình ngày có cực đại vào sau buổi trưa đối lưu phát triển mạnh

Trong khí tự do, tính rối trường gió thường gây tượng sốc máy bay Độ

sốc đặc biệt lớn đám mây đối lưu phát triển mạnh Nó tăng đột biến

khi khơng có mây, dịng xiết

Vật chướng ngại nằm đường gió sẽảnh hưởng đến gió, gây nhiễu động trường gió Những vật chướng ngại có qui mơ lớn dãy núi qui mô nhỏ nhà cửa, cối, dải rừng v.v Trước hết, vật chướng ngại làm lệch dịng khơng khí: dịng khơng khí phải lượn qua vật chướng ngại theo hai bên sườn vượt qua phía Q trình vượt qua xảy dễ dàng tầng kết khơng khí bất ổn

định, nghĩa gradien thẳng đứng nhiệt độ khí lớn Q trình vượt qua vật chướng ngại khơng khí đưa tới hậu quan trọng tăng lượng mây giáng thuỷ sườn núi đón gió, dịng khơng khí lên, ngược lại làm mây tan

sườn núi khuất gió dịng khơng khí xuống

Khi lượn qua vật chướng ngại, gió phía trước vật yếu đi, song hai bên sườn mạnh lên, đặc biệt phần nhơ (góc nhà, mũi bờ biển v.v ) Đường dịng phần

đó xít lại Sau vượt chướng ngại vật gió yếu đi, tạo khu vực gió yếu

Gió mạnh lên đáng kể thổi vào lịng địa hình thu hẹp lại, chẳng hạn hai dãy núi Khi đó, thiết diện thẳng luồng gió giảm đi, qua thiết diện nhỏđó có lượng khơng khí trước chuyển động nên tốc độ gió tăng

6.3 GIĨ ĐỊA CHUYỂN

Có thể biểu diễn chuyển động đơn giản khơng khí cách lí thuyết dạng chuyển động thẳng, đều, khơng có ma sát Người ta gọi chuyển động với lực lệch hướng quay Trái Đất (lực Coriolis) khác khơng gió địa chuyển

Ở Bắc Bán Cầu gió địa chuyển lực gradien khí áp ( – 1/ρ)∂p/∂n gây chuyển động cân với lực Coriolis quay Trái Đất A = 2ωsinϕ Do giả thiết chuyển động chuyển động đều, hai lực này, lực gradien

khí áp lực Coriolis có trị số ngược hướng (Hình 6.12)

Như nói, Bắc Bán Cầu, lực Coriolis vng góc với tốc độ phía phải Từ thấy rõ theo trị số lực gradien khí áp lực Coriolis lực gradien khí áp hướng vng góc với tốc độ phía trái Do

đường đẳng áp hướng vng góc với gradien khí áp nên gió địa chuyển thổi dọc theo

đường đẳng áp, khu vực áp thấp

phía trái chuyển động cho áp cao

ln phía phải chuyển động (Hình 6.12) Ở Nam Bán Cầu lực Coriolis phía trái Ta dễ Hình 6.12

dàng tính tốc độ gió địa chuyển viết điều kiện cân lực tác động, tức cho tổng chúng không, ta được:

1

2 sin dc

p

V

n ω ϕ

ρ ∂

− + =

∂ (6.1)

Sau giải phương trình ta tìm tốc độ gió địa chuyển Ta có cơng thức tính tốc độ

gió địa chuyển sau:

1

dc

p V

lρ n

∂ =

∂ (6.2)

Điều có nghĩa tốc độ gió địa chuyển tỷ lệ thuận với trị số lực gradien khí áp Gradien khí áp lớn, nghĩa đường đẳng áp xít, gió mạnh

Ta đưa vào công thức trị số mật độ khơng khí điều kiện chuẩn khí áp, nhiệt độ mực biển trị số tốc độ gió m/s, cịn gradien khí áp mb/100km Khi sẽđược cơng thức dạng thực dụng thuận lợi xác định tốc

độ gió địa chuyển mặt đất (trên mực biển) theo giá trị gradien:

4.8

( ) [ / 100 )

sin dc

m p

V mb km

s n

Δ ϕ Δ

= (6.3)

Chẳng hạn, với gradien khí áp 1mb/100km vĩ độ 550, ta có Vđc = 5,8m/s; với gradien 2mb/100km, tốc độ gió địa chuyển lớn gấp đơi v.v Gió mặt đất nhiều khác biệt với gió địa chuyển tốc độ hướng Điều mặt đất có lực ma sát tác động,

đối với gió địa chuyển ta giả thiết không thực lực ma sát bề mặt có giá trị

tương đối lớn

Tuy nhiên, khí tự do, từ độ cao khoảng 1000m, gió thực tương đối gần với gió địa chuyển Lực ma sát độ cao mực cao nhỏ đến mức bỏ qua Trong nhiều trường hợp, độ cong quỹ đạo khơng khí nhỏ, nghĩa chuyển động khơng khí gần với chuyển động thẳng Sau cùng, gió thực thường khơng hồn tồn chuyển động đều, dù gia tốc khí thường khơng lớn

Thực tế, gió khí tự có hướng lệch với đường đẳng áp phía

đó với góc khơng lớn (khoảng chừng vài độ) Cịn tốc độ xấp xỉ tốc

độ gió địa chuyển

6.4 GIĨ GRADIEN

Nếu chuyển động khơng khí khơng chịu tác động lực ma sát chuyển

Trong xoáy thuận, giả thiết quỹđạo chuyển động đường trịn lực Coriolis hướng vng góc với vectơ tốc độ gió, nghĩa hướng theo bán kính vịng trịn phía phải (ở Bắc Bán Cầu) Lực li tâm, nhưđã nói trên, hướng theo bán kính đường cong quỹ đạo trịn phía lồi đường cong Lực gradien khí áp phải cân với tổng hình học hai lực nằm đường thẳng với chúng – bán kính đường trịn ngược hướng

Hình 6.13

Trái: Lực tác động mơ hình gió gradien xốy thuận (a) xốy nghịch (b) Vectơ gió gradien tiếp tuyến với đường đẳng áp theo chiều kim đồng hồ xoáy nghịch ngược chiều kim

đồng hồ xoáy thuận

Phải: Với gradien khí áp gió gradien xốy nghịch mạnh gió địa chuyển, gió gradien xốy thuận yếu gió địa chuyển G – lực gradien khí áp; (A) – lực lệch hướng quay Trái Đất (lực Coriolis); C – lực ly tâm

Điều có nghĩa gradien khí áp hướng vng góc với vectơ tốc độ Do tiếp tuyến với

đường đẳng áp vng góc với gradien khí áp nên gió thổi dọc theo đường đẳng áp cho khí áp thấp bên trái chuyển động

Người ta gọi trường hợp lý tưởng chuyển động khơng khí theo quỹđạo trịn khơng tính lực ma sát gió gradien (hay gió địa chuyển xốy) Từ điều trình bày

trên, ta thấy rõ gió gradien có quỹ đạo trùng với đường đẳng áp Gió gradien thổi hướng theo đường đẳng áp trịn

Người ta thường kết hợp khái niệm gió địa chuyển với khái niệm gió gradien, coi gió

địa chuyển trường hợp riêng gió gradien với bán kính đường đẳng áp lớn vơ Trong hệ thống khí áp thấp với đường đẳng áp trịn đồng tâm, gradien khí áp hướng theo bán kính từ ngồi rìa vào trung tâm Điều có nghĩa là, trung tâm hệ thống khí áp thấp nhất, phía rìa khí áp tăng Hệ thống khí áp với khí thấp trung tâm với

đường đẳng áp tròn đồng tâm dạng đơn giản xoáy thuận Lực ly tâm xốy thuận ln hướng phía ngồi, phía lồi quỹđạo (đường đẳng áp) nghĩa ngược hướng với lực gradien khí áp Lực li tâm điều kiện thực tế khí thường nhỏ lực gradien khí áp Vì vậy, để lực cân nhau, lực Coriolis quay Trái Đất phải hướng theo lực li tâm để tổng hợp lực chúng cân với lực gradien khí áp Điều có nghĩa lực Coriolis phải hướng từ trung tâm xốy thuận phía ngồi Vectơ tốc độ gió phải hướng vng góc với lực Coriolis phía trái (ở Bắc Bán Cầu) Do đó, gió gradien phải thổi theo đường đẳng áp trịn xốy thuận ngược chiều kim đồng hồ lệch với gradien khí áp phía phải (Hình 6.13a)

lực gradien khí áp Từđó ta thấy lực Coriolis quay Trái Đất phải hướng vào phía xoáy nghịch để cân với hai lực hướng: lực gradien khí áp lực li tâm Lực Coriolis vng góc phía phải (ở Bắc Bán Cầu) cho gió thổi dọc đường đẳng áp trịn theo chiều kim đồng hồ

Trong hai trường hợp kể trường hợp gió địa chuyển, vectơ tốc

độ gió gradien lệch với gradien khí áp phía phải Bắc Bán Cầu Ở Nam Bán Cầu lực Coriolis hướng phía trái vectơ tốc độ, gió gradien lệch phía trái lực gradien khí áp Vì vậy, Nam Bán Cầu, chuyển động khơng khí xốy thuận theo

đường đẳng áp thuận chiều kim đồng hồ, xoáy nghịch ngược chiều kim đồng hồ Sau ta xét đến điều kiện Bắc Bán Cầu

Tốc độ gió gradien Vgr xác định từ phương trình bậc hai:

2

1

2 sin gr gr

V p

V

n ω ϕ r

ρ ∂

− − − =

∂ (6.4)

Ý nghĩa phương trình ba lực (lực gradien, lực lệch hướng, lực li tâm) cân với Dấu cộng tương ứng với gió gradien xốy thuận, cịn dấu trừ tương ứng với gió gradien xốy nghịch

Từ đó, ta dễ dàng rút với trị số gradien khí áp, tốc độ gió gradien xốy thuận nhỏ hơn, cịn xốy nghịch lớn tốc độ gió trường hợp đường đẳng áp thẳng, nghĩa lớn gió địa chuyển Tốc độ gió tỉ lệ thuận với lực lệch hướng Tuy nhiên, trường hợp xoáy nghịch, lực Coriolis lớn hơn, cịn trường hợp xốy thuận nhỏ so với lực gradien Vì vậy, với trị số gradien khí áp, tốc độ gió xốy nghịch lớn xốy thuận

Trong khí tự gió xốy thuận xốy nghịch có tốc độ gần gió gradien gió địa chuyển Trong lớp gần mặt đất, ảnh hưởng lực ma sát gió thực khác biệt nhiều so với hai loại gió

6.5 GIĨ NHIỆT

Như ta biết, gió địa chuyển gió gradien thổi dọc theo đường đẳng áp hay đường

đẳng cao Gió thực khí tự gần song song với đường đẳng áp

Tuy nhiên, hướng đường đẳng áp biến đổi theo chiều cao, hướng gió biến đổi Tương tự, tốc độ gió biến đổi phụ thuộc vào biến đổi đại lượng gradien khí áp

Ta rõ, theo chiều cao gradien khí áp có thêm thành phần phụ hướng theo tỉ lệ thuận với gradien nhiệt độ gia số độ cao Như là, gió gradien theo chiều cao có thêm thành phần tốc độ phụ hướng theo đường đẳng nhiệt (cần lưu ý đường

đẳng nhiệt trung bình tồn lớp khí ta xét) Thành phần phụ gọi gió nhiệt Để tìm gió gradien V mực cần thêm vào gió gradien V0ở mực đại lượng

Nếu mực gradien khí áp trùng với hướng gradien nhiệt độ, phần khí phía gradien khí áp theo chiều cao tăng khơng đổi hướng Trong trường hợp đó,

đường đẳng áp tất mực trùng hướng với đường đẳng nhiệt, cịn gió nhiệt

trùng với gió mực Khi đó, theo chiều cao gió mạnh lên khơng đổi hướng

Nếu mực gradien khí áp ngược hướng với gradien nhiệt độ, theo chiều cao gradien khí áp giảm Cùng với gradien khí áp, gió khơng đổi hướng, yếu dần theo chiều cao đến có tốc độ khơng, sau có hướng ngược lại, hướng sang phải hay sang trái tuỳ

theo gradien khí áp lệch phía gradien nhiệt độ Vì vậy, theo chiều cao gió thực quay sang phải hay sang trái tiến gần trùng với hướng đường đẳng nhiệt

