CHƯƠNG VII KHÍ HẬU BIỂN ĐÔNG
7.1 Các nhân tố hình thành khí hậu
7.1.1 Bức xạ mặt trời
1) Bức xạ mặt trời thiên văn:
Bức xạ mặt trời do trái đất nhận được trên bề mặt nằm ngang ở giới hạn trên cùng của khí quyển hoặc trên mặt đất nằm ngang nếu như không bị khí quyển làm hao phí đi gọi là bức xạ mặt trời thiên văn. Bức xạ mặt trời thiên văn do các nhân tố thiên văn (ρ, δ, ω, các vết đen mặt trời...) quy định.
a) Các đại lượng đặc trưng của bức xạ mặt trời thiên văn:
- Hằng số mặt trời I0: là cường độ bức xạ mặt trời thiên văn ứng với khoảng cách trung bình ρ giữa trái đất và mặt trời. Thực ra hằng số mặt trời I0 có thay đổi do:
vết đen mặt trời luôn thay đổi; thay đổi do sai số đo đạc, tính toán...
- Độ cao mặt trời hO: là nhân tố quan trọng quyết định cường độ bức xạ mặt trời và để xác định khí hậu. Độ cao mặt trời hO phụ thuộc vào vĩ độ địa lý và các đại lượng thiên văn như xích vĩ δ và góc giờ mặt trời ω: hO = f(ϕ, δ, ω)
- Độ dài ban ngày (ngày mặt trời)
Độ dài ban ngày là khoảng thời gian từ lúc mặt trời mọc đến lúc mặt trời lặn (tại những lúc mặt trời mọc, lặn độ cao mặt trời bằng 0).
- Cường độ bức xạ mặt trời thiên văn: được biểu thị bằng định luật Lămbe:
I = I0 2
a2
ρ sin hO
Trong đó: I: cường độ bức xạ mặt trời thiên văn; I0: hằng số mặt trời;
a: bán kính quỹ đạo trái đất; ρ: khoảng cách giữa trái đất và mặt trời.
b) Tổng lượng ngày, năm của bức xạ mặt trời thiên văn:
- Ta có thể tính tổng lượng ngày, năm của bức xạ mặt trời thiên văn dựa trên cơ sở sau:
Có thể biểu thị lượng bức xạ mặt trời thiên văn dW có cường độ bức xạ mặt trời thiên văn I đến một đơn vị diện tích bề mặt nằm ngang là 1 cm2 trong thời gian là dt bằng công thức:
dW = I . dt
Tổng lượng ngày và tổng lượng năm của bức xạ mặt trời thiên văn đến trái đất có thể nhận được bằng cách lấy tích phân biểu thức trên với vế phải có cận tích phân lần
lượt ứng với thời gian là góc giờ mặt trời ω (ngày) và hoàng kinh mặt trời l (năm) tương ứng.
- Theo tính toán tổng lượng ngày bức xạ mặt trời thiên văn có thể rút ra các nhận xét sau:
+ Nếu khí quyển hoàn toàn trong suốt, mặt địa cầu là đồng nhất thì tình hình khí hậu sẽ phụ thuộc vĩ độ ϕ: dọc theo ϕ khí hậu sẽ đồng nhất; có thể chia khí hậu trên địa cầu thành 5 đới: 1 đới khí hậu xích đạo, 2 đới khí hậu ôn đới và 2 đới khí hậu cực.
+ Tổng lượng bức xạ thiên văn ngày dao động nhiều nhất ở cực, ít nhất ở xích đạo.
+ Mùa hạ, tổng lượng bức xạ thiên văn ngày thay đổi theo vĩ độ ϕ có dạng kép:
cực đại ở cực và vĩ độ ϕ = 40o; cực tiểu ở xích đạo và vĩ độ ϕ = 60o; mùa đông có dạng đơn: cực đại ở xích đạo, cực tiểu ở cực; biên độ biến trình lớn hơn mùa hạ.
+ Nếu so sánh giữa Bắc bán cầu và Nam bán cầu thì mùa hè tổng lượng bức xạ thiên văn ngày ở Bắc bán cầu nhỏ hơn ở Nam bán cầu, mùa đông thì ngược lại.
- Theo tính toán tổng lượng năm bức xạ mặt trời thiên văn có thể rút ra các nhận xét sau:
+ Lượng bức xạ thiên văn mùa hè ít thay đổi theo vĩ độ, ở vĩ độ từ 20o đến 30o là lớn nhất, và ở cực là nhỏ nhất và bằng 83% ở xích đạo.
+ Lượng bức xạ thiên văn mùa đông giảm nhanh theo vĩ độ, nhanh nhất ở vĩ độ trung bình từ vĩ độ 40o đến vĩ độ 60o.
