Giáo trình Khí tượng biển (Phần 1)

136 trang ngocly 1350

Download

Bạn đang xem 20 trang mẫu của tài liệu "Giáo trình Khí tượng biển (Phần 1)", để tải tài liệu gốc về máy bạn click vào nút DOWNLOAD ở trên

Tài liệu đính kèm:

giao_trinh_khi_tuong_bien_phan_1.pdf

Nội dung text: Giáo trình Khí tượng biển (Phần 1)

LỜI NÓI ĐẦU Trên khung chương trình Đào tạo ngành Kỹ thuật bờ biển, được thành lập theo dự án “Nâng cao năng lực đào tạo ngành Kỹ thuật bờ biển tại Trường Đại học Thủy lợi” do Chính phủ Hà Lan tài trợ, môn “Khí tượng biển” sẽ được giảng dạy cho chuyên ngành “Quản lý tổng hợp dải ven biển” với 04 đơn vị học trình do Bộ môn Tính Toán Thủy văn Khoa Thủy Văn – Môi trường đảm nhận giảng dạy. Bộ môn Tính Toán Thủy Văn đã tiến hành hội thảo, xây dựng đề cương môn học, gửi tới Khoa chủ quản và phân công Thạc sĩ Phạm Đức Nghĩa, giảng viên chính thuộc Bộ môn Tính Toán Thủy Văn chủ biên. Tập bài giảng này được biên soạn theo đề cương chi tiết môn học “Khí tượng biển” đã được Bộ môn Tính toán Thủy văn Khoa Thủy văn – Môi trường thông qua. Tham gia biên soạn tập bài giảng này còn có các cán bộ, chuyên gia của Trung Tâm Khí tượng Thủy Văn biển thuộc Bộ Tài nguyên và Môi trường. Nội dung môn học gồm 07 chương, trong đó: Thạc sỹ Phạm Đức Nghĩa, GVC Khoa Thuỷ văn – Môi trường, biên soạn: chương I, chương II, chương III, chương IV, tiết 1 &3 của chương VI, chương VII. Tiến sỹ Bùi Xuân Thông, Trung Tâm Khí tượng Thủy Văn biển, biên soạn: chương V, tiết 2 của chương VI, tiết 1 của chương VII. Môn học này được chia thành hai học phần: Học phần I đề cập đến những kiến thức cơ bản của Vật lý khí quyển, thời tiết và khí hậu, bao gồm: - Giới thiệu chung, các yếu tố khí tượng cơ bản và phương trình trạng thái của không khí. - Thành phần và cấu trúc khí quyển, các dòng bức xạ trong khí quyển, chế độ nhiệt của đất nước và không khí. - Cơ sở về nhiệt lực học, động lực học khí quyển và tuần hoàn nước trong thiên nhiên. - Hoàn lưu khí quyển nói chung, các khối không khí thay phiên nhau ảnh hưởng đến nước ta và gió mùa trong điều kiện Việt Nam Học phần II đề cập về một số đặc điểm cơ bản của Khí tượng biển Đông, bao gồm: - Những điều cơ bản về mối tương tác giữa biển – khí quyển. - Thời tiết, các hình thế thời tiết cơ bản và hệ quả của sự tương tác biển - khí quyển trên Biển Đông. - Khí hậu, các nhân tố hình thành khí hậu, đặc điểm chung và các đặc trưng yếu tố khí hậu của miền khí hậu Biển Đông. Do thời gian và trình độ còn hạn chế, tập bài giảng này chắc chắn còn có nhiều sai sót, mong được sự đóng góp quý báu của các bạn đồng nghiệp. Chúng tôi hy vọng rằng tập bài giảng này sẽ được bổ khuyết dần và ngày càng có thể đáp ứng tốt hơn theo yêu cầu đào tạo của ngành Kỹ thuật bờ biển nói riêng và các các ngành khoa học có liên quan nói chung. Tập thể tác giả
MỤC LỤC LỜI NÓI ĐẦU 2 CHƯƠNG I MỞ ĐẦU 7 1.1 Khí tượng học là gì ? 7 1.1.1 Khí tượng học và phương pháp nghiên cứu 7 1.1.2 Các bộ môn của Khí tượng học 7 1.1.3 Sơ lược về lịch sử phát triển của Khí tượng học 8 1.2 Các yếu tố khí tượng cơ bản 9 1.2.1 Nhiệt độ không khí 10 1.2.2 Áp suất khí quyển 10 1.2.3 Độ ẩm không khí 10 1.2.4 Gió 12 1.2.5 Mây 13 1.2.6 Mưa 14 1.2.7 Tầm nhìn xa 14 1.3 Phương trình trạng thái của không khí 14 1.3.1 Phương trình trạng thái của không khí khô 14 1.3.2 Phương trình trạng thái của hơi nước và quan hệ giữa các đặc trưng độ ẩm của không khí 16 1.3.3 Phương trình trạng thái của không khí ẩm - Nhiệt độ ảo 18 CÂU HỎI CUỐI CHƯƠNG I 20 CHƯƠNG II BỨC XẠ TRONG KHÍ QUYỂN 21 2.1 Thành phần và cấu trúc khí quyển 21 2.1.1 Thành phần không khí 21 2.1.2 Cấu trúc khí quyển theo chiều thẳng đứng 21 2.1.3 Cấu trúc khí quyển theo chiều nằm ngang 25 2.2 Các dòng bức xạ trong khí quyển 29 2.2.1 Bức xạ mặt trời 29 2.2.2 Bức xạ mặt đất và bức xạ khí quyển 46 2.2.3 Cân bằng bức xạ 48