Hình 6.14

Gió nhiệt

Vo – gió mực ;

∇v – gió nhiệt; V – gió mực

Ở phần phía đơng (phần đầu) xốy thuận nơi gradien khí áp hướng phía tây, cịn gradien nhiệt độ hướng phía bắc, theo chiều cao gió quay sang phải tiến gần tới đường

đẳng nhiệt Ở phần đuôi (phần phía tây) xốy thuận – theo chiều cao gió quay sang trái Trong xốy nghịch tình hình ngược lại

Nói cách chặt chẽ, lý thuyết gió nhiệt dùng cho gió gradien Tuy quy luật tìm hồn tồn điều kiện thực khí

6.6 LỰC MA SÁT

Trong khí quyển, ma sát lực gây gia tốc âm chuyển động khơng khí, nghĩa làm chậm thay đổi hướng chuyển động khơng khí

Có thể coi lực ma sát khí có hướng ngược với vectơ tốc độ gió Lực ma sát có giá trị lớn gần mặt đất, theo chiều cao giảm đến mực khoảng 1000m trở

nên khơng đáng kể so với lực khác tác động lên chuyển động khơng khí Vì vậy, bắt

đầu từđộ cao này, lực ma sát bỏ qua Lớp khí mà từđó lực ma sát thực tế khơng cịn (500 – 1500m trung bình 1000) gọi khí tự

Phần tầng đối lưu từ mặt đất đến mực ma sát gọi tầng ma sát hay lớp biên hành tinh

Lực ma sát gây nên trước hết khơng khí chuyển động mặt đất gồ ghề, tốc độ hạt khí tiếp xúc với mặt đất giảm Những hạt khí với tốc độ nhỏ trình trao

và tiếp xúc với mặt đất chúng lại chuyển động chậm Tóm lại, chuyển động rối

giảm tốc độ lan lên cao tầng khí dày Đó tầng ma sát

Khi tầng kết khí khơng ổn định ngồi rối học, rối nhiệt đối lưu – tượng xáo trộn khơng khí theo chiều thẳng đứng mạnh, phát triển Kết tầng kết bất ổn định (thường vào mùa hè lục địa) ảnh hưởng giảm tốc độ ma sát lan tầng khơng khí dày mực ma sát nằm cao tầng kết ổn định (thường thấy vào mùa đông) Mặt khác, mặt đất ảnh hưởng

của ma sát tốc độ hướng gió tầng kết bất ổn định nhỏ tầng kết ổn định

Do ảnh hưởng lực ma sát, tốc độ gió giảm đến mức mặt đất (trên độ cao tiêu gió) tốc độ gió thực lục địa khoảng nửa tốc độ gió địa chuyển với trị số gradien khí áp Trên biển, giảm tốc độ gió ma sát nhỏ đất liền, tốc

độ gió thực khoảng hai phần ba tốc độ gió

địa chuyển

Lực ma sát ảnh hưởng tới hướng gió Ta giả thiết chuyển động thẳng khơng khí có ma sát Điều có nghĩa ba

lực: gradien khí áp, lực Coriolis lực ma sát (Hình 6.15) phải cân

Vì lực ma sát hướng ngược với vectơ tốc độ nên khơng nằm đường thẳng với lực lệch hướng Vì vậy, lực gradien khí áp cân với hai lực kể

nằm đường thẳng với lực lệch hướng

Như hình 6.15, lực gradien khí áp khơng vng góc với vectơ tốc độ gió mà làm với góc nhọn Nói cách khác, vectơ tốc độ gió khơng hướng theo đường đẳng áp Nó cắt đường đẳng áp lệch phía phải, tạo với góc nhỏ góc vng Trong trường hợp này, vectơ tốc độ gió phân tích thành hai thành phần – dọc theo đường đẳng áp theo hướng bán kính đường đẳng áp

Nếu giả thiết chuyển động khơng khí, theo đường đẳng áp trịn có lực ma sát, ta rút kết luận tương tự Trong trường hợp này, lực ma sát không trùng với lực lệch hướng Vectơ tốc độ gió lệch với đường đẳng áp có thành phần hướng theo gradien khí áp

Trong xốy thuận, gradien khí áp hướng từ ngồi vào trung tâm, gió có thành phần hướng phía trung tâm Nó kết hợp với thành phần hướng theo đường đẳng áp ngược chiều kim đồng hồ Vì vậy, lớp khu vực xốy thuận, gió thổi ngược chiều kim đồng hồ từ phía ngồi rìa vào trung tâm Trong xốy nghịch, thành phần hướng theo

đường đẳng áp thuận chiều kim đồng hồ kết hợp với thành phần hướng theo gradien khí áp từ trung tâm phía ngồi rìa

Khi vẽ đường dịng lớp khu vực xoáy thuận, ta thấy chúng có dạng xốy hướng ngược chiều kim đồng hồ hội tụ vào trung tâm xoáy Tâm xốy thuận

Hình 6.15

điểm hội tụ đường dòng Ở lớp khu vực xốy nghịch, đường dịng có dạng xốy phân kì theo chiều kim đồng hồ từ tâm xoáy Tâm xoáy nghịch điểm phân kỳ

của đường dòng

Ngược lại so với Bắc Bán Cầu Nam Bán Cầu, đường dịng hình xốy xốy thuận hướng theo chiều kim đồng hồ xoáy nghịch hướng ngược chiều kim đồng hồ Tuy nhiên, thành phần tốc độ gió vng góc với đường đẳng áp xốy thuận hướng vào trong, cịn xốy nghịch hướng ngồi

6.7 ĐỊNH LUẬT KHÍ ÁP CỦA GIĨ

Kinh nghiệm cho thấy rằng, gió mặt đất (khơng kể vĩđộ gần xích đạo) ln lệch với gradien khí áp góc nhỏ 90o Ở Bắc Bán Cầu phía phải Nam Bán Cầu

phía trái Từ rút ngun lý sau: đứng quay lưng phía gió cịn mặt hướng theo hướng gió thổi khí áp thấp sẽở phía trái dịch phía trước ít, cịn khí áp lớn phía phải dịch vềđằng sau (Hình 6.16) Trên cao gió thực gần gió địa chuyển nên hướng gió song song với đường đẳng cao (Hình 6.16, trái), thấp, sát mặt đất ảnh hưởng ma sát hướng gió làm với đường đẳng áp góc khoảng 30o biển tới 45o lục địa (Hình 6.16, phải) Nguyên lý tìm thực nghiệm, vào nửa đầu kỷ thứ 19 có tên định luật khí áp gió hay định luật Bâysbalo

Tương tự, gió thực khí tự (ở Bắc Bán Cầu) thổi gần theo đường

đẳng áp cho khí áp thấp phía trái lệch với gradien khí áp phía phải góc xấp xỉ

90o Điều coi mở rộng định luật khí áp gió khí tự Rõ ràng định luật khí áp gió mơ tả tính chất gió thực gần với tính chất gió địa chuyển gió địa chuyển có ma sát Như vậy, quy luật chuyển động khơng khí điều kiện lý thuyết đơn giản hố nói trên, dùng với điều kiện thực phức tạp Chẳng hạn, gió mặt đất lệch với gradien khí áp tương tự

như gió địa chuyển có ma sát Đồng thời, đường dịng mặt đất xốy thuận xốy nghịch khơng phải đường xoắn hình học, song đặc tính chúng có dạng xoắn hội tụ vào tâm xoáy thuận phân kỳ từ tâm xốy nghịch

Trong khí tự do, đường đẳng áp đường dịng khơng có dạng hình học rõ chuyển động khơng khí có gia tốc, gió thổi gần theo hướng đường đẳng áp với tốc độ gần tốc độ gió địa chuyển

Độ lệch gió thực khí tự so với gió gradien nhỏ song có giá trị

quyết định biến thiên khí áp

Như ta biết, khí áp mực trọng lượng cột khơng khí nằm trên, nghĩa tỉ lệ thuận với khối lượng khơng khí cột Sự giảm khối lượng cột khí

địa điểm làm cho khí áp giảm, tăng khối lượng cột làm cho khí áp tăng

Trong khí tự do, mực, biến đổi khối lượng khơng khí cịn chuyển động thẳng đứng Trong chuyển động giáng, phần không khí xuống khỏi mực cho vậy, khí áp mực giảm, chuyển động thăng, tình hình ngược lại

và thường hình thành sống áp cao áp thấp cửa ra, phân kỳ đường dịng thường hình thành rãnh áp thấp áp thấp

Hình 6.16

Minh hoạđịnh luật Bâysbalo gió thực cao song song với đường đẳng áp (a) gió thực

mặt đất cắt đường đẳng áp (b)

Trên mặt đất, khí áp khơng biến đổi chuyển động thẳng đứng mà biến đổi chuyển động ngang Chuyển động ngang nguyên nhân chủ yếu biến đổi khí áp mực bất kỳ, cịn mặt đất ngun nhân

Chuyển động ngang khơng khí gây không gây biến đổi khí áp, điều tuỳ thuộc vào đặc tính riêng Chẳng hạn, gió địa chuyển thổi theo vịng vĩ tuyến nhiệt độ nơi đồng khí áp khơng biến đổi Trong điều kiện đó, phân bố khối lượng khơng khí khơng biến đổi phân bố khí áp khơng biến đổi Tuy nhiên, có chuyển động khối khí từ vĩđộ sang vĩđộ khác, có gió gradien, khí áp biến đổi Khơng khí lạnh có mật độ lớn từ vĩ độ cao xuống vĩđộ thấp thay khơng khí nóng có mật độ nhỏ làm khí áp miền vĩđộ thấp tăng ngược lại

Thực tế, khí áp thường xuyên biến đổi biến đổi lớn Khí áp biến đổi gió thực lệch so với gió gradien Trong độ lệch đáng kể gió thực so với gió gradien gây nên ma sát thay đổi phân bố khí áp theo chiều làm san hiệu khí áp, nghĩa làm cho xốy thuận đầy lên xoáy nghịch yếu Thực tế thường thấy hiệu khí áp tăng lên, nghĩa xốy thuận sâu thêm xoáy nghịch mạnh lên Những biến đổi trường khí áp trước hết gió thực lệch so với gió gradien khí tự do, có thành phần gió hướng ngược gradien khí áp

6.8 FRONT TRONG KHÍ QUYỂN

Trong khí thường hình thành điều kiện, hai khối khí với tính chất khác nằm cạnh ngăn cách đới chuyển tiếp hẹp Khi từ khối khí sang khối khí khác qua đới front, nhiệt độ, gió, độ ẩm khơng khí nhiều có biến

Đới front ln có chiều rộng bề dầy định nhỏ so với kích thước khối khí mà ngăn cách Vì vậy, lý tưởng hố điều kiện tức ta coi front

mặt ngăn cách khối khí Khi gặp mặt đất, mặt front tạo nên đường front, người ta thường gọi tắt front Trong điều kiện lý tưởng hố coi front đường đột biến

Một điều quan trọng mặt front nằm nghiêng khí Lý thuyết kinh nghiệm rõ góc nghiêng mặt front so với mặt đất nhỏ, khoảng vài phút Tang góc nghiêng gọi tắt độ nghiêng front có giá trị khoảng từ 0,01 đến 0,001 Như vậy, khí front nằm thoải Cách xa đường front khoảng vài trăm km mặt front độ

cao khoảng vài kilômet Trên hình 6.17 hệ thống mây front ảnh mây vệ tinh kênh thị

phổ (nhìn thấy) với hệ thống đường đẳng áp xoáy thuận hệ thống front cố tù

Mặt khác, khơng khí mặt front ngăn cách không nằm cạnh mà cịn nằm nhau, khơng khí lạnh nằm khơng khí nóng dạng nêm Front khí không tồn bất biến, chúng xuất hiện, phát triển, mạnh lên hay tan đi, song điều kiện hình thành chúng ln tồn khí vậy, front khơng phải tượng ngẫu nhiên mà tượng xảy hàng ngày khí

Thơng thường, chế hình thành front (sự sinh front) khí chế động học: Front hình thành tác động trường chuyển động khơng khí; khối khí với nhiệt độ (và đặc tính khác) khác biệt tiến gần lại với Trong đới định, gradien ngang nhiệt độ tăng, điều chứng tỏ thay đới chuyển tiếp hai khối khí đới front biểu rõ Tương tự, front tan nghĩa đới front biến thành