+ Chênh lệch tổng lượng bức xạ thiên văn 2 mùa tăng theo vĩ độ, do đó chênh lệch nhiệt độ Δt tăng theo vĩ độ (lớn nhất ở cực).
+ Tổng lượng bức xạ thiên văn năm ở gần cực và xích đạo thay đổi theo vĩ độ không lớn, thay đổi lớn nhất ở vĩ độ trung bình, do đó građiăng nhiệt độ theo kinh hướng và cường độ hoạt động của không khí tăng.
2) Bức xạ mặt trời đến bề mặt trái đất a) Bức xạ trực tiếp
- Bức xạ trực tiếp có thể: là bức xạ trực tiếp khi trời không mây (nhiều khi gọi tắt là bức xạ có thể). Bức xạ có thể phụ thuộc vào vĩ độ ϕ, độ trong suốt khí quyển P. Có thể xác định cường độ bức xạ trực tiếp có thể bằng cách đo đạc trực tiếp hoặc tính toán.
- Bức xạ trực tiếp thực tế: là bức xạ trực tiếp ứng với trường hợp có mây. Bức xạ trực tiếp thực tế phụ thuộc vào vĩ độ ϕ, độ trong suốt khí quyển P, lượng và dạng mây.
Cũng có thể xác định bức xạ trực tiếp thực tế bằng cách đo đạc trực tiếp hoặc tính toán.
b) Bức xạ khuếch tán
- Bức xạ khuếch tán trong điều kiện không mây: Bức xạ khuếch tán trong điều kiện không mây cũng phụ thuộc vào vĩ độ ϕ, độ trong suốt khí quyển P. Cũng có thể xác định bức xạ khuếch tán bằng cách đo đạc trực tiếp hoặc bằng các công thức tính toán.
- Bức xạ khuếch tán trong điều kiện có mây: Bức xạ khuếch tán trong điều kiện có mây phụ thuộc vào vĩ độ ϕ, độ trong suốt khí quyển P, lượng mây n. Cũng có thể xác định bức xạ khuếch tán trong điều kiện có mây bằng cách đo đạc trực tiếp hoặc tính toán.
c) Bức xạ tổng cộng (tổng xạ)
Bức xạ tổng cộng bằng tổng của bức xạ trực tiếp và khuếch tán. Sự phân bố tổng xạ trên trái đất khá phức tạp: nhỏ nhất ở cực (80 kcal/cm2năm), lớn nhất ở sa mạc nhiệt đới (200 kcal/cm2 năm) - đó là do ảnh hưởng của lượng mây; biến trình ngày của tổng xạ có dạng kép và biến trình năm có dạng đơn.
c) Bức xạ hữu hiệu
- Albedo - Bức xạ hấp thụ: Trị số Albedo (A) là đại lượng đặc trưng cho mức độ phản xạ bức xạ của bề mặt đệm nhận bức xạ. Nếu bề mặt đệm có nhiều thành phần khác nhau thì lấy trị số Albedo bằng trị số Albedo trung bình A. Bức xạ phản xạ là phần năng lượng bức xạ mặt trời bị mặt đất phản xạ trở lai . Bức xạ phản xạ được tính theo công thức: Wfx = A.Wtc. Bức xạ hấp thụ là phần năng lượng bức xạ mặt trời mà mặt đất hấp thụ được. Bức xạ hấp thụ sẽ được tính: Wht = (1 - A)Wtc = k.Wtc (klà khả năng hấp thụ trung bình của bề mặt hoạt động).
- Bức xạ hữu hiệu E0: Khác với các loại bức xạ trên, bức xạ hữu hiệu là bức xạ sóng dài.
Bức xạ hữu hiệu trong điều kiện trời không mây rút ra từ các công thức tính bức xạ mặt đất, bức xạ khí quyển. Sau đó, tùy theo các khu vực ta có thể cộng thêm số hiệu chỉnh. Số hiệu chỉnh này có liên quan đến nhiệt độ được cho dưới dạng các bảng tính sẵn.
Với điều kiện bầu trời có mây, công thức tổng quát tính bức xạ hữu hiệu có dạng:
E0(n) = E0.f(n)
Trong đó: E0(n) và E0: bức xạ hữu hiệu trong điều kiện trời có mây và không mây;
f(n): hàm số biểu thị ảnh hưởng của mây.
d) Cân bằng bức xạ và cân bằng nhiệt của mặt đất
- Cân bằng bức xạ bề mặt đất: Phương trình cân bằng bức xạ bề mặt trái đất Rđ có dạng:
Rđ = Wtc (1 − A) – E0(n)
Trong ngày, Rđ có cân bằng dương, âm và bằng 0 (khi độ hO = 10 - 150).