2.3 Chế độ nhiệt của đất, nước và không khí 51 2.3.1 Sự nóng lên và lạnh đi của các vùng đất, nước và không khí 51 2.3.2 Quá trình truyền nhiệt vào trong lòng đất, nước và không khí 52 2.3.3 Sự diễn biến nhiệt độ của bề mặt và không khí theo thời gian và không gian 59 2.3.4 Sự biến đổi của nhiệt độ không khí theo thời gian và không gian 61 CÂU HỎI CUỐI CHƯƠNG II 65 CHƯƠNG III CƠ SỞ NHIỆT ĐỘNG LỰC HỌC KHÍ QUYỂN 66 3.1 Cơ sở nhiệt lực học khí quyển 66 3.1.1 Các quá trình đoạn nhiệt của không khí 66 3.2 Cơ sở động lực học khí quyển 91 3.2.1 Trường khí áp 91 3.3 Tuần hoàn của nước trong thiên nhiên 110 3.3.1 Bốc hơi 111 3.3.2 Ngưng kết 120 3.3.3 Nước rơi khí quyển 130 CÂU HỎI CUỐI CHƯƠNG III 136 CHƯƠNG IV HOÀN LƯU KHÍ QUYỂN 138 4.1 Hoàn lưu chung khí quyển 138 4.1.1 Sơ đồ hoàn lưu chung khí quyển 138 4.1.2 Vài nét đặc trưng hoàn lưu ở các đới vĩ độ 147 4.1.3 Xoáy thuận nhiệt đới, bão 150 4.2 Các khối không khí ở Bắc bán cầu và ảnh hưởng của chúng đến Việt Nam 155 4.2.1 Các khối không khí ở Bắc bán cầu 155 4.2.2 Các khối không khí ảnh hưởng đến Việt Nam 155 4.3 Gió mùa trong điều kiện Việt Nam 157 4.3.1 Khí hậu Việt nam là khí hậu nhiệt đới gió mùa 157 4.3.2 Vai trò của gió mùa trong sự hình thành khí hậu Việt Nam 159
4.3.3 Gió mùa trong điều kiện Việt Nam và vai trò của nó trong sự hình thành khí hậu 162 CÂU HỎI CUỐI CHƯƠNG IV 164 CHƯƠNG V TƯƠNG TÁC BIỂN – KHÍ QUYỂN 166 5.1 Hệ thống biển – khí quyển với các quy mô tương tác 166 5.1.1 Hệ thống biển – khí quyển là gì 166 5.2 Lớp biên sát mặt biển – Các đặc trưng động lực của lớp biên 170 5.2.1 Các đặc trưng của lớp ma sát 170 5.3 Gió và dòng chảy gió trong lớp biển – khí quyển 174 5.3.1 Tác động gió trên bề mặt biển 174 5.3.2 Các đặc trưng chế độ gió 175 5.3.3 Lý thuyết Ecman về dòng chảy gió 176 5.4 Phương pháp thực nghiệm Ecman xác định dòng chảy gió 178 5.4.1 Giới thiệu chung 178 5.4.2 Phương pháp thực nghiệm Ecman xác định dòng chảy gió 179 CÂU HỎI CUỐI CHƯƠNG V 184 CHƯƠNG VI THỜI TIẾT BIỂN ĐÔNG 185 6.1 Thời tiết và hình thế thời tiết 185 6.1.1 Các công cụ phân tích và dự báo thời tiết 185 6.1.2 Kiểm tra và sửa chữa số liệu đo đạc 188 6.1.3 Phân tích và dự báo hình thế si nốp 189 6.2 Các loại hình thế thời tiết trên khu vực Biển Đông 204 6.2.1 Vị trí địa lý và điều kiện tự nhiên Biển Đông 204 6.2.2 Quan điểm chung về phân loại các hình thế thời tiết trên Biển Đông 205 6.2.3 Kết quả phân loại hình thế thời tiết trên Biển Đông 205 6.2.4 Hệ thống mây tích với các hiện tượng thời tiết dông, lốc, mưa đá và vòi rồng 239 6.3 Hệ quả của sự tương tác biển – khí quyển trên biển Đông 241 6.3.1 Hoàn lưu biển 241
6.3.2 Chế độ nhiệt muối 243 CÂU HỎI CUỐI CHƯƠNG VI 243 CHƯƠNG VII KHÍ HẬU BIỂN ĐÔNG 245 7.1 Các nhân tố hình thành khí hậu 245 7.1.1 Bức xạ mặt trời 245 7.1.2 Hoàn lưu khí quyển 249 7.1.3 Điều kiện mặt đệm 255 7.2 Đặc điểm chung của các vùng khí hậu Biển Đông 259 7.2.1 Khí hậu vùng ven biển 260 7.2.2 Khí hậu vùng phía Bắc Biển Đông 260 7.2.3 Khí hậu vùng Nam Biển Đông 261 7.3 Các đặc trưng khí hậu của biển Đông 262 7.3.1 Trường áp và trường gió 262 7.3.2 Trường nhiệt ẩm 264 CÂU HỎI CUỐI CHƯƠNG VII 267 TÀI LIỆU THAM KHẢO 268
CHƯƠNG I MỞ ĐẦU 1.1 Khí tượng học là gì ? 1.1.1 Khí tượng học và phương pháp nghiên cứu Khí tượng học là một ngành khoa học chuyên nghiên cứu về các hiện tượng và các quá trình khí quyển. Vì đi sâu vào nghiên cứu và giải thích bản chất vật lý của mọi hiện tượng, mọi quá trình khí quyển diễn ra trong khí quyển và trên bề mặt trái đất nên Khí tượng học còn được gọi là Vật lý khí quyển. Đối tượng nghiên cứu của Khí tượng học chính là các hiện tượng, các quá trình vật lý diễn ra trong khí quyển và trên bề mặt trái đất. Mục đích nghiên cứu của Khí tượng học nhằm nắm được quy luật diễn biến của khí quyển để chinh phục khí quyển phục vụ cho lợi ích và mọi hoạt động của con người. Nhiệm vụ của Khí tượng học không phải chỉ nghiên cứu các hiện tượng, các quá trình khí quyển để lợi dụng, khai thác những điều kiện thuận lợi của chúng mà còn phải đề ra và kiện toàn các biện pháp ngăn ngừa, khống chế các ảnh hưởng bất lợi của chúng. Phương pháp nghiên cứu của Khí tượng học bao gồm 3 phương pháp cơ bản, đó là: Phương pháp quan trắc: Đây là phương pháp nghiên cứu cơ bản nhất của Khí tượng học. Phương pháp này tiến hành đo đạc, khảo sát quan hệ giữa các yếu tố khí tượng nhằm mô tả các quá trình, các hiện tượng xảy ra trong khí quyển và trên bề mặt trái đất. Quan trắc khí tượng được tiến hành trên mạng lưới các đài trạm khí tượng được tổ chức trên khắp bề mặt trái