đới chuyển tiếp rộng, gradien nhiệt độ ngang giảm rõ rệt

Front số trường hợp cịn hình thành ảnh hưởng điều kiện nhiệt mặt trải dưới, chẳng hạn dọc theo rìa tảng băng hay rìa lớp tuyết phủ Song chế hình thành front có ý nghĩa so với trình sinh front động học

Trong điều kiện thực, thông thường front không nằm song song với dịng khí Gió

hai phía front có thành phần chuẩn với front, front khơng đứng chỗ mà di chuyển Front di chuyển phía khơng khí lạnh, phía khơng khí nóng

Hình 6.17

Đường front mặt đất hệ thống mây front ảnh mây vệ tinh: front lạnh (ABC), front nóng (AD), front cố tù (AE), A điểm cố tù Khu vực mây tích phát triển khơng khí lạnh (FG) có bình lưu lạnh bề mặt nóng với dải mây tích theo chiều chuyển động dịng khí xốy thuận Front tĩnh đoạn front khơng di chuyển hay di chuyển phía khối khí

Nếu đường front mặt đất di chuyển phía khơng khí nóng, nêm khơng khí lạnh

chuyển động phía trước khơng khí nóng lùi dần bị khơng khí lạnh lấn tới đẩy lên cao Người ta gọi front front lạnh

Sự di chuyển front lạnh qua địa phương gây nên thay không khí nóng khơng khí lạnh, giảm nhiệt độ biến đổi đột ngột yếu tố khí tượng khác Trong đới front chuyển động khơng khí xuất thành phần thẳng đứng

Trường hợp quan trọng không khí nóng trượt lên cao, nghĩa đồng thời với chuyển động theo chiều nằm ngang, khơng khí nóng cịn chuyển động vượt lên cao nêm khơng khí lạnh Chính phát triển hệ thống mây cho mưa dọc theo mặt front có liên quan với tượng

Trong front nóng chuyển động trượt lên cao lớp khơng khí nóng dày Trên toàn mặt front xuất hệ thống mây cao tằng, tằng tích cho mưa dầm phạm vi rộng Trong front lạnh, chuyển động trượt lên cao khơng khí nóng bị hạn chế dải hẹp, đặc biệt trước nêm khơng khí lạnh nơi khơng khí nóng bị khơng khí lạnh đẩy lên cao Ởđây mây phần lớn có đặc tính mây vũ tích cho mưa rào dơng

Trong khí quyển, xốy thuận phát triển cịn xuất front tập hợp phức tạp kết hợp hai hay nhiều mặt front Đó front cố tù Chúng liên quan với hệ thống mây định

Một điều quan trọng tất front liên quan với rãnh trường khí áp Trong trường hợp front bất động, đường đẳng áp rãnh song song với front Nhưng

Vì vậy, qua front gió nơi đổi hướng theo chiều kim đồng hồ; chẳng hạn, trước front gió có hướng đơng nam, sau front gió sẽđổi hướng sang hướng nam, tây nam hay tây Vào mùa đông front lạnh nằm dọc theo rìa phía Nam áp cao Siberi Khơng khí lạnh cao áp Siberi di chuyển từ phía Nam Trung Quốc phía Việt Nam Front lạnh rãnh khuất nên song song với đường đẳng áp Dọc theo front lạnh hình thành hệ thống mây Ns, As rộng đến 500 km, kéo dài suốt dọc phía Nam cao áp Khi front lạnh di chuyển vào Việt Nam gây giảm nhiệt độ, khí áp tăng, gió chuyển hướng đông bắc, trời đầy mây

Đầu cuối mùa đơng hình thành mây vũ tích trước front lạnh cho mưa rào dông Trong phần trình bày trên, front coi mặt phẳng hình học đột biến Thực tế, front đới chuyển tiếp hẹp khối khí lạnh khối khí nóng Nhiệt độ front khơng có sựđột biến mà biến đổi nhanh đới front Điều có nghĩa front đặc trưng tăng gradien nằm ngang nhiệt độ Ở miền nhiệt đới, hiệu nhiệt độ front nhỏ dấu hiệu front hội tụ đường dòng

Ta biết, gradien nằm ngang nhiệt độ gần trùng với gradien khí áp nằm ngang, gradien khí áp tăng theo chiều cao, với tốc độ gió tăng Từđó ta thấy đới front nằm khơng khí nóng khơng khí lạnh, gradien ngang nhiệt độ đặc biệt lớn, gradien khí áp tăng mạnh theo chiều cao với tốc độ gió đạt tới giá trị lớn

Kết phía front biểu rõ, phần tầng đối lưu phần tầng bình lưu thường quan sát thấy dịng khí mạnh rộng khoảng vài trăm kilơmet với tốc độ

là 30m/s đến khoảng 150 – 300km/h dải mầu sẫm phần phía hình 6.18 Ở cao nữa, tầng bình lưu gradien nhiệt độ ngang có chiều ngược lại, gradien khí áp giảm tốc độ

gió giảm Tốc độ gió cực đại thường quan sát thấy gần đỉnh tầng đối lưu

Người ta gọi dịng khơng khí với tốc độ lớn 30m/s trở lên nằm gần đỉnh tầng

đối lưu nói dịng xiết Trong front cực, dòng chảy xiết thường thấy mực thấp Trong điều kiện định, dòng xiết quan sát thấy cảở tầng bình lưu Trên hình 6.18 hệ thống đường front mặt đất xoáy thuận di chuyển phía đơng bắc với dịng thăng trước front nóng, dịng giáng sau front lạnh cao áp dịng xiết với bình lưu nóng xốy nghịch trước front nóng, bình lưu lạnh sau front lạnh

Hình 6.18

khí lạnh giáng khu áp cao mặt đất, phía khu vực phân kỳ áp thấp dòng thăng theo dòng dẫn đường cao nên di chuyển từ tây sang đông, mũi tên kép hướng di chuyển xoáy thuận

Do front – front ôn đới front băng dương – chủ yếu nằm theo vĩ tuyến, khơng khí lạnh thường vĩ độ cao hơn, dòng xiết thường thấy vĩ độ cao Dịng xiết miền ơn đới thường thấy ởđộ cao khoảng – 12 km dòng xiết miền cận nhiệt nằm cao hơn, mực 15 – 16 km Rìa phía bắc dịng xiết có độ cong xốy thuận nằm

Chương 7

HỒN LƯU KHÍ QUYỂN

7.1 KHÁI NIỆM CƠ BẢN

Hệ thống dịng khơng khí Trái Đất quy mơ lục địa đại dương gọi hồn lưu chung khí Người ta phân biệt hồn lưu chung khí với hồn lưu địa phương Brigiơ (gió đất – biển) miền bờ biển, gió núi thung lũng, gió băng loại gió khác Các hồn lưu địa phương số khu vực có trùng hướng với dịng hồn lưu chung

Các đồ thời tiết hàng ngày cho thấy rõ phân bố dịng hồn lưu chung phạm vi lớn Trái Đất thời điểm biến đổi không ngừng phân bố Sựđa dạng hồn lưu chung khí chủ yếu khí thường xuyên xuất sóng xốy lớn phát triển chuyển động khác Đó hình thành nhiễu động khí – xốy thuận xốy nghịch nét đặc trưng hồn lưu chung khí Song chuyển động khí đa dạng phức tạp biến

đổi không ngừng trường áp trường gió tìm sốđặc tính lặp lại từ năm qua năm khác Những đặc tính phát nhờ phương pháp trung bình thống kê, nhiễu động hàng năm hồn lưu nhiều san

7.1.1 Đới khí áp đới gió mặt đất

Để hình dung phân bố khí áp theo đới người ta thường xác định giá trị khí áp theo vịng cung vĩ tuyến dãy số liệu trung bình nhiều năm khí áp trạm khí hậu vĩ tuyến bản:

Vĩđộ 80oN 60 30 10 10 30 60 80oS

Khí áp (mb) 1014 1012 1019 1012 1010 1012 1018 989 991

Hướng gió NE SW NE ENE ESE SE NW SE

Nếu coi Trái Đất hành tinh, nghĩa coi khơng có phân biệt lục địa biển ta có đới khí áp đới gió hành tinh minh họa hình 7.1 Dịng hướng gió thịnh hành mặt đất đới vĩ độđã dẫn Cần lưu ý, ởđây chưa loại trừ thành phần kinh hướng

Ở hai Bán Cầu hai đới áp cao cận nhiệt, hai đới áp thấp ôn đới hai đới áp cao cực Trên thực tế lục địa biển chia cắt đới khí áp thành trung tâm khí áp Từ rìa hướng phía xích đạo áp cao cận nhiệt hai bán cầu gió thổi phía đới áp thấp xích đạo Hai đới gió hai đới tín phong Tín phong Bắc Bán Cầu có hướng đơng bắc, cịn tín phong Nam Bán Cầu có hướng đơng nam tác động lực Coriolis (lực lệch hướng

quay Trái Đất) phía phải chuyển động Bắc Bán Cầu phía trái chuyển động

Hình 7.1

Các đới gió đới khí áp hành tinh mặt đất

Từ rìa hướng phía cực áp cao cận nhiệt khơng khí nhiệt đới thổi miền ơn đới cịn khơng khí lạnh khơ miền ôn đới thổi phía cận nhiệt nhiệt đới Từ áp cao cực phía miền ơn đới gió đơng bắc Bắc Cực đơng nam Nam Cực

Ở miền vĩđộ trung bình, hệ thống front băng dương front cực hoạt động mạnh (đường sóng hình 7.1) Phía bắc front khối khí cực băng dương lạnh xâm nhập sâu phía nam Phía nam front cực dịng khí nóng ẩm di chuyển phía cực nâng từ từ lên cao tạo hệ thống mây mưa gần front nơi thịnh hành bình lưu khơng khí theo chiều ngang

Đới gió mặt đất liên quan với vịng hồn lưu theo chiều thẳng đứng (Hình 7.1)

Ở miền nhiệt đới bán cầu vịng hồn lưu Hadley, vịng hồn lưu cấu thành nhánh phía tín phong thổi từ hai trung tâm cao áp cận nhiệt (30o) về phía

xích đạo, đưa khơng khí nóng từ miền cận nhiệt phía xích đạo hội tụ vào dải áp thấp xích

đạo bốc lên cao dải mây tích Nhánh dịng khí cao thổi từ xích đạo phía cận nhiệt phản tín phong Khi tới vĩ độ 30o hai bán cầu nhánh dịng khí cao giáng xuống tạo thành dịng hồn lưu khép kín

Trong q trình di chuyển đại dương nóng ẩm, khơng khí tín phong sẽẩm lên nhiệt độ tăng Khi tới xích đạo tín phong hai bán cầu gặp bốc lên cao tạo dịng thăng dải áp thấp xích đạo, nơi thịnh hành đối lưu, dịng khơng khí nóng ẩm bốc lên cao dải hội tụ nhiệt đới tạo nên hệ thống mây tích cho mưa rào nhiều có dơng Ở phía cao vịng hồn lưu Hadley, khơng khí thổi phía cực, ngược hướng với tín phong thấp giáng xuống vĩđộ 30o Có giả thuyết cho rằng dòng giáng

tạo nên áp cao cận nhiệt Khơng khí nóng ẩm từ miền cận nhiệt đới thổi theo hướng phía cực, bốc lên cao front cực Ở phía bắc front khơng khí lạnh từ miền ơn đới xâm nhập xuống miền cận nhiệt nhiệt đới Đây khu vực thịnh hành chuyển

Trên cao, phân bố khí áp đơn giản nhiều so với mặt đất: cực áp thấp hành tinh có tâm cực với đới gió tây dịng xiết gió tây miền vĩ độ trung bình rìa áp thấp Ở

phần rìa hướng phía xích đạo áp thấp hành tinh cao áp cao cận nhiệt kéo dài theo vĩ tuyến với dịng khí hướng đơng miền nhiệt đới phía hướng xích đạo áp cao liên quan với dịng xiết gió đơng (Hình 7.9) Ở phần rìa hướng phía cực dịng gió tây cận nhiệt với dịng xiết cận nhiệt đới nằm gần đỉnh tầng đối lưu nhiệt đới Hai dòng xiết, dòng xiết cận nhiệt (SJ: Subtropical Jet Stream) nằm nơi đứt đoạn đỉnh tầng đối lưu nhiệt đới, kết hội tụ đới gió tây cao miền ơn đới đới gió tây nam rìa phía bắc cao áp cận nhiệt Dòng xiết mạnh dòng xiết cực (PJ: Polar Jet Stream) dịng xiết đới gió tây rìa hướng phía xích đạo xốy thuận hành tinh Trên cao, dòng xiết mạnh mở rộng Hai dịng xiết nguồn dự trữ lượng cho xoáy nhỏ mặt đất