Trong năm, biến trình Rđ có dạng đơn; riêng vùng có gió mùa lại có dạng kép:
cực đại phụ vào tháng IX cực tiểu phụ vào tháng VIII (do ảnh hưởng của hoàn lưu gió mùa).
Phân bố Rđ trên địa cầu nhìn chung có dạng đới: Rđ > 0 ở vùng vĩ độ thấp; Rđ < 0 ở vùng vĩ độ cao; Rđ ≈ 0 ở vùng vĩ độ ϕ = 400 (vào mùa đông), vùng vĩ độ ϕ = 700 (vào mùa hè). Trên thực tế Rđ nói chung là cân bằng dương.
Tnh địa đới của Rđ ở Nam bán cầu thể hiện rõ hơn ở Bắc bán cầu; ở lục địa bị phá vỡ nhiều hơn trên biển, đại dương (biển chỉ bị phá vỡ khi có ảnh hưởng của các dòng hải lưu).
- Cân bằng nhiệt bề mặt đất: Phương trình cân bằng nhiệt của bề mặt trái đất có dạng:
Rđ = LW + P + V
Trong đó : LW: dòng nhiệt bốc hơi hay ngưng tụ; V: dòng nhiệt đối, loạn lưu, P: dòng nhiệt trao đổi với lớp thổ nhưỡng.
Qua tính toán thì nếu xét trung bình nhiều năm trên toàn địa cầu thì mặt đất nhận được bao nhiêu nhiệt lại toả đi bấy nhiêu để đảm bảo trạng thái cân bằng.
- Phương trình cân bằng nước: Phương trình cân bằng nước tổng quát trên địa
cầu: X = W + Y + P
Trong đó: X: lượng mưa;
W: lượng bốc hơi;
Y: dòng chảy mặt;
P = yP + b với: yP : dòng chảy dưới đất;
b : hàm lượng ẩm đất.
Xét trung bình nhiều năm ta có: Y + yP = 0 ; b = 0 Do đó: X = W
Như vậy, xét trung bình nhiều năm trên toàn bộ địa cầu thì bốc hơi bao nhiêu sẽ cho mưa bấy nhiêu.
4) Tính toán các giá trị trung bình tháng cân bằng năng lượng bề mặt đối với các trạm ở biển.
Theo Budyko(1963), tổng lượng bức xạ R được xác định từ số liệu khí hậu theo công thức sau:
R = (Q + q)0 (1 – a) (1 – an – bn2) - εσTs4(11,7 – 0.23e (1 – cn) Trong đó:
e: áp suất bão hoà (mb) trên bề mặt của nhiệt độ Ts;
b: hệ số không đổi và bằng 0,38; a và c: các tham số phụ thuộc độ cao mây.
Để xác định a và c, Budyko xác định giá trị trung bình của chúng theo vĩ độ được trình bày trong bảng (7.1) dưới đây:
Bảng 7.1: Giá trị trung bình của a, c theo vĩ độ
Vĩ độ A C Vĩ độ a c
0o 0.38 45o 0.38
5o 0.40 0.50 50o 0.40 0.72
10o 0.40 0.52 55o 0.41
15o 0.39 0.55 60o 0.36 0.76
20o 0.37 0.59 65o 0.25
25o 0.35 70o 0.18 0.80
30o 0.36 0.63 75o 0.16
35o 0.38 80o 0.15 0.84
40o 0.38 0.68 85o 0.14 0.86
Giá trị (Q +q): Tổng lượng bức xạ tới thường được tổng hợp gần đúng từ số liệu quan trắc trực xạ lập ra các bản đồ phân bố trung bình cho cả khu vực theo vĩ độ cho từng tháng.
Giá trị albedo thay đổi theo độ dài sóng và góc tới của tia bức xạ:
)2
1 ( 1 100 +
= − i Albedo i
Trong đó i là chỉ số khúc xạ của bề mặt biển.
ở nhiệt độ 20oC chỉ số i thay đổi trong khoảng từ 1,333 (đối với nước sạch) đến 1,340 (đối với nước biển có độ muối tới 380/00 – thông thường nước biển co độ muối là 350/00).
Giá trị Albedo được xác định gần đúng cho từng khu vực, trên bề mặt nước vào khoảng 17,3% (Anderson 1954).
Bức xạ mặt trời tới bề mặt trái đất không phải được hấp thụ toàn bộ ngay, do vì tính chất tự nhiên bề mặt trái đất là rất khác nhau. Cường độ hấp thụ năng lượng bức xạ mặt trời phụ thuộc vào 2 yếu tố là độ dài bước sóng và quy mô thảm thực vật bề mặt.
Đối với môi trường nước sạch có tới 55% năng lượng bức xạ mặt trời của các tia tới mặt đất được hấp thụ tới độ sâu 10cm và 18% tới độ sâu 10m.