đất liên tục quan trắc trạng thái khí quyển trong suốt bề dày của nó. Phương pháp thực nghiệm: Theo phương pháp này, người ta tiến hành xây dựng các “buồng khí hậu nhân tạo”, trong đó có thể tạo ra được những điều kiện khí tượng tương tự như ở các vùng khác nhau trên trái đất. Trên cơ sở đó, nghiên cứu và đưa ra được những biện pháp ngăn ngừa, phòng tránh các hiện tượng và quá trình tiêu cực trong tự nhiên, tạo điều kiện thuận lợi cho sự phát triển. Phương pháp toán học: Đây là phương pháp sử dụng các thành tựu của toán học, thiết lập các mô hình toán để tổng hợp số liệu, phát hiện và xác lập các mối quan hệ có quy luật giữa các hiện tượng riêng biệt để giải thích và cảnh báo, dự báo các quá trình khí quyển giúp con người khống chế và cải tạo nó nhằm phục vụ cho lợi ích của mình. 1.1.2 Các bộ môn của Khí tượng học Dựa vào các vấn đề nghiên cứu, các phương pháp nghiên cứu được sử dụng, người ta phân chia khoa học khí tượng thành các bộ môn sau: 1) Khí tượng si nốp (Khí tượng dự báo): Khí tượng si nốp hay là khoa học thời tiết và dự báo thời tiết là môn khoa học về những nguyên nhân của điều kiện thời tiết và sự biến đổi của nó trên một phạm vi rộng lớn. Khí tượng si nốp chuyên đi sâu nghiên cứu các quy luật diễn biến của thời tiết ở từng vùng, miền nhằm dự báo trước diễn biến thời tiết phục vụ cho các ngành kinh tế quốc dân.
2) Khí hậu học: Khí hậu học là khoa học nghiên cứu quá trình hình thành khí hậu bằng cách khảo sát tác động tương hỗ giữa các nhân tố hình thành khí hậu (bức xạ mặt trời, hoàn lưu khí quyển và mặt đệm) và sự phân bố khí hậu theo địa lý. Khí hậu học còn nghiên cứu các đặc điểm khí hậu ở một địa phương nào đó gây ra bởi sự không đồng nhất về cấu tạo mặt đệm, điều kiện tự nhiên có tính chất địa phương gọi là tiểu khí hậu. 3) Khí tượng động lực Khí tượng động lực là một bộ môn khoa học khí tượng đi sâu nghiên cứu về mặt lý luận, nó dùng công cụ toán học để nghiên cứu và giải thích những diễn biến của các hiện tượng, các quá trình khí quyển. 4) Khí tượng cao không: Khí tượng cao không là một bộ môn khoa học khí tượng đi sâu nghiên cứu về các quá trình phát sinh, phát triển của các hiện tượng vật lý xảy ra ở những lớp trên cao của khí quyển, tiến tới đi sâu vào tìm hiểu không gian vũ trụ. Ngoài ra, Khí tượng học còn có một số bộ môn phụ khác như: Khí tượng nông, lâm nghiệp; Khí tượng biển; Khí tượng y học; Khí tượng xây dựng Có thể nói mối quan hệ của khoa học khí tượng với các ngành khoa học và các ngành kinh tế khác nhau rất chặt chẽ. 1.1.3 Sơ lược về lịch sử phát triển của Khí tượng học Có thể phân chia lịch sử phát triển của Khí tượng học thành 3 giai đoạn: 1) Giai đoạn quan sát và tổng kết kinh nghiệm Xuất phát từ yêu cầu sản xuất, con người đã phải chú ý đến thời tiết, đã quan sát và tổng kết kinh nghiệm. Ví dụ: Trong thời cổ đại ấn Độ, Trung Quốc đã có những thông tin về khí tượng như sau: ghi chép các hiện tượng thời tiết ở dạng nhật ký nhà nông, đúc kết kinh nghiệm để phán đoán thời tiết; chia thời tiết ra: mưa, nắng, nóng, lạnh; chia 4 mùa: Xuân, Hạ, Thu, Đông; lập lịch nhà nông 24 tiết khí. Cuối giai đoạn này (khoảng đầu thế kỷ 17) có xuất hiện những cuốn sách đầu tiên viết về các hiện tượng, các quá trình vật lý diễn ra trong khí quyển và có sơ bộ giải thích chúng (tuy nhiên là rất nông cạn). ở Việt Nam, kho tàng ca dao, tục ngữ nói về thời tiết, khí hậu là những tài liệu tổng kết quý báu, đóng góp rất to lớn vào lịch sử phát triển của ngành khí tượng. 2) Giai đoạn có máy quan trắc mặt đất Giai đoạn có máy quan trắc mặt đất bắt đầu từ thế kỷ 17 với sự phát triển mạnh mẽ của Địa lý học, Khí tượng học phát triển lên một bước mới: - Bắt đầu là Ga-li-lê chế ra nhiệt biểu (1607), Tô-ri-sen-li chế ra khí áp biểu (1643). Các nhiệt biểu, ẩm biểu được sử dụng ở Trung Quốc. - Mạng lưới các trạm quan trắc bắt đầu xuất hiện và từng bước hoàn thiện trên toàn thế giới (đặc biệt từ năm 1725 đến năm 1733). Quan trắc trên khắp trái đất được tiến hành từ định tính đến định lượng, theo định kỳ quan trắc. - Các lý thuyết đầu tiên của Khí tượng học bắt đầu được xây dựng thông qua các số liệu quan trắc. Khí tượng học được xem là một bộ phận của Vật lý học.