Tình hình nói khơng xảy vĩđộ thấp Điều khí áp cao phần tầng đối lưu xích đạo Đới cao áp cận nhiệt theo chiều cao xê dịch

phía xích đạo, song trục phần tầng đối lưu nằm xa xích đạo Từ ta thấy đới hẹp gần xích đạo, chủ yếu nằm bán cầu mùa hè, gradien khí áp kinh hướng

phần tầng đối lưu hướng phía xích đạo Điều có nghĩa là, đây, phần tầng đối lưu phần tầng bình lưu gió đơng chiếm ưu

Vào mùa hè tầng bình lưu, phân bố trung bình nhiệt độ theo kinh tuyến ngược với phân bố nhiệt độở tầng đối lưu Tầng bình lưu cực nóng tầng bình lưu miền nhiệt đới nhiều Bắt đầu từ mực 12 – 14km nhiệt độ thấp quan sát thấy xích đạo, nhiệt cao cực Vì vậy, gradien khí áp kinh hướng tầng bình lưu mùa hè theo chiều cao đổi sang hướng từ cực phía xích đạo Song biến đổi không bắt đầu từđỉnh tầng đối lưu Ban đầu, gradien khí áp kinh hướng yếu ảnh hưởng gradien nhiệt độđã đổi hướng chỉởđộ cao 18 – 20km có hướng ngược lại Xốy nghịch cực xuất hình thành gió đơng thịnh hành mực cao 20km Trên bán cầu mùa hạ tượng có tên quay gió tầng bình lưu Sự phân bố nhiệt độ tầng bình lưu vào mùa đơng phức tạp vào mùa hè Mùa

đông tầng bình lưu cực gần lạnh tầng bình lưu miền nhiệt đới Thực ra, từ xích

đạo phía vĩđộ trung bình nhiệt độ tăng, cịn từ vĩđộ trung bình phía cực lại giảm Trong đới gió tây thường quan sát thấy sóng lớn với bước sóng tới vài nghìn kilơmet Chúng biểu rõ cảở phần tầng đối lưu, đồ tính trung bình qua số ngày Vào thời điểm có khoảng – sóng bao quanh Trái Đất Trong sóng dài này, ngồi thành phần hướng tây chuyển động, khơng khí cịn có thành phần kinh hướng với hướng phía vĩđộ cao vĩđộ thấp xen kẽ Sóng dài di chuyển từ tây sang đơng với tốc độ chậm so với đới gió tây

7.2 NHỮNG TRUNG TÂM HOẠT ĐỘNG VÀ FRONT KHÍ QUYỂN Sự hình thành biến đổi thời tiết chịu ảnh hưởng lớn hoạt động xoáy thuận (khu áp thấp) xoáy nghịch (khu áp cao) Và đặc trưng khí hậu khu vực định chịu ảnh hưởng lớn trung tâm áp cao áp thấp (còn gọi trung tâm hoạt động khí quyển, thể đồ khí hậu học phân bố khí áp)

Sự có mặt trung tâm hoạt động đồ trung bình nhiều năm xét khơng có nghĩa nơi Trái Đất quanh năm hay suốt mùa tồn xoáy thuận xoáy nghịch ổn định Thực tế xoáy thuận xốy nghịch khí di chuyển tương đối nhanh Những đồ khí hậu cho phép kết luận số nơi Trái Đất, xoáy thuận chiếm ưu so với xoáy nghịch ởđó đồ thường thấy trung tâm hoạt động với khí áp thấp (chẳng hạn khu áp thấp Island Bắc Đại Tây Dương) Ngược lại, nơi khác, xoáy nghịch thấy thường xuyên xoáy thuận đồở nơi có trung tâm hoạt động với khí áp cao

Trên đồ tháng (Hình 7.2) phân biệt rõ dải áp thấp xích đạo với khí áp nhỏ 1015mb Trong dải áp thấp có ba khu vực áp thấp riêng biệt với đường đẳng áp khép kín Nam Mỹ, Nam Phi, châu Úc Inđơnêsia Khí áp trung tâm khu vực nhỏ 1010mb Cần lưu ý nơi có khí áp thấp dải áp thấp xích đạo vào tháng khơng nằm xích đạo, mà nằm tương đối xa xích đạo khoảng vĩ tuyến 15oS

trên lục địa bịđốt nóng thuộc Nam Bán Cầu (khi ởđây mùa hè)

Hình 7.2

Trường áp hệ thống dịng khí mặt đất Tháng Đường đẳng áp (đường liền); Đường chí tuyến bắc chí tuyến nam, ranh giới vịng cung cực (đường gạch) – Front Băng Dương; – Front cực; – Front tín phong hay đoạn front cực miền cận nhiệt nhiệt đới

mùa đơng cịn gọi cao áp Sibêri, thống trị phạm vi rộng lớn từĐông Âu tới Biển

Đơng, từ dun hải phía bắc Đơng Á tới miền nam Trung Quốc với sống cao áp lấn tới Đơng Dương có cường độ mạnh Trái Đất (khí áp vùng trung tâm cao áp Mơng Cổ có giá trị trung bình 1036mb, đồ synơp hàng ngày lên tới 1050 – 1080mb) Cao áp châu Á hình thành khơng nguyên nhân nhiệt lực mà bổ sung cao áp kết thúc từ chuỗi xoáy thuận front Băng Dương front cực Chính vậy, cao áp lạnh mở rộng phạm vi tăng cường sau thu hẹp giảm yếu

Các cao áp cận nhiệt cao áp nóng tầm cao lan đến mực 200mb với trục nghiêng

phía khu vực có nhiệt độ cao Trên đồ tháng (Hình 7.3), cao áp cận nhiệt Tây Thái Bình Dương chia thành số trung tâm áp cao Trên cao, từ mực 500mb trở lên áp cao chia thành ba trung tâm, hai biển nằm phía cao nguyên Tibet, áp cao nằm phía áp thấp Nam Á

Ở miền ôn đới miền cận cực Nam Bán Cầu phía nam dải áp cao cận nhiệt đới dải áp thấp liên tục, có trung tâm riêng biệt Ở vĩ độ tương tự

thuộc Bắc Bán Cầu có khu vực áp thấp đại dương Island Bắc Đại Tây Dương Aleut bắc Thái Bình Dương với khí áp trung tâm thấp 1000mb Trên lục địa châu Á, khu vực Bắc Mỹ áp cao mùa đông nhắc đến áp cao Canada với khí áp tâm lớn 1020mb

Ở miền cực, khí áp cao so với miền cận cực Khu cao áp lục địa châu Nam Cực xoáy nghịch châu Nam Cực, biểu đặc biệt rõ Ở Bắc Bán Cầu khí áp cao miền ơn đới chênh lệch khí áp khơng lớn Trên Greenland có đường đẳng áp khép kín với trị số

1000mb, giới hạn khu vực có khí áp tương đối cao

Vào tháng (Hình 7.3), khu áp thấp xích đạo di chuyển phía bắc khí áp thấp Trái Đất khơng phải Nam Bán Cầu mà Bắc Bán Cầu vào tháng mùa hè Các trung tâm thấp áp lục địa đốt nóng thuộc Bắc Bán Cầu nên di chuyển xa lên phía bắc

Hình 7.3

Các dải cao áp miền cận nhiệt đới biểu rõ Nam Bán Cầu vào tháng (mùa đơng) Các xốy nghịch cận nhiệt miền nhiệt đới cận nhiệt bao trùm ba đại dương mà lan lục địa lạnh Mùa hè Bắc Bán Cầu, xoáy nghịch mặt đất thấy hai đại dương Trên đồ ta thấy rõ trung tâm phía bắc so với vị trí vào mùa đơng có cường độ lớn Ngược lại với tháng 1, lục địa miền cận nhiệt khí áp giảm

Ở vĩđộ cao hơn, khí áp cịn thấp Như vậy, miền ơn đới cận cực Bắc Bán Cầu, khu vực áp thấp địa phương (nông nhiều so với khu vực áp thấp đại dương vào mùa đông) khu vực áp thấp lục địa tạo nên dải áp thấp cận cực liên tục bao quanh bán cầu Ở phía bắc dải áp thấp khí áp tăng tăng

Ở Nam Bán Cầu vào tháng tháng thường phân biệt dải thấp áp cận cực xoáy nghịch lục địa châu Nam Cực

Tóm lại, tính địa đới phân bố khí áp thường bị phá vỡ khí áp lục địa vào mùa đơng tăng, vào mùa hè giảm Mùa đông, lục địa khí áp tăng cao chí

miền ơn đới miền cận cực (nơi khí áp nói chung thấp) Mùa hè, lục địa khí áp giảm, chí miền cận nhiệt (nơi khí áp nói chung cao)

Trước có giả thiết cho miền cực, xoáy nghịch cốđịnh hay chiếm

ưu so với xoáy thuận đến mức đồ trung bình nhiều năm tồn trung tâm hoạt động tương đối mạnh với khí áp cao – xốy nghịch cực Hiện nay, kết thống kê trường áp cho thấy rõ Bắc Cực, thịnh hành xoáy nghịch so với xốy thuận nhỏ, đồ trung bình nhiều năm xốy nghịch Bắc Cực khơng biểu rõ

Xốy nghịch châu Nam Cực tính trung bình biểu rõ nhiều so với xoáy nghịch Bắc Cực Vấn đề đặc biệt phức tạp độ cao mực biển lớn thân lục địa châu Nam Cực (cũng Island, Greenland) với nhiệt độ bề mặt băng thấp nên việc đưa khí áp mực biển dẫn tới kết so sánh với giá trị khí áp mực biển đại dương vùng đất thấp Trên đồ trung bình hàng tháng mực 700mb, xốy nghịch vùng phía đơng châu Nam Cực tồn quanh năm

7.2.2 Các front khí hậu học

Như ta biết khơng khí tầng đối lưu ln phân chia thành khối khí ngăn cách front khí Vị trí trung bình nhiều năm front vào mùa khác front khí hậu học Có thể xác định chúng đồ trung bình nhiều năm tương tự xác định trung tâm hoạt động khí Thực tế, hàng ngày vị trí số

lượng front khác biệt nhiều so với phân bố trung bình nhiều năm Front thường xuyên xuất hiện, di chuyển tan hoạt động xoáy thuận

xuất chúng với xâm nhập không khí băng dương chúng xâm nhập phía miền vĩđộ thấp

Ở vĩ độ thấp hơn, 30oN 50oN ta thấy dãy front cực phân cách khu

vực thịnh hành khối khí ơn đới với khu vực thịnh hành khối khí nhiệt đới Front cực qua Đại Tây Dương theo rìa phía bắc vùng áp thấp Island Ở châu Á front cực nằm gần dọc theo giới hạn phía bắc cao nguyên Tibet hai front Thái Bình Dương có nhánh front cực vịng qua Bắc Việt Nam tới miền Đông Á với chuỗi xoáy thuận Đài Loan, Nhật Bản xoáy thuận trung tâm Aliut front miền nam nước Mỹ Vị trí trung bình front cực rõ giới hạn phía nam thịnh hành khối khí cực Trong trường hợp, front cực dĩ nhiên khơng nằm trùng vị trí trung bình nhiều năm Những đoạn đứt front Bắc Băng Dương front cực đồ cho ta thấy khu vực khơng khí xâm nhập xuống vĩđộ thấp hay lên vĩđộ cao với tần suất lớn, ởđây front cực bị mờđi

Tương tự, Nam Bán Cầu có front Nam Băng Dương (khơng có đồ) bốn front cực vĩđộ 40 – 50o đại dương

Ở miền nhiệt đới, dải hội tụ nhiệt đới dải hội tụ tín phong hai bán cầu, khơng có

khác biệt nhiệt độ rõ rệt nên coi front nhiệt đới quan niệm trước

Tháng front Bắc Băng Dương Nam Băng Dương nằm gần vị trí tháng Front Nam Băng Dương vào tháng (mùa đông) nằm cách xa lục địa châu Nam Cực mùa hè nhiều, front Bắc Băng Dương vào tháng (mùa hè) di chuyển phía vĩđộ cao Front cực Bắc Bán Cầu vào tháng dịch chuyển phía hướng bắc so với vị trí tháng Đặc biệt lục địa bịđốt nóng, vị trí trung bình front cực ởđây vào tháng khoảng vĩ tuyến 50oN Front cực ở Nam Bán Cầu tháng nhiều di chuyển về phía xích đạo nằm ở

vĩđộ 30 – 40oS

Như vậy, Bắc Bán Cầu từ tháng đến tháng tất front khí hậu nhiều di chuyển phía cực, cịn từ tháng đến tháng di chuyển phía xích đạo, Nam Bán Cầu có di chuyển ngược lại so với Bắc Bán Cầu

Vị trí front đồ trung bình rõ ranh giới khu vực năm thịnh hành khối khí thuộc loại loại khu vực từ mùa đông sang mùa hè từ mùa hè sang mùa đơng khối khí thuộc loại địa lý thay khơng khí thuộc loại địa lý khác

7.3 HOÀN LƯU Ở MIỀN NGOẠI NHIỆT ĐỚI

Theo quan điểm địa lý, miền ngoại nhiệt đới miền nằm hai chí tuyến 23o30 bán cầu Miền nhiệt đới phần cịn lại Trái Đất hai phía xích đạo kể miền xích

đạo

Như trình bày, miền ngoại nhiệt đới thịnh hành vận chuyển hướng tây khơng khí Điều biểu rõ nét phần tầng đối lưu Song dịng khơng khí ởđây biến đổi thường xuyên nhanh hoạt động xoáy thuận, vận chuyển hướng tây chiếm ưu kết thống kê tác động tổng hợp nhiễu động khí xuất miền

Đặc điểm chủ yếu hồn lưu khí miền ngoại nhiệt đới đặc biệt miền ôn

đới hoạt động mạnh mẽ xoáy thuận

Người ta gọi hoạt động xoáy thuận xuất hiện, phát triển di chuyển thường xun nhiễu động khí qui mơ lớn với khí áp thấp khí áp cao – xốy thuận xốy nghịch Mọi dịng khơng khí có qui mô lớn miền ngoại nhiệt đới liên quan với nhiễu động khí

Ta xét đặc điểm phân bố khí áp gió xốy thuận xốy nghịch gần mặt đất cao Dĩ nhiên, điều kiện thực khí phức tạp sơđồ mà ta xét Chẳng hạn, đường đẳng áp xoáy thuận xoáy nghịch

mặt đất nói chung có dạng trịn hay bầu dục dù chúng đường cong hình học Gradien khí áp, tốc độ gió, góc lệch gió so với gradien khác xốy thuận khác nhau, thời kỳ phát triển khác xoáy thuận phần khác xoáy thuận Tuy nhiên, ngun lý trình bày áp dụng với xoáy thuận xoáy nghịch

7.3.1 Hoạt động xoáy thuận ngoại nhiệt đới

Hàng năm, miền ngoại nhiệt đới thuộc bán cầu có đến trăm xốy thuận phát sinh Kích thước xốy thuận ngoại nhiệt đới lớn Xoáy thuận phát triển mạnh có đường kính – nghìn km Ta thấy xốy thuận ảnh mây vệ tinh hình 7.4

Hình 7.4

Hai chuỗi xoáy thuận ngoại nhiệt đới khoảng (30oN, 100oE) (30oN, 100oE) phát triển vĩđộ 30oN Bão Susan (A) bão mạnh (typhoon) Rita (B), Phyllis (C) Tess (D) giai đoạn phát triển khác Trên ảnh vệ tinh ESSA chụp miền Tây Bắc Thái Bình Dương ngày 13/7/1972

Có thể coi q trình xuất mặt front sóng lớn có bước sóng khoảng 1000km hay Trong trình xuất sóng đột biến nhiệt độ gió front tác động lệch hướng quay Trái Đất lên dịng khơng khí đóng vai trị định Ta thấy biểu hoạt động xốy thuận ngoại nhiệt đới thơng qua hệ thống mây thành dải sóng front (dải mây trắng), khác với hệ thống mây tích bão nhiệt đới (Hình 7.5)

Hình 7.5

Sự biến dạng theo ba chiều mặt front có nhiễu động sóng front (a), xốy thuận nhiễu động sóng đoạn front lạnh kéo dài sau áp thấp cố tù (b) với dòng khí lạnh (1) dịng khí nóng (2)

Hình.7.6

Các giai đoạn phát triển xoáy thuận front ngoại nhiệt đới – Tâm áp thấp – Dịng xiết ; – Khơng khí lạnh – Khơng khí nóng

Trên hình 7.6a ta thấy sóng front khơng gian ba chiều phần đường front di chuyển phía khơng khí nóng front lạnh (đường cưa)

Đoạn front di chuyển phía khơng khí lạnh front nóng (đường nối nút hình trịn) Mặt front lạnh vồng lên khơng khí lạnh di chuyển nêm phía khơng khí nóng Cịn mặt front nóng bị kéo dài phía trước bị ép xuống Đoạn front di chuyển

phía khơng khí nóng front lạnh Nhiễu động front thường xảy trước dạng sóng hình 7.6b Cùng với nhiễu động sóng front ởđỉnh sóng khí áp giảm tạo nên xoáy thuận khơi sâu dần Trong giai đoạn đầu hình thành mây dạng sóng sơđồ trường mây front xốy thuận (Hình 7.6a,b)

Nếu điều kiện thuận lợi áp thấp tiếp tục khơi sâu, gió mạnh lên, front lạnh thường di chuyển nhanh front nóng nên khoảng cách đường front lạnh front nóng thu hẹp lại tạo khu nóng, khu vực nằm front nóng front lạnh Đó giai đoạn xốy thuận tiếp tục khơi sâu, phần front lạnh đuổi kịp nhập với front nóng tạo front cố tù Trong giai đoạn xốy thuận cố tù (Hình 7.7c), cường độ xốy thuận đạt cực đại; gió có tốc độ

mạnh nhất, khí áp tâm xốy thấp Tiếp tục phát triển, đoạn front cố tù kéo dài thêm uốn vịng ngược chiều kim đồng hồ theo chiều dịng khí xốy thuận Cùng với

giảm chênh lệch nhiệt độ theo chiều ngang giảm khơng khí nóng bị đẩy lên cao nằm khơng khí lạnh vùng trung tâm, áp thấp đầy lên, độ xốy giảm yếu (Hình 7.6d) Tiếp khu áp thấp dần biến hệ thống mây mưa giảm yếu, xoáy thuận tan dần

Trên front cực front băng dương đồng thời thấy – xốy thuận tạo thành chuỗi xốy, thơng thường phía đơng bắc xốy thuận nằm giai đoạn phát triển sau (giai đoạn cố tù) minh hoạ hình 7.7 ảnh mây vệ tinh hình 7.8 Giữa xốy thuận chuỗi, rãnh sóng front thường hình thành xoáy nghịch trung gian, di chuyển với xốy thuận thường chuyển lệch phía vĩđộ thấp Những xoáy nghịch trung gian thường yếu biểu rõ

xoáy thuận với xoáy nghịch trung gian xoáy nghịch kết thúc thường nằm phía tây nam thường tạo nên chuỗi xoáy người ta thường gọi chuỗi xốy thuận(Hình 7.7, 7.8)

Hình 7.7

Mơ hình chuỗi xốy thuận ngoại nhiệt đới với bốn xốy thuận ởđỉnh sóng, ba xốy nghịch trung gian xoáy thuận xoáy nghịch kết thúc cuối chuỗi xốy

Hình 7.8

Hệ thống mây chuỗi xoáy thuận ngoại nhiệt đới với hai xốy thuận ởĐơng Á ảnh nhìn thấy tháng – 1981

Front không qua trung tâm mặt đất xốy nghịch mà nằm vùng rìa phía nam xốy nghịch Hình với tượng giáng xuống “lắng” tăng nhiệt độ khơng khí tạo nên thời tiết điển hình xốy nghịch – thời tiết mây khơ Hệ thống mây mưa hình thành rìa xốy nghịch dọc theo front lạnh

Về phía bắc hay tây bắc chuỗi xốy thuận, khơng khí cực phát triển xốy nghịch mạnh có kích thước lớn gọi xoáy nghịch kết thúc đạt tới miền cận nhiệt Đến

đây, hoạt động chuỗi xoáy thuận ngừng lại

Chuỗi xốy đóng vai trị quan trọng vận chuyển khối khí lạnh khơ phía xích

đạo khơng khí nóng ẩm phía cực, bảo đảm cân nhiệt, ẩm khối lượng khối khí vĩ độ thơng qua q trình biến tính Khi xốy thuận phát triển mạnh front, khối khí front phân chia chúng di chuyển cách vị trí ban đầu xa khơng trở lại vị trí ban đầu

Ở phần xốy thuận chuỗi xốy, khơng khí cực lạnh thâm nhập sâu xuống vĩ độ thấp, mặt khác xoáy nghịch kết thúc tạo nên thâm nhập mạnh khơng khí cực vào miền cận nhiệt Khi khơng khí cực nóng lên mặt đất, chuyển

Hình 7.9

Sơđồ bốn chuỗi xốy thuận ngoại nhiệt đới hình thành phần trước rãnh cao xoáy thuận hành tinh mực tầng đối lưu (500mb, khoảng 5km) (đường liền – đường đẳng cao mực 500mb) Rìa xốy thuận hành tinh áp cao cận nhiệt Dịng xiết đới gió tây ơn đới rìa xốy thuận hành tinh

Ở rìa phía bắc áp cao cận nhiệt dịng xiết cận nhiệt đới, phía nam áp cao cận nhiệt dịng xiết gió đơng nhiệt đới

Đồng thời, khơng khí nhiệt đới di chuyển phía vĩ độ cao phần đầu xoáy thuận

đang phát triển Thực ra, mặt đất, khơng khí nhiệt đới khơng thâm nhập sâu vào khu nóng Trong q trình chập front lạnh front nóng xốy thuận, khơng khí nhiệt đới bị đẩy khỏi mặt đất lên tầng cao tầng đối lưu, nói Song cao, tiếp tục di chuyển phía vĩđộ cao thâm nhập đặc biệt sâu vào xốy thuận trung tâm Khi khơng khí nhiệt đới lạnh cuối biến tính thành khối khí cực Thường chuỗi xốy hình thành phát triển phía đơng rãnh cao hệ thống sóng dài sơđồ minh hoạ hình 7.9

7.3.2 Cấu tạo hệ thống thời tiết xoáy thuận front

Xoáy thuận ngoại nhiệt đới khu vực áp thấp, áp thấp tâm, phía ngồi rìa khí áp tăng, dịng khí thổi ngược chiều kim đồng hồ hội tụ vào tâm áp thấp

Xoáy thuận ngoại nhiệt đới hình thành hai khối khí: khối khí lạnh thường phía bắc khối khí nóng phía nam hệ thống front minh hoạ hình 7.10 Trên front lạnh nằm dọc theo rãnh phía nam đường xốy (tính theo hướng di chuyển từ tây sang đơng xốy thuận di chuyển phía khơng khí nóng) Front nóng nằm dọc theo rãnh phía đầu xốy di chuyển phía khơng khí lạnh Do khơng khí lạnh sau front lạnh có dạng nêm, nên di chuyển phía trước đẩy khơng khí nóng lên cao tạo thành hệ thống mây dọc theo front lạnh với chiều ngang hệ thống mây khoảng 100 – 200 km Dạng mây minh hoạ

Hình 7.10

Mơ hình xoáy thuận (J.Bjerknes, Solberger, 1921) Phần trên: xoáy thuận với front lạnh front nóng mặt ngang Phần dưới: mặt cắt thẳng đứng theo đường IJ với hệ thống mây front Mũi tên từ tâm xoáy hướng di chuyển xoáy thuận

Các hệ thống mây cho mưa dầm Khi khơng khí nóng đủ ẩm hình thành dải mây vũ tích phía trước front nóng front lạnh cho mưa rào dơng Hệ thống mây front lạnh miền Bắc Việt Nam có sốđặc trưng riêng Do front lạnh ởđây nằm dọc theo rãnh khuất (rãnh có cánh rãnh thấp trục rãnh) ngồi rìa cao áp lạnh Đơng Á (áp cao Sibêri), nên hệ thống mây thường mây tằng (St) cho mưa nhỏ Chỉ vào đầu cuối mùa đơng khơng khí trước front đủ nóng, ẩm front di chuyển nhanh gây tốc độ dịng thăng lớn nên tạo dải mây tích trước front cho mưa rào dơng