Đến nửa thế kỷ 18 với đóng góp của Lô-mô-nô-xôp, Khí tượng học mới trở thành một ngành khoa học độc lập: - Chế tạo ra máy tự ghi, máy đo gió, đề ra nguyên tắc quan trắc đồng thời trên toàn bộ mạng lưới các trạm trên thế giới. - Xây dựng Đài vật lý địa cầu đầu tiên trên thế giới (1849) ở Liên Xô (cũ). - Xây dựng bản đồ thời tiết, phát hiện ra hướng chuyển động của không khí từ cao áp đến thấp áp và sự lệch hướng địa chuyển của Bơ-lan-đơ-xơ (thế kỷ 19). - Từ năm 1850, phép phân tích si nốp được hình thành và được áp dụng nhanh chóng để dự báo thời tiết và bộ môn Khí tượng si nốp được đặt nền móng. - Những công trình nghiên cứu khí quyển trên tầng cao của Men-đê-lê-ép đã đạt được các kết quả. - Môn-sa-nôp phát minh ra máy vô tuyến thám không. Với phát minh này khoa học khí tượng chuyển sang giai đoạn mới. 3) Giai đoạn có máy quan trắc cao không Đây là thời kỳ đặt nền móng cho khoa học khí tượng hiện đại: - Nhiều nhà bác học chuyển sang nghiên cứu khí tượng. - Mạng lưới quan trắc khí tượng bề mặt trên thế giới dày đặc, trang bị ngày càng đầy đủ. Mạng lưới khí tượng cao không được xây dựng. - Xây dựng các loại bản đồ cao không, kết hợp với bản đồ mặt đất để dự báo thời tiết. - Nhiều học thuyết và phương pháp nghiên cứu ra đời như: thuyết phờ rông của Bi-ec-ni-xơ, phương pháp dự báo thời tiết dài hạn của Mun-ta-nôp-ski, nguyên tắc dự báo thời tiết trung hạn của Pagava. - Sử dụng các thành quả của khoa học toán, lý để nghiên cứu khí quyển - Khí tượng động lực học ra đời. - Xuất hiện hàng loạt các máy móc như máy khí tượng đ o xa, trạm khí tượng tự động, vệ tinh khí tượng đã nối tầm tay cho các nhà nghiên cứu khí tượng tới mọi miền trên trái đất và vươn xa hơn vào không gian vũ trụ. - Do máy móc quan trắc ngày càng được cải tiến, chất lượng số liệu thu thập được càng nâng cao mà các bộ môn khác của Khí tượng học ngày càng phát triển, kể cả những lĩnh vực nhỏ như tiểu khí hậu. Đến nay, chúng ta đã có một Tổ chức khí tượng thế giới (WMO) điều hành các công cuộc nghiên cứu đối tượng khí quyển phức tạp bao quanh trái đất chúng ta và ngày càng vươn xa tìm hiểu những gì chưa biết về nó và vũ trụ quanh nó. 1.2 Các yếu tố khí tượng cơ bản Trạng thái khí quyển và các quá trình diễn biến trong đó cũng như các hiện tượng thời tiết đều có thể biểu thị bằng một tập hợp nhiều đặc điểm định tính và định lượng. Những đặc điểm đó được gọi là các yếu tố khí tượng. Có các yếu tố khí tượng cơ bản sau đây:
1.2.1 Nhiệt độ không khí Nhiệt độ không khí là yếu tố khí tượng quan trọng nhất, nó biểu thị mức độ nóng lạnh của không khí. Trị số nhiệt độ không khí ở một thời điểm nào đó đặc trưng cho trạng thái nhiệt của không khí ở thời điểm đó. Nhiệt độ không khí trong một khối không khí nhất định, trong một thời tiết nhất định đặc trưng cho động năng trung bình của các phần tử khí trong đó. Nhiệt độ không khí càng cao thì động năng của các phần tử khí càng lớn và chuyển động của các phần tử khí càng nhanh; ngược lại nhiệt độ không khí càng thấp thì động năng của các phần tử khí càng nhỏ và chuyển động của các phần tử khí càng chậm. Đơn vị đo nhiệt độ không khí là độ (o). Trong quan trắc đo đạc nhiệt độ không khí người ta thường sử dụng các dụng cụ theo thang độ bách phân (oC), trong tính toán lý thuyết người ta thường dùng nhiệt độ theo thang độ tuyệt đối (oK). Quan hệ giữa độ bách phân (oC) và độ tuyệt đối (oK) như sau: ToK = 273 + toC = 273(1+αtoC) 1 Trong đó: α = là hệ số dãn nở thể tích của không khí. 273 1.2.2 Áp suất khí quyển Áp suất khí quyển (hay còn gọi là khí áp) là trọng lượng của một cột không khí thẳng đứng có tiết diện 1 cm2, có độ cao lan tới tận giới hạn trên cùng của khí quyển tại địa điểm quan trắc. Người ta có thể dùng milimét thủy ngân (mmHg) để biểu thị áp suất khí quyển. Đơn vị này có liên quan tới cấu trúc của một dụng cụ đo là khí áp biểu thủy ngân, có nghĩa là áp suất khí quyển bằng trọng lượng của một cột thủy ngân có tiết diện 1 cm2 trong khí áp biểu và khi đó áp suất khí quyển được biểu thị bằng độ cao của cột thủy ngân đó (mmHg). Cũng có thể dùng miliba (mb) để biểu thị áp suất khí quyển. Quan hệ giữa mmHg và mb như sau: 3 4 1 mb = mmHg hay 1 mmHg = mb 4 3 Bội số của miliba là bari: 1 bari = 10 mb Trong điều kiện tiêu chuẩn, áp suất khí quyển xấp xỉ bằng 760 mmHg hay 1013 mb và được gọi là 1 atmôtphe (amt). 