Tuy nhiên, xốy thuận xốy nghịch tầm cao chuyển động, lan suốt chiều dày tầng đối lưu, đường đẳng áp dòng khơng khí cao khơng theo hướng vĩ tuyến di chuyển với thành phần hướng phía nam hay phía bắc lớn Rất dịng dẫn đường có hướng đơng; xốy thuận chuyển động từ đơng sang tây cách bất thường

Tốc độ di chuyển xốy thuận nhỏ tốc độ dịng dẫn đường khoảng 25 – 35% Tính trung bình, tốc độ khoảng 30 – 40km/h Có trường hợp đại lượng đạt tới 80km/h hay Trong thời kỳ cuối cùng, xoáy thuận đầy lên, tốc độ di chuyển giảm, giảm đột ngột

Mặc dù tốc độ xốy thuận khơng lớn lắm, qua vài ngày xốy thuận

di chuyển khoảng cách đáng kể khoảng vài nghìn km biến đổi thời tiết đường

đi xốy thuận

Khi xốy thuận qua, gió mạnh lên hướng thay đổi Nếu rìa phía nam xốy thuận

đi qua vùng đó, gió thay đổi hướng từ hướng nam sang tây nam tây bắc

Nếu rìa phía bắc qua địa phương gió thay đổi từ hướng đơng nam sang hướng đông

trưng tăng lượng mây giáng thuỷ Phần đầu xoáy thuận có giáng thuỷ dầm rơi từ đám mây chuyển động trượt lên cao front khép kín

Ở phần xốy thuận có giáng thuỷ rào rơi từ đám mây vũ tích đặc trưng cho front lạnh chủ yếu đặc trưng cho khối khí lạnh thâm nhập vào phần xốy thuận

phía vĩ độ thấp Ở phần phía nam xốy thuận đơi có giáng thuỷ phùn khối khí nóng Một chuỗi xốy thuận bao gồm xốy thuận xen kẽ xoáy nghịch Cuối chuỗi xốy xốy nghịch kết thúc với xâm nhập lạnh phía vĩđộ thấp

Thường xoáy thuận ngoại nhiệt đới di chuyển từ tây sang đơng nên dựđốn dần tới xốy thuận theo giảm khí áp trước front nóng có thay khơng khí lạnh trước front nóng khơng khí nóng khu nóng theo đám mây xuất chân trời phía tây Đó đám mây ti nguồn gốc front chuyển động thành dải song song Do viễn cảnh, dải mây dường toả từđường chân trời Sau đám mây ti mây ti tằng, mây cao tằng dầy, cuối mây vũ tằng với mảnh mây vũ tích kèm theo Tiếp theo, phần xốy thuận, khí áp tăng, cịn mây có đặc tính biến đổi nhanh: mây tích mây vũ tích xen kẽ với khu vực quang mây 7.3.3 Xoáy nghịch front

Giữa xoáy thuận chuỗi xoáy thường xuyên xuất phát triển xoáy nghịch di động Kích thước tốc độ di chuyển xốy nghịch gần xoáy thuận, song giai đoạn phát triển sau xốy nghịch thường chuyển động tồn trạng thái lâu xoáy thuận Hướng di chuyển xoáy nghịch chủ yếu xác

định hướng dòng dẫn đường từ tây sang đông miền ngoại nhiệt đới Song khác với xoáy thuận, xoáy nghịch di chuyển, thành phần hướng phía vĩ độ thấp, xốy nghịch thường di chuyển theo hướng đơng nam Do xảy tượng tập trung xoáy nghịch vĩđộ cận nhiệt nhiệt đới Điều thể rõ dải cao áp cận nhiệt qua đồ phân bố khí áp trung bình nhiều năm Mùa đông, phát triển tập trung mạnh lên xoáy nghịch chiếm ưu lục địa lạnh miền ôn đới Hiện tượng thường xảy ởĐơng Á, nơi cao áp Sibêri có quy mô lớn Trái Đất kết trình phối hợp với tác động nhiệt lực bề mặt băng tuyết lạnh giá khu vực Đơng Bắc Á

Front hình thành rìa xốy nghịch, có đặc tính front lạnh Khi xốy nghịch phát triển, lớp khơng khí dầy giáng xuống dẫn tới nóng lên động học hình thành lớp nghịch nhiệt Khơng khí khơ xa trạng thái bão hồ dẫn tới hình thành thời tiết mây khơ phần trung tâm xoáy nghịch Chỉở lớp vào thời gian lạnh ngày năm phát sinh sương mù mây tầng thấp liên quan với q trình khơng khí lạnh mặt đất phát xạ Các đám mây tằng hình thành tầng cao phía tầng nghịch nhiệt Hệ thống mây tằng phủ kín bầu trời liên quan với front lạnh cho mưa vừa, mưa nhỏ Trong trường hợp front lạnh di chuyển nhanh, độ nghiêng front lớn khơng khí nóng trước front lạnh nóng ẩm, trước front lạnh hình thành dải mây vũ tích cho mưa rào dơng trường hợp front lạnh Bắc Việt Nam vào đầu cuối mùa đông

7.4 TÍN PHONG

Ở miền nhiệt đới, đặc điểm khác biệt chếđộ xạ chếđộ nhiệt dẫn đến khác biệt đáng kể đặc điểm hoàn lưu so với miền ngoại nhiệt đới Trên hầu khắp miền nhiệt đới tia xạ mặt trời quanh năm chiếu thẳng góc với mặt đất tạo nên nhiệt cao đồng Chính vậy, miền nhiệt đới nguồn nhiệt, từđây nhiệt vận chuyển phía hai cực Mặt khác, đồng nhiệt dẫn tới đồng trường áp Gradien khí áp miền nhiệt đới – 2mb/100km, nửa gradien khí áp ngang miền ngoại nhiệt đới (3 – 5mb/100km), trừ trường hợp bão gradien khí áp ngang đạt tới giá trị lớn 20mb/100km với tốc độ gió bão 100m/s Tiến gần tới xích đạo lực Coriolis nhỏ dần, thích ứng trường áp trường nhiệt giảm đến mức dùng hệ thức địa chuyển để tính tốc độ gió từ gradien khí áp

Với đặc điểm trên, hình thời tiết miền nhiệt đới có cấu trúc, ngun nhân hình thành nhưđặc điểm di chuyển, phát triển có phần khác biệt so với hệ thống thời tiết miền ngoại nhiệt đới Ở miền nhiệt đới, hệ thống thời tiết điển hình tín phong, gió mùa, dải hội tụ nhiệt đới bão, hệ thống thời tiết gây ảnh hưởng lớn thời tiết miền nhiệt đới

Ở miền nhiệt đới hệ thống gió có quy mơ lớn tín phong Tín phong dịng khí ổn

định thổi từ phần hướng phía xích đạo cao áp cận nhiệt Từ trục cao áp cận nhiệt bán cầu đến trục dải áp thấp xích đạo hai đới tín phong rộng lớn hướng đông bắc Bắc Bán Cầu đông nam Nam Bán Cầu Đó nhánh thấp vịng hồn lưu Hadley (Hình 7.1) Đây hệ thống gió mặt đất ổn định Trái Đất với tần suất thịnh hành 80 – 90% tốc độ gió trung bình mùa đơng tới 4,3 m/s 2,4m/s vào mùa hè Tốc độ gió trung bình khơng tính đến hướng đạt tới – 8m/s Do phía đơng áp cao cận nhiệt (ở phía đơng đại dương) nghịch nhiệt tín phong hạ thấp bình lưu lạnh miền vĩđộ cao, mây tích bị ngăn chặn phát triển theo chiều cao Từ phía cực tây cao áp cận nhiệt dịng khí nóng thổi từ phía xích đạo phía vĩđộ cao nên tầng nghịch nhiệt nâng cao, mây tích phát triển theo chiều cao, xuyên thủng tầng nghịch nhiệt phát triển mạnh thành mây vũ tích cho mưa rào dơng

7.5 GIĨ MÙA

Theo Khrơmov: “Gió mùa chế độ dịng khí hồn lưu chung khí phạm vi đáng kể bề mặt Trái Đất, nơi gió thịnh hành chuyển ngược hướng hay gần ngược hướng từ mùa đông sang mùa hè từ mùa hè sang mùa đơng” Khrơmov đưa khái niệm góc gió mùa góc hướng gió thịnh hành mùa đông mùa hè 120o – 180o Dựa vào tiêu chuẩn tần suất gió thịnh hành chia thành: khu vực có xu

gió mùa với tần suất hướng gió thịnh hành < 40%, khu vực gió mùa với tần suất gió thịnh hành từ 40 – 60% khu vực gió mùa điển hình tần suất gió thịnh hành > 60%

Hình 7.11

Phân vùng gió mùa S.P.Khromov (1957) Đường đậm nét (EF) ranh giới phía bắc khu vực có tần suất chuyển đổi nhỏ xoáy thuận xoáy nghịch vào mùa hè mùa đông Bắc Bán Cầu (Klein, 1957) Phần giới hạn hình chữ nhật (ABCD) khu vực gió mùa Đông Á (bao gồm: Việt Nam, Lào, Campuchia, Thái Lan, Brunei, tây Malayxia Singapo) theo số liệu (Ramage, 1971) – Khu vực có xu gió mùa; – Khu vực gió mùa; – Khu vực gió mùa điển hình

Hình 7.12

Các vùng gió mùa khu vực gió mùa Châu Á (SEAM, WNPM, NAIM) hai vùng mưa ngoại nhiệt

đới Maiu Trung Quốc Baiu Nhật Bản Và TIBU cao nguyên Tây Tạng Vùng có độ cao 3000m tô sẫm (Matsumoto,1985)

Việt Nam nằm khu vực gió mùa Đơng Nam Á điển hình Trái Đất Gần

7.5.1 Gió mùa mùa đơng

Vào mùa đơng Việt Nam thịnh hành gió đơng bắc thổi đợt đưa khơng khí cực

đới biến tính lạnh khơ vào đầu mùa đơng khơng khí lạnh với độẩm tương đối lớn vào mùa đơng thường xâm nhập từ phía đơng nam Trung Quốc vào Việt Nam Những đợt khơng khí lạnh cịn gọi sóng lạnh hay hàn triều gây rét đậm, rét hại, khơi vịnh Bắc Bộ gió mạnh lên cấp 6, cấp 7, biển động mạnh gây ảnh hưởng lớn đến sản xuất nông nghiệp hoạt động biển

Trong nghiệp vụ dự báo thời tiết người ta gọi đợt xâm nhập lạnh kèm theo front lạnh gió mùa đơng bắc; đợt xâm nhập lạnh không kèm theo biến đổi hướng gió, gây giảm nhiệt độđáng kể gọi đường đứt; đợt xâm nhập lạnh xuống sau đợt xâm nhập lạnh trước, gây giảm nhiệt độ không lớn, gió đơng bắc mạnh lên, gọi đợt khơng khí lạnh tăng cường Xâm nhập lạnh vào Việt Nam mạnh có phối hợp pha hình thếở mặt đất cao

7.5.1.1 Hình xâm nhập lạnh ởĐơng Á

Trên đồ phân bố khí áp mặt đất tháng (Hình 7.13) tồn cao áp lạnh có quy mơ lớn Trái Đất với tâm khu vực Baical – Mông Cổ gọi áp cao Sibêri gọi áp cao lục địa hay áp cao lạnh Vùng trung tâm cao áp giới hạn đường

đẳng áp có giá trị 1035mb

Có thể thấy ba sống áp cao mở rộng ba phía từ trung tâm áp cao sống mở rộng sang phía tây, tới tận biển Caspiên Hắc Hải, sống thứ hai mở rộng phía cực bắc

Đơng Á tới sát Bắc Băng Dương, sống thứ ba mở rộng phía đông nam, tiến sâu vào miền nhiệt đới tới Đông Nam Á đường xâm nhập lạnh vào đông nam Trung Quốc Việt Nam Hai sống phía tây phía bắc hệ đợt xâm nhập lạnh trình cao áp lạnh vốn áp cao trung gian áp cao kết thúc chuỗi xoáy thuận front Băng Dương front cực phát triển phía tây Các áp cao di động gia nhập vào áp cao Sibêri làm tăng khối lượng khơng khí lạnh khu vực áp cao Sibêri khí áp vùng trung tâm tăng lên rõ rệt Trong q trình di chuyển phía nam khơng khí lạnh bị cao ngun Tibet chặn phía nam cịn áp thấp Alêut mở rộng phía tây nam chặn áp cao Sibêri phát triển phía đơng nên khơng khí lạnh xâm nhập xuống phía đơng nam Sự

Khơng khí lạnh sau xâm nhập tới miền đông nam Trung Quốc vượt qua chướng ngại

địa hình dãy núi khu vực này, đáng kể dãy núi Nam Lĩnh có độ

cao trung bình 2000m, dừng lại ởđây – ngày với ranh giới phía nam front tĩnh Hoa Nam sau nhận bổ sung không khí lạnh phương bắc tới vượt qua dãy Nam Lĩnh xâm nhập xuống phía nam sau thời gian tới biên giới Việt Nam tỉnh phía Bắc Tiếp khơng khí lạnh di chuyển tới vùng đồng Bắc Bộ tỉnh Bắc Trung Bộ Đồng thời lên phía Việt Bắc tới Bắc Quang (Tuyên Quang) gây mưa mùa đông khu vực

Trên hình 7.14 minh hoạ biến đổi áp cao Sibêri có bổ sung khơng khí lạnh theo hành lang xâm nhập lạnh từ phía tây phía bắc Sau áp cao miền ngoại nhiệt đới gia nhập vào áp cao Sibêri áp cao co lại trung tâm áp tăng mở rộng sống áp cao phía đơng nam

Sau vượt biên giới phía bắc Việt Nam ta thấy chuỗi xốy thuận, front nằm dọc theo dải áp thấp áp cao Sibêri áp cao cận nhiệt (có chuỗi áp thấp đường

đẳng áp khép kín gọi dải áp thấp bị nén, rãnh ngang hay “rãnh gió mùa mùa đơng”) để phân biệt với rãnh gió mùa mùa hè phần kéo dài áp thấp Nam Á phía bờ biển Đơng Á Biển

Đơng Việt Nam Trên chuỗi xốy thuận áp cao Sibêri đóng vai trị áp cao kết thúc chuỗi xốy, phía đơng bắc xốy thuận front

Đài Loan, Nhật Bản cuối xoáy thuận Aleut nằm giai đoạn cố tù (Hình 7.14) Front lạnh rìa áp cao Sibêri nằm rãnh khuất rìa áp cao này, khu vực sinh front phía nam xốy nghịch Hệ

đường front lạnh nằm song song với đường đẳng áp biên giới phía bắc Bắc Bộ Càng di chuyển xuống phía nam front lạnh biến dạng dọc bờ biển khơng khí lạnh di chuyển nhanh cịn phần phía tây khơng khí lạnh bị dãy Hoàng Liên Sơn ngăn chặn front lạnh dường neo lại đây, phần phía đơng chuyển động chậm lại

Hình 7.13

Do xâm nhập khơng khí lạnh từ phía tây phía bắc áp cao Sibêri với áp cao tách từ front cực front Băng Dương ngày 24/12/2002 (theo hướng mũi tên) áp cao Sibêri tăng cường đồng thời áp thấp Alêut mở rộng phía tây nam (hình 7.13a) Ngày 25/12/2002 di động áp cao mở rộng sống áp cao phía đơng nam khơng khí lạnh xâm nhập vào miền đơng nam Trung Quốc vào miền Bắc Việt Nam (hình 7.13b) Đến ngày 26/12/2002 xâm nhập lạnh đạt cường độ mạnh Ngày hôm sau phát xạ điều kiện trời quang nhiệt độ

hạ thấp, tuyết rơi Lạng Sơn

Hình 7.14

gặp dãy núi đảo Hải Nam Chính vậy, đường front lạnh mặt đất võng xuống dọc theo bờ biển Phía nam vĩ độ 15 – 16oN khơng khí lạnh biến tính nóng ẩm nhanh

đường front lạnh mờđi tan hẳn

Trên cao điều kiện thuận lợi cho xâm nhập lạnh hình thành hồn lưu kinh hướng, rãnh châu Âu, sống Ural rãnh Đơng Á mơ hình 7.9 với biên độ lớn phần sóng dài lan truyền từ tây sang đơng Kết khơng khí lạnh cao tràn từ bắc xuống nam Rãnh Đông Á nằm dọc theo bờ biển Đơng Á sâu xâm nhập lạnh xuống phía nam mạnh Hơn rãnh sâu làm áp thấp Alêut phát triển mạnh phía tây nam ngăn chặn áp cao Sibêri phát triển phía đơng, đẩy khơng khí lạnh xuống phía nam mạnh

7.5.1.2 Xâm nhập lạnh hệ thống thời tiết

Do di chuyển front lạnh rìa cao áp Sibêri khối khí cực đới biến tính

phía sau front lạnh thường gây nên giảm đột ngột nhiệt độ biến đổi thời tiết miền Bắc Việt Nam Bắc Trung Bộ vào mùa đông thể thay khơng khí nhiệt đới nóng ẩm phía trước front lạnh khối khí cực đới biến tính lạnh khơ phía sau front lạnh, gió chuyển hướng đơng bắc mạnh lên, độẩm giảm rõ rệt

Hình 7.15

Sơđồ mặt cắt thẳng đứng theo chiều bắc nam qua front lạnh Biển Đông thời kỳ gió mùa đơng bắc Phần hình mơ tả mây tằng phía bắc 16°N mây tích gần 13°N, điều kiện thời tiết, gradien nhiệt độ theo chiều thẳng đứng Phần hình biểu diễn giá trị trung bình nhiệt độ mặt biển, nhiệt độ khơng khí điểm sương Đường chấm gạch giới hạn tầng nghịch nhiệt front (Atkinson,1971)

Các đợt xâm nhập lạnh thường gây nên giảm nhiệt độ lớn Chính đợt xâm nhập lạnh số tỉnh miền núi phía bắc nhiệt độ giảm 0°C cho tuyết Sapa Lạng Sơn Các đợt gió mùa đơng bắc, đường đứt hay khơng khí lạnh tăng cường gây nên đợt rét đậm rét hại ảnh hưởng lớn đến hoạt động nông nghiệp đời sống

front lạnh giảm yếu tan tới 15°N Các đường phân bố nhiệt độ cho thấy mức độ biến tính khơng khí lạnh di chuyển phía nam, ta thấy đường phân bố nhiệt độ mặt biển T0, nhiệt độ khơng khí Td tăng Tới khoảng 15°N khó xác định đường front

khơng khí cực đới biến tính mạnh sau quãng đường dài Biển Đông Trung Quốc Biển Đơng Việt Nam

Mây tằng St phía lớp nghịch nhiệt front, mực 850mb, hình thành khơng khí lạnh biến tính tăng ẩm nhiệt độ trình trao đổi rối mặt biển với khơng khí cho mưa nhỏ, mưa phùn

Khi di chuyển đến Bắc Trung Bộ tác động dãy Trường Sơn phần khối khí cực đới biến tính, phần di chuyển phía đơng nam dạng gió hướng tây bắc, phần bị đẩy lên cao theo gió tây cao Trong mặt đất dịng khí thổi dọc sườn đơng Trường Sơn phía đơng nam (Hình 7.16) Chính vậy, tỉnh từ Đồng Hới (Quảng Bình) tới Huế gió thịnh hành mặt đất đông bắc mà tây bắc Đặc

điểm hệ thống thời tiết tùy thuộc vào độ dầy lớp khơng khí lạnh thấp: lớp khí lạnh gió mùa đơng bắc đủ dầy sườn đơng Trường Sơn đón gió dịng khí thăng cưỡng địa hình tạo hệ thống mây kéo dài từđỉnh núi tới Biển Đông, cho mưa (Hình 7.16) Trên sườn tây Trường Sơn khuất gió trời quang dịng giáng, có vệt mây Ac mây dạng luống chuyển động sóng ảnh hưởng địa hình Trường hợp thường xẩy từ tháng 10 đến tháng năm sau

Hình 7.16

Sơđồ mặt cắt đông – tây Biển Đông thời kỳ gió mùa đơng bắc Gió đơng bắc bốc lên cao sườn đông Trường Sơn tạo mây St Sc mực 800mb gió tây bốc lên cao phía gió đơng bắc mặt đất tạo mây As

Vào tháng cuối mùa đơng lớp khí lạnh mỏng, di chuyển khơng khí lạnh xuống phía nam dịng thăng khơng mạnh, phía đơng Trường Sơn hình thành mây St mỏng, ranh giới khơng rõ, cách xa đỉnh núi duyên hải, tan vào buổi trưa mây thường trì phía bắc Hải Vân Buổi chiều mây tích vũ tích phát triển mạnh q trình đốt nóng mạnh khơng đồng mặt đất

hình thành phần tây bắc vịnh Bắc Bộ Vào thời gian đường tố dơng xuất trước front lạnh tương tự nhưđầu mùa đơng (Hình 7.17)

Hình 7.17

Sơđồ mặt cắt theo vĩ tuyến 16oN qua Trường Sơn Biển Đơng gió mùa đông bắc dầy

7.5.1.3 Sự gián đoạn gió mùa mùa đơng

Sự ngừng (hay gián đoạn) gió mùa đơng bắc cao áp Sibêri yếu phân tán thành nhiều trung tâm áp cao, khơng cịn xâm nhập khơng khí lạnh phía nam Trừ trường hợp chuyển động sóng ngắn đới gió tây làm khơng khí lạnh xâm nhập bổ

sung vào miền bắc Việt Nam Khi gió mùa ngừng miền Bắc xuất tín phong

đơng nam nóng ẩm Nhưng nam Việt Nam có gió mùa đơng bắc, đồng thời có tín phong đơng bắc Cần lưu ý hai dịng khí xuất phát từ hai miền khác Gió mùa đông bắc từ cao áp Sibêri với cao áp cực Tín phong xuất phát từ cao áp cận nhiệt Tây Thái Bình Dương nóng tầm cao, chất khác với khối khí cực đới biến tính lạnh khơ từ Sibêri cao áp lạnh bao quát lớp khoảng – 2km sát mặt đất Tín phong gặp gió mùa đơng bắc nằm phía gió mùa đơng bắc (NierWolt, 1971) Tín phong đơng nam đem khơng khí nhiệt đới biển nóng ẩm vào vịnh Bắc Bộ miền Bắc Việt Nam Thời tiết khu vực dường trở mùa hè, nhiệt độ tăng cao, trời quang mây, đơi có mây tích thời tiết tốt

Trong thời kỳ ngừng gió mùa Biển Đơng vùng phụ cận miền khí hậu phía bắc thường tạo điều kiện cho sương mù phát triển Khi áp cao lục địa suy yếu rìa tây nam áp cao có gradien khí áp nhỏ Ở thường hình thành trường khí áp mờ hay trường n khí áp bất đối xứng, gió yếu Trong tháng tháng sương mù có tần suất lớn với hình vịnh Bắc Bộ vùng ven biển trường yên khí áp mờở ngồi rìa tây nam cao áp biến tính lệch đông Trên vịnh Bắc Bộ xuất đường đẳng áp theo hướng kinh tuyến tạo dịng khí đưa khơng khí nóng ẩm (nhiệt độ 19 – 20oC) từ phía đơng nam tới vùng ven biển Quảng Ninh Bắc Bộ lạnh (nhiệt độ 16 – 17oC) tạo điều kiện hình thành sương mù bình lưu xáo trộn Khi gió mùa đơng bắc ngừng khơng khí lạnh xâm nhập sâu vào Việt Nam điều kiện trời quang, phát xạ mạnh có sương mù xạ

nhất vào tháng 12 tháng giêng Sương mù trường khí áp mờ phía tây nam cao áp biến tính, gradien khí áp khoảng 0,4 – 0,6 mb/km, gió yếu có hình thành trường yên khí áp bất đối xứng Trong số trường hợp mây tầng thấp hình thành lớp nghịch nhiệt nén bị ép sát xuống đất tạo thành sương mù Khi gió mạnh (có tốc độ

gió Bạch Long Vĩ lên đến 10 m/s) sương mù lan toả rộng 7.5.2 Gió mùa mùa hè

thấp Nam Á có tâm Ấn Độ, Pakistan áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương Ở Việt Nam, thời tiết mùa hè quy định chiếm ưu hai trung tâm hoạt

động Vào đầu mùa hè đới xạ cực đại đới gió hành tinh dịch chuyển lên phía bắc tín phong đơng nam từ Nam Bán Cầu vượt qua xích đạo chuyển hướng thành gió mùa tây nam, thổi vào Đơng Nam Á