1.2.3 Độ ẩm không khí Những đại lượng cho biểu thị mức độ ẩm ướt của khí quyển được gọi là độ ẩm không khí. Nói một cách khác, độ ẩm không khí cho ta biết trong không khí có chứa nhiều hay ít hơi nước, độ ẩm không khí lớn hay nhỏ biểu thị mức độ không khí ẩm hay khô. Mức độ ẩm ướt của không khí được biểu thị bằng các đặc trưng của độ ẩm không khí. Người ta không tiến hành đo đạc trực tiếp độ ẩm không khí mà tính toán gián tiếp qua các số liệu quan trắc về nhiệt độ. Các đặc trưng của độ ẩm không khí được tính toán là: 1) Độ ẩm tuyệt đối
Độ ẩm tuyệt đối là lượng hơi nước tính bằng gam trong 1cm3 hay 1m3 không khí ẩm. Đơn vị đo là g/cm3 hay g/m3. Ký hiệu là a. 2) Sức trương hơi nước Sức trương hơi nước là áp suất riêng của hơi nước. Sức trương hơi nước là một phần của áp suất khí quyển. Đơn vị đo là mmHg hay mb. Ký hiệu là e. Trong điều kiện nhiệt độ nhất định, sức trương hơi nước có thể đạt tới một giá trị tới hạn ứng với trạng thái bão hoà và hơi nước bắt đầu ngưng kết. Giá trị tới hạn này được gọi là sức trương hơi nước bão hoà hay áp suất hơi nước bão hoà. Hay nói một cách khác là: áp suất hơi nước bão hòa là trị số áp suất tới hạn của hơi nước để cho quá trình bốc hơi đạt tới trạng thái cân bằng. Ký hiệu là E. Như vậy, với mỗi giá trị của nhiệt độ không khí có một giá trị của áp suất hơi nước bão hòa nhất định. Quan hệ này được biểu diễn như hình 1-1. E (mb) 40 30 20 10 - 20 - 10o 0 10 20 30o T Hình 1-1 3) Độ ẩm tương đối Độ ẩm tương đối là tỷ số (%) giữa áp suất hơi nước chứa trong không khí với áp suất hơi nước bão hòa ở cùng một nhiệt độ. Ký hiệu là r. e r = .100 (%) E Như vậy, độ ẩm tương đối của không khí phụ thuộc vào nhiệt độ không khí: nhiệt độ không khí tăng thì độ ẩm tương đối của không khí giảm, nhiệt độ không khí giảm thì độ ẩm tương đối của không khí tăng. Khi r = 100%, ta nói rằng không khí ở trạng thái bão hòa hơi nước. Khi r > 100%, ta nói rằng không khí ở trạng thái quá bão hòa hơi nước. 4) Độ hụt bão hòa Độ hụt bão hòa là độ chênh lệch giữa sức trương hơi nước bão hoà E và sức trương hơi nước hiện có e ở điều kiện nhiệt độ nhất định. Đơn vị đo độ hụt bão hòa là mmHg hay mb. Ký hiệu là d. d = E - e
Như vậy, ở điều kiện nhiệt độ nhất định d càng lớn thì không khí càng ít ẩm ướt, d càng nhỏ thì không khí càng ẩm ướt. 5) Độ ẩm riêng Độ ẩm riêng là lượng hơi nước tính bằng gam chứa trong 1g hay 1kg không khí ẩm. Độ ẩm riêng được biểu thị bằng tỷ số giữa mật độ hơi nước ρn hay khối lượng hơi nước Mn với mật độ của không khí ẩm ρâ hay khối lượng không khí ẩm Mâ trong cùng một đơn vị thể tích. Ký hiệu là q. ρ M q = n = n ρa M a ρ Hoặc: q = n ρn + ρ k Đơn vị đo của độ ẩm riêng là g/g hay g/kg. 6) Tỷ lệ hỗn hợp Tỷ lệ hỗn hợp là tỷ số giữa mật độ hơi nước ρn hay khối lượng hơi nước Mn với mật độ của không khí khô ρk hay khối lượng không khí khô Mk trong cùng một đơn vị thể tích không khí ẩm. Ký hiệu là f. ρ M f = n = n ρk M k Đơn vị đo của tỷ lệ hỗn hợp cũng là g/g hay g/kg. 7) Điểm sương Điểm sương là nhiệt độ không khí cần có trong điều kiện áp suất khí quyển không đổi để cho hơi nước trong đó đạt tới trạng thái bão hòa. Nói một cách khác, khi không khí có một lượng hơi nước nhất định nếu nhiệt độ của nó giảm xuống trong điều kiện khí áp không đổi cho đến khi áp suất hơi nước bão hoà bằng áp suất hơi nước trong thực tế thì nhiệt độ lúc đó được gọi là nhiệt độ điểm o sương - gọi tắt là điểm sương. Ký hiệu là Td ( C). Như vậy điểm sương nơi nào càng cao thì độ ẩm không khí càng lớn, ngược lại điểm sương nơi nào càng thấp thì độ ẩm không khí càng nhỏ. 1.2.4 Gió Người ta gọi các chuyển động tương đối của không khí so với mặt đất theo phương nằm ngang từ nơi có khí áp cao sang nơi có khí áp thấp là gió. Gió được đặc trưng bằng hướng gió và tốc độ gió. 1) Hướng gió Hướng gió được quy định lấy là phương của đường chân trời mà từ đó gió thổi tới điểm quan trắc. Có 2 cách biểu diễn hướng gió là: dùng la bàn gió và dùng số đo góc. - La bàn gió thường dùng là la bàn 8 hướng (hình 1-2). Trong đó: 4 hướng chính là: Bắc (N), Nam (S), Đông (E), Tây (W). 4 hướng phụ là: Đông-Bắc (NE), Đông-Nam (SE), Tây-Bắc (NW), Tây-Nam (SW). N N (0o)
NW NE W (270o) E (90o) W E SW SE S (180o) S Hình 1-2 Hình 1-3 - Số đo góc: khi biểu thị hướng gió bằng số đo góc người ta lấy hướng Bắc trùng với 0o; theo ngược chiều kim đồng hồ: hướng Đông là 90o, hướng Nam là 180o và hướng Tây là 270o (hình 1-3). 2) Tốc độ gió Tốc độ gió là quãng đường mà các phần tử không khí đi được theo chiều nằm ngang trong một đơn vị thời gian. Trong khí tượng, người ta quan trắc tốc độ gió trung bình trong khoảng 2 phút tại thời điểm quan trắc. Có thể biểu thị tốc độ gió bằng các đơn vị m/s, km/h, hải lý/h hay cấp gió. Cấp gió theo quy định ở bảng 1-1. Bảng 1-1: Bảng cấp gió Bô-pho (Beaufort - Scale - BS 1805) Cấ Tốc độ Hiện tượng trên mặt đất p (m/s) 0 Dưới 0.3 - Khói lên thẳng đứng. 1 0.3 − 1.5 - Khói hơi bị lệch, khí cụ chỉ hướng gió chưa bị quay - Mặt người cảm thấy có gió, lá cây rơ xào xạc. Khí cụ chỉ 2 1.6 − 3.3 hướng gió chuyển động. 3 3.4 − 5.4 - Lá và cành cây nhỏ bị lay động không ngừng. Cờ mở ra 4 5.5 − 7.9 - Gió bụi và vụn giấy bay lên. Cành cây nhỏ bị lắc. 5 8.0 − 10.7 - Cây nhiều lá bị lay động. Sóng nhỏ trên hồ nội địa. 6 10.8 − 13.8 - Cành cây lớn lay động, dây điện kêu vi vu, khó mở dù. 7 13.9 − 17.1 - Toàn cây lay động, người đi cảm thấy có lực cản. 8 17.2 − 20.7 - Cành cây nhỏ bị gẫy, người cảm thấy lực cản mạnh. 9 20.8 − 24.4 - Gió bão, ống khói có thể bị gẫy. 10 24.5 − 28.4 - Gió bão to, cành cây lớn bị gẫy. 11 28.5 − 33.5 - Gió bão rất to, tổn thất nhiều. Trên mặt đất ít khi có. 12 Trên 33.5 - Gió bão rất to, tổn thất rất nhiều. Trên mặt đất ít khi có. 1.2.5 Mây Mây là sản phẩm ngưng kết của hơi nước ở các độ cao khác nhau trong khí quyển tự do. Bảng 1-2 trình bày 10 loại mây cơ bản nhất.
Bảng 1-2: Bảng phân loại mây quốc tế Họ mây Tên mây Tên quốc tế Dạng Mây Mây ti Cirus Ci Tơ sợi, móc câu, kén, túm tầng Mây ti tích Cirrocumulus Cc Thấu kính, kén, hạt nhân cao Mây ti tằng Cirrostratus Cs Tơ sợi, kiểu sương mù Mây Mây trung tích Altocumulus Ac Thấu kính, kén, hạt nhân tầng Mây trung tằng Altostratus As - trung Mây vũ tằng Nimbostratus Ns - Mây Mây tằng tích Stratocumulus Sc Màn lớp, thấu kính, nhân phát triển Mây tằng Stratus St Kiểu sương mù, mảnh theo chiều Mây tích Cumulus Cu Dẹt, vừa, dầy, mảnh thẳng đứng Mây vũ tích Cumulonimbus Cb Hói, có tóc 1.2.6 Mưa Mưa là nước rơi khí quyển đạt đến bề mặt trái đất. Mưa ở dạng rắn, xốp không có nước người ta gọi là tuyết, kèm theo nước người ta gọi là tuyết ướt. Mưa ở dạng lỏng kèm nước đá người ta gọi là mưa đá. Đặc trưng cơ bản của mưa là lượng mưa và cường độ mưa. Đơn vị đo lượng mưa là mm. 1.2.7 Tầm nhìn xa Để đánh giá mức độ trong suốt của khí quyển người ta dùng khái niệm tầm nhìn xa. Tầm nhìn xa là khoảng cách xa nhất để còn có thể phân biệt được vật tiêu điểm với nền xung quanh bằng mắt thường. Ví dụ: tầm nhìn xa trên 10 km, hoặc tầm nhìn xa dưới 4 km trong mưa v. v 1.3 Phương trình trạng thái của không khí Phương trình trạng thái của chất khí là một công thức toán học nêu lên mối liên hệ phụ thuộc giữa các thông số đặc trưng cho trạng thái của chất khí đó. Phương trình trạng thái của không khí cũng là một công thức toán học nêu lên mối liên hệ phụ thuộc giữa các yếu tố khí tượng. Chẳng hạn ta nói không khí khô hay ẩm là nói lên trạng thái ẩm ướt của khí quyển và ứng với không khí khô hay ẩm có một phương trình biểu diễn trạng thái tương ứng với nó. Để tiến hành thiết lập phương trình trạng thái của không khí chúng ta có thể ứng dụng phương trình trạng thái của khí lý tưởng đã được đề cập trong Vật lý học. 1.3.1 Phương trình trạng thái của không khí khô Như ta đã biết, khí lý tưởng là khí mà trong đó không tồn tại lực tương tác giữa các phân tử. Với một mức độ chính xác nhất định ta có thể xem những chất khí ở trạng thái nhiệt còn xa mới đạt tới giai đoạn chuyển pha của chúng là khí lý tưởng. Đối với không khí khô ở nhiệt độ khoảng −190oC dưới áp suất bình thường đã chuyển từ trạng thái lỏng sang trạng thái hơi. Do vậy ở nhiệt độ của khí quyển không khí khô có thể xem như là khí lý tưởng và chúng ta có thể áp dụng các hệ thức viết cho