Dịng khí phối hợp với dịng khí hướng tây nam thổi từ phần phía nam áp thấp Nam Á tạo thành đới gió tây nam mặt đất hệ thống gió tây biểu rõ từ mực 850mb (1,5 km) đến mực 700mb (3 km) gió mùa mạnh lan tới độ cao km Vào đầu mùa hè, từ cuối tháng đến tháng (tuỳ theo gió mùa sớm hay muộn) áp thấp vịnh Bengal,

phận áp thấp Nam Á phát triển mạnh mở rộng sang phía đơng, đồng thời cao áp cận nhiệt Tây Thái Bình Dương cao dịch chuyển sang phía đơng, gió mùa tràn tới Nam Bộ Tây Nguyên Do tác động nâng địa hình cao ngun dịng khí tây nam mang ẩm mưa rào bắt đầu sớm khu vực Đắc Nông, Bảo Lộc, Đà Lạt sau Nam Bộ Các tháng 6, 7, gió mùa tây nam lan tới miền bắc Việt Nam nam Trung Quốc Tháng mưa sớm

vùng khí hậu Tây Bắc, phía tây Hồng Liên Sơn Áp thấp Vân Nam, Quý Châu mở rộng khơi sâu bao quát miền bắc Việt Nam vào đầu tháng đưa khơng khí nhiệt đới lục địa từ phía tây nam Trung Quốc gây thời tiết nóng khơ vùng đồng Bắc Bộ Vào tháng đầu mùa hè dải hội tụ nhiệt đới bão hoạt động mạnh Bắc Bộ quy định cực đại mưa ởđây Vào cuối mùa hè áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương di động xuống phía nam, dải hội tụ nhiệt đới bão hoạt động mạnh Bắc Trung Bộ (tháng 9) Nam Trung Bộ (tháng 10) gây cực đại mưa đỉnh lũở khu vực Do hoạt động dải hội tụ

nhiệt đới bão kéo dài đến cuối năm nên ởđây mùa mưa bịđẩy phía mùa đơng

Trong suốt mùa hè gió mùa mùa hè ln biến đổi cường độ phạm vi hoạt động Vào thời kỳ gió mùa mạnh (thời kỳ gió mùa tích cực) rãnh gió mùa áp thấp Nam Á mở

rộng phía đơng tới tận Biển Đơng có tới Philippine; áp thấp, dải hội tụ nhiệt đới bão hoạt động mạnh toàn khu vực Khi gió mùa yếu, rãnh gió mùa rút lui phía tây có tới tận Ấn Độ, hệ thống gió đơng từ áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương bao qt tồn khu vực Đơng Nam Á Biển Đơng Dịng giáng quy mơ vừa (100 – 200m) bao trùm khu vực hạn chế phát triển mây tích Thời tiết nắng, mây, mây tích địa phương hình thành hiệu ứng nâng địa hình sựđốt nóng khơng địa phương cho mưa rào rải rác có có dông khan (dông không cho mưa) Hệ thống mây thời kỳ gió mùa yếu gió mùa mạnh minh hoạ ảnh mây vệ tinh (Hình 7.18)

Hình 7.18

Ảnh mây vệ tinh Đơng Nam Á Biển Đơng thời kỳ gió mùa thụđộng (a) thời kỳ gió mùa tích cực (b)

7.6.1 Định nghĩa, cấu trúc

“Dải hội tụ nhiệt đới dải thời tiết xấu hình thành hội tụ tín phong hai bán cầu, tín phong bán cầu với tín phong bán cầu sau vượt xích đạo chuyển hướng tín phong bán cầu với đới gió tây xích đạo mở rộng” Cùng với định nghĩa dải hội tụ nhiệt đới, S.P Khromov đề xuất ba mơ hình dải hội tụ nhiệt đới (Hình 7.19), mơ hình gần minh hoạ đồ gió ảnh mây vệ tinh miền nhiệt đới

Cường độ dải hội tụ nhiệt đới biến đổi lớn theo mùa, theo năm theo khu vực địa lý Dải hội tụ nhiệt đới có dạng đơn có dạng kép Tuy nhiên, dạng kép dải hội tụ nhiệt đới yếu tốđặc trưng cho hoàn lưu nhiệt đới quan trắc thấy dạng kép Về cấu trúc mây dải hội tụ nhiệt đới dải mây tích rộng kéo dài Tuy nhiên, cường độ phạm vi mây tích khơng đồng suốt dải hội tụ nhiệt đới Trong số trường hợp dải hội tụ nhiệt đới cịn thấy rõ nhiễu động dạng sóng hay dạng xốy

Hình 7.19

Ba mơ hình dải hội tụ nhiệt đới : Gần sát xích đạo (Loại I); cách xa xích đạo tín phong bán cầu vượt xích đạo chuyển hướng thành gió mùa hội tụ hội tụ với tín phong bán cầu (Loại II); Tín phong hai bán cầu hội tụ với đới gió tây xích đạo mở rộng (Loại III) Khromov (1957)

Đôi thể rõ cấu trúc với hội tụ mực thấp phân kỳ mực cao với dòng thăng mạnh có tốc độ cực đại phần tầng đối lưu Hội tụở mực thấp chủ yếu hội tụ thành phần kinh hướng gió bán cầu xốy độđứt dịng khí nhánh hội tụ tín phong bán cầu hội tụ tín phong bán cầu với

đới gió tây xích đạo vốn tín phong bán cầu vượt xích đạo chuyển hướng

Hình 7.20

Dải hội tụ nhiệt đới gần xích đạo (AWS Technical Report 215)

Trên ảnh mây vệ tinh thể rõ dải hội tụ nhiệt đới gần bao quanh Trái Đất với hay hai dải mây tích hay mây vũ tích có độ dầy khơng đồng (Hình 7.21) Trong phần lớn trường hợp chuỗi khối mây mạnh lên, có nhiễu động dạng xốy thuận quy mơ synơp di chuyển sang phía tây, với hội tụ mạnh mực thấp phân kỳ cao, với dòng thăng đạt tới cường độ cực đại phần tầng đối lưu gây mưa lớn

Hình 7.21

Dải hội tụ nhiệt đới nằm cách xa xích đạo phía bắc với chuỗi xoáy, kết hội tụ tín phong Nam Bán Cầu vượt xích đạo chuyển hướng thành gió mùa tây nam hội tụ với tín phong đông bắc Bắc Bán Cầu (AWS Technical Report 215)

Trên hình 7.20 hệ thống mây dải hội tụ nhiệt đới Đơng Thái Bình Dương vào tháng 1/1980, dải mây dải hội tụ nhiệt đới từ B đến C kéo dài kinh độ ảnh hồng ngoại khơng có mây lạnh Dọc theo dải đỉnh mây tích phát triển đến tầng tầng

đối lưu chủ yếu gần mực 700mb Những điều kiện khó xác định ảnh thị phổ

(ảnh VIS) ởđây có xu tạo nên dải mây dải mây hẹp phân tán khơng có đỉnh mây lạnh

Hình 7.22

Dải hội tụ nhiệt đới kép hai bên xích đạo tín phong hai bán cầu hội tụ với đới gió tây xích đạo mở

rộng Dải hội tụ nhiệt đới Nam Bán Cầu biểu rõ (AWS Technical Report 215)

Dải hội tụ nhiệt đới kép thực tế hình thành theo trình tự: dải mây Bắc Bán Cầu hình thành kéo dài – độ kinh, sau dải hội tụ nhiệt đới hình thành Nam Bán Cầu Sự hình thành dải hội tụ kép xẩy số khu vực Đó hội tụ đới gió tây xích đạo mở rộng với tín phong bán cầu mơ hình III Khromov (Hình 7.22)

Dải hội tụ nhiệt đới phía Nam Bán Cầu thường có tần suất hình thành lớn sống nhiệt nóng nhiệt độ mặt biển quan trắc từ – 10o vĩ Điều dịng khí từ đơng sang tây xích đạo 10o vĩ Hệ thống mây dải hội tụ nhiệt đới mây tích mây vũ tích biểu rõ đoạn, số trường hợp dải hội tụ nhiệt đới bao gồm ba bốn xoáy thuận với dạng mây xoắn hội tụ vào tâm rõ

Ở Việt Nam Biển Đông dải hội tụ nhiệt đới hình thành gió mùa tây nam tín phong đơng nam hay đơng thổi từ phần hướng phía xích đạo áp cao cận nhiệt Tây Thái Bình Dương Vào đầu mùa rãnh gió mùa mở rộng phía đơng bắc tới tận phía nam Trung Quốc nên rãnh gió mùa nằm phía bắc, thực tế tách rời khỏi dải hội tụ nhiệt đới Biển

Đơng rãnh xích đạo Tuy nhiên, vào cuối mùa hè rãnh gió mùa dịch chuyển xuống phía nam nên có nối liền thành dải với dải hội tụ nhiệt đới Biển Đông tạo dải hội tụ kéo dài từ Philippin vào sâu lục địa Nam Đông Nam Á

Một hình đặc biệt có tương tác xâm nhập lạnh dải hội tụ nhiệt đới

cho đợt mưa lớn diện rộng kéo dài, điển hình hình từ ngày đến – 11 – 1999 gây lụt lội kéo dài Trong hình khơng khí lạnh xâm nhập vào Việt Nam gây tác

động thăng mạnh mẽ khơng khí nóng ẩm góp phần tăng cường dải mây tích dải hội tụ nhiệt đới phía nam vốn phát triển mạnh Phía nam dải hội tụ hệ thống gió tây nam mạnh phát triển tới độ cao km Ở phía bắc dải hội tụ khơng khí lạnh biến tính nâng lên sườn đơng Trường Sơn tạo mây, phía gió đơng mạnh từđộ cao km lan xuống hội tụ với gió mùa tây nam Kết hệ thống mây tích dải hội tụ nhiệt đới phát triển mạnh

Trong số trường hợp hay chí hai áp thấp dải hội tụ nhiệt đới

phát triển thành bão Biển Đơng, sau di chuyển phía Việt Nam gây mưa to gió lớn nơi bão đổ

Khi gió mùa tây nam tiến đến vị trí khí hậu tháng suy yếu Trong đợt vị trí dải hội tụ nhiệt đới số ngày dao động khơng lớn khơng có lùi phía nam dải hội tụ nhiệt đới Có thể nói di chuyển dải hội tụ nhiệt đới lên phía bắc chủđộng tiến gió mùa tây nam giai đoạn phát triển

Hình 7.23

Vị trí trung bình dải hội tụ nhiệt đới khu vực Đông Dương Biển Đông xác định theo đường tần suất cao lưới 2x2 độ kinh vĩ

Theo mùa vị trí dải hội tụ nhiệt đới năm phụ thuộc vào nguyên nhân hình thành

đó chuyển đới gió hành tinh theo hướng bắc nam làm cho đới tín phong dịch chuyển theo Mặt khác, gắn với dải nhiệt độ mặt biển cực đại nên dải hội tụ nhiệt đới dịch chuyển theo đới có cường độ xạ cực đại

Trên hình 7.23 vị trí trung bình dải hội tụ nhiệt đới xác định theo trường áp trường gió lưới × 2o kinh vĩ Biển Đông Đông Dương từ tháng đến tháng 10

Tháng dải hội tụ nhiệt đới có hai phần: phần phía tây từ 1050N đến 1150N có thành phần kinh hướng rõ rệt liên quan với rãnh áp thấp kéo dài sang phía đơng từ áp thấp Nam Á; phần phía đơng có thành phần vĩ hướng

Tháng phần phía đơng dải hội tụ nhiệt đới dịch chuyển lên phía bắc với cao áp cận nhiệt Đến tháng cao áp cận nhiệt vị trí cao dải hội tụ nhiệt đới nằm vị trí cao năm, vắt qua Bắc Bộ

Tháng cao áp cận nhiệt bị áp thấp hành tinh đẩy phía xích đạo dải hội tụ nhiệt đới dịch chuyển xuống Bắc Nam Trung Bộ Trên đồ vào thời gian phần phía tây tần suất dải hội tụ nhiệt đới có hai nhánh Đến tháng 10 dải hội tụ nhiệt đới dịch chuyển xuống Nam Bộ Hàng năm dải hội tụ nhiệt đới tháng 11 – 12 hoạt động Nam Bộ Cùng với bão hoạt động dải hội tụ nhiệt đới quy định mùa mưa tháng mưa cực đại Bắc Bộ Trung Bộ

7.7 SĨNG ĐƠNG