khí lý tưởng để viết cho không khí khô. Phương trình trạng thái viết cho 1 phân tử gam khí lý tưởng có dạng sau: PVμ = RμT (1-1) Trong đó: P : áp suất của khí nén lên bình; Vμ: thể tích của 1 phân tử gam khí; T : nhiệt độ của chất khí; Rμ: hằng số hơi của 1 phân tử gam khí; (Rμ là công sinh ra do 1 phân tử gam khí lý tưởng nở ra khi nhiệt độ tăng lên 1o trong điều kiện áp suất không đổi, 7 Rμ = 8,3143.10 erg/độ). Vì xem không khí khô là khí lý tưởng mà sai số không lớn nên ta có thể dùng công thức (1-1) để viết phương trình trạng thái cho 1 phân tử gam không khí khô. Nếu ta ký hiệu: P là áp suất khí quyển không có hơi nước; V là thể tích của 1 phân tử gam không khí khô và R là hằng số hơi của 1 phân tử gam không khí khô thì phương trình trạng thái viết cho 1 phân tử gam không khí khô có dạng sau: P V = R T (1-1') Nếu có khối lượng không khí khô bất kỳ M chiếm thể tích v thì theo (1-1') ta có thể viết phương trình trạng thái như sau: M P v = . RT (1-2) μk μk: trọng lượng phân tử gam của không khí khô. Đây chính là phương trình Cơ-la-pây-rông Men-đê-lê-ép đã gặp trong Vật lý học. Phương trình (1-2) có thể biến đổi sang dạng khác như sau: M R P = T (1-2') v μk M Mà: = ρk (tỷ trọng hay mật độ của không khí khô). v R = Rk (hằng số hơi của 1 gam không khí khô) μk 7 8,31 . 10 6 Rk = = 2,87.10 erg/gđộ 28,166 Hằng số hơi của 1 gam không khí khô Rk gọi tắt là hằng số hơi riêng của không khí khô. Thay vào (1-2') ta có: P = ρk . Rk . T (1-3) Công thức (1-3) là một dạng khác của phương trình trạng thái của không khí khô. Từ công thức (1-3), nếu biết được áp suất P và nhiệt độ T ta có thể tính được mật độ của không khí khô: P ρk = (1-3') RTk Chuyển đơn vị nhiệt độ sang thang nhiệt độ bách phân, ta có:
P ρk = (1-3'') Rk 273(1+α t) (α : hệ số dãn nở thể tích của khí lý tưởng). o o o ở điều kiện tiêu chuẩn: P = P0 = 760 mmHg ; t C = 0 C = 273 K 0 P0 Ta có: ρk = (1-4) RTk 0 Kết hợp (1-4) với (1-3'') ta có: 0 ρ k P ρk = (1-5) P0 1 +α t Từ công thức (1-5) ta có thể phát biểu như sau: Mật độ của không khí khô là đại lượng tỷ lệ thuận với áp suất và tỷ lệ nghịch với nhiệt độ của nó. 1.3.2 Phương trình trạng thái của hơi nước và quan hệ giữa các đặc trưng độ ẩm của không khí 1) Phương trình trạng thái của hơi nước Nếu xét một cách chặt chẽ thì hơi nước không thể xem là khí lý tưởng bởi vì nhiệt độ chuyển pha của nó là 100oC, mà hơi nước trong khí quyển có nhiệt độ không cách xa nhiệt độ chuyển pha này bao nhiêu - Điều này không phù hợp với điều kiện khí lý tưởng. Song khi nghiên cứu thực nghiệm, người ta lại phát hiện ra rằng: các tính chất vật lý của hơi nước không khác mấy so với khí lý tưởng. Cho nên, khi viết phương trình trạng thái của hơi nước người ta cũng sử dụng phương trình trạng thái của khí lý tưởng - Có nghĩa là phương trình trạng thái của hơi nước có dạng sau: e = ρn . Rn . T (1-6) Trong đó: e: áp suất hơi nước; ρn: mật độ hơi nước; Rn: hằng số hơi của 1 gam hơi nước; 7 R 8,31 . 10 6 Rn = = = 4,615 . 10 erg/gđộ. μn 18,016 Để tiện tính toán người ta thường quy Rn sang Rk như sau: R R Rn = Rk = μn μk Rn μk μk Suy ra: = Nên Rn = . Rk Rk μn μn Thay μk = 28,966 và μn = 18,016 Ta có: Rn = 1,608 Rk Và phương trình (1-6) có thể viết dưới dạng: e = 1,608 ρn . Rk . T (1-6') Hoặc: e ρn = (1-6'') 1,608 Rk T Như vậy, nếu biết sức trương hơi nước e và nhiệt độ không khí T thì ta có thể tính được mật độ hơi nước ρn trong khí quyển.
2) Quan hệ giữa các đặc trưng độ ẩm của không khí a) Quan hệ giữa e và a Trong thực tế a không đo được trực tiếp mà phải xác định thông qua e. 3 3 Theo thực nghiệm thì: a = 10 . ρn (g/cm ) e (mb) 103 e * Nếu e đo bằng mb thì: ρn = ⇒ a = 1,6 Rk T 1,6 Rk T 6 Thay Rk = 2,87. 10 vào ta có: 3 e a = 10 e = 217 . 10-6 (g/cm3) 4,6 106 T 273 (1+α t) e a = 0,8 . 10-6 (g/cm3) (1-7) (1+α t) Nếu tính cho 1 m3 không khí thì: 0,8 e a = (g/m3) (1-7') (1+α t) 0,8 e 4 * Nếu e đo bằng mmHg thì: a = . (1+α t) 3 1,06 e a = (g/m3) (1-7") 1+ α t 1,06 Tỷ số = 1 khi toC ≈ 16,5oC, khi đó a = e. 1+ α t b) Quan hệ giữa f, q, e và P ρ * Theo định nghĩa: q = n ρn + ρ k Chia cả tử và mẫu cho ρk, ta có: ρn ρ ρ q = k Mà: n = f ρ ρ n +1 k ρk Nên: f q = (1-8) f +1 Nếu biến đổi (1-8) thêm: q(f+1) = f ⇒ qf + q = f ⇒ f(q-1) = - q Vậy: q f = (1-8') q-1 Công thức (1-8) và (1-8') cho phép ta tính được độ ẩm riêng của không khí khi biết tỷ lệ hỗn hợp và ngược lại. Mặt khác, từ phương trình trạng thái của không khí khô và của hơi nước, ta có: P - e e ρk = và ρn = RTk 1,608 Rk T
ρ Theo định nghĩa thì: f = n ρk e 1,608 R T e 0,622 e f = k = = (g/g) P - e 1,608 (P− e) P− e RTk Vì P >> e, nên một cách gần đúng: 0,622 e f = (1-9) P ρ Cũng theo định nghĩa thì: q = n ρn + ρ k e 1,608 R T e 0,622 e q = k = = e P - e ⎡ e ⎤ P - 0,378 e + 1,608 ⎢ (P− e) + ⎥ 1,608 Rk T RTk ⎣ 1,608⎦ Vì P >> e, nên một cách gần đúng: 0,622 e q = (1-9') P Như vậy ta thấy cùng một điều kiện nhiệt độ và áp suất thì tỷ lệ hỗn hợp f lớn hơn độ ẩm riêng q và nếu chỉ cần xác định một cách gần đúng thì có thể xem như tỷ lệ hỗn hợp f xấp xỉ bằng độ ẩm riêng q. 1.3.3 Phương trình trạng thái của không khí ẩm - Nhiệt độ ảo 1) Phương trình trạng thái của không khí ẩm Không khí ẩm bao gồm không khí khô và hơi nước. Do đó khi viết phương trình trạng thái của không khí ẩm chúng ta phải kết hợp phương trình trạng của không khí khô và phương trình trạng thái của hơi nước. P - e Phương trình trạng thái của không khí khô: ρk = RTk e Phương trình trạng thái của hơi nước: ρn = 1,608 Rk T Cộng 2 vế ta có: P - e e P ⎛ e 0,622 e ⎞ P ⎛ 0,378 e ⎞ ρẩ = ρk + ρn = + = ⎜1− + ⎟ = ⎜1− ⎟ RTk 1,608 Rk T RTk ⎝ P P ⎠ RTk ⎝ P ⎠ ⎛ 0,378 e ⎞ Có thể biến đổi hiệu ⎜1 − ⎟ như sau: ⎝ P ⎠ 2 ⎛ 0,378 e ⎞⎛ 0,378 e ⎞ ⎛ 0,378 e ⎞ ⎜1− ⎟⎜1+ ⎟ 1− ⎜ ⎟ ⎛ 0,378 e ⎞ ⎝ P ⎠⎝ P ⎠ ⎝ P ⎠ 1 ⎜1− ⎟ = = ≈ ⎝ P ⎠ ⎛ 0,378 e ⎞ ⎛ 0,378 e ⎞ ⎛ 0,378 e ⎞ ⎜1+ ⎟ ⎜1+ ⎟ ⎜1+ ⎟ ⎝ P ⎠ ⎝ P ⎠ ⎝ P ⎠
2 ⎛ 0,378 e ⎞ Bởi vì ⎜ ⎟ khá nhỏ nên có thể bỏ qua. ⎝ P ⎠ Vậy phương trình trạng thái của không khí ẩm là: P ρ = (1-10) ẩ e R T (1+ 0,378 ) k P Từ công thức (1-10) có thể nhận xét: trong cùng điều kiện áp suất và nhiệt độ thì mật độ của không khí ẩm sẽ nhỏ hơn mật độ của không khí khô: ρẩ < ρk. 2) Nhiệt độ ảo Trong phương trình trạng thái của không khí ẩm (1-10) nếu ta đặt: e T (1 + 0,378 ) = TV P Thì phương trình trạng thái của không khí ẩm sẽ có dạng tương tự phương trình trạng thái của không khí khô: P ρẩ = (1-11) Rk TV Đại lượng TV trong phương trình (1-11) được gọi là nhiệt độ ảo. Vậy: Nhiệt độ ảo là nhiệt độ của không khí hoàn toàn khô để cho mật độ của nó bằng mật độ của không khí ẩm ở cùng một điều kiện áp suất. Nếu ký hiệu sự chênh lệch giữa nhiệt độ không khí với nhiệt độ ảo là ΔTV thì: TV = T + ΔTV Người ta đã tiến hành khảo sát và cho kết quả các giá trị ΔTV đối với không khí ẩm bão hoà hơi nước (r = 100%) như sau: o Pmb t C − 40 − 30 − 20 − 10 0 10 20 30 40 1000 0,0 0,0 0,1 0,2 0,6 1,3 2,6 4,8 8,5 500 0,0 0,1 0,2 0,3 1,2 - - - - Đối với không khí ẩm chưa bão hoà hơi nước, trong nghiệp vụ khí tượng người ta thường biểu thị nhiệt độ ảo qua độ ẩm riêng q như sau: e e q = 0,622 ⇒ 0,378 = 0,608 q P P e Do đó: TV = T (1 + 0,608 q) Mặt khác: ΔTV = 0,378 T P 0,378 e E E Có thể viết khác đi: ΔTV = . . T = 0,378 . r . . T E P P E TV = T + 0,378 . r . . T P Vậy: TV = f (r, P, T) Do đó khi biết độ ẩm tương đối r, áp suất khí quyển P và nhiệt độ không khí T ta có thể tính được nhiệt độ ảo TV.
ý nghĩa của nhiệt độ ảo: So sánh phương trình trạng thái của không khí ẩm viết dưới dạng công thức (1-11) với phương trình trạng thái của không khí khô viết dưới dạng công thức (1-3’), có thể rút ra kết luận rằng: với không khí ẩm khi dùng nhiệt độ ảo TV ta có thể áp dụng bất cứ lúc nào phương trình trạng thái và các hệ thức khác dùng cho không khí khô. Cụ thể, ta có thể lấy hằng số khí của không khí khô Rk để tính toán trong bất kỳ trường hợp nào của không khí ẩm khi sử dụng nhiệt độ ảo TV. CÂU HỎI CUỐI CHƯƠNG I 1) Phương pháp nghiên cứu cơ bản nhất của khí tượng học, nội dung và cách thức tiến hành phương pháp này. 2) Mỗi chất khí đều có các thông số đặc trưng cho trạng thái của chất khí đó, anh (chị) cho biết các thông số đặc trưng cho trạng thái của không khí ? 3) Dạng tổng quát của phương trình trạng thái của không khí ? Xây dựng phương trình trạng thái của không khí bằng cách nào, tại sao lại có thể ứng dụng như vậy ?
CHƯƠNG II BỨC XẠ TRONG KHÍ QUYỂN 2.1 Thành phần và cấu trúc khí quyển 2.1.1 Thành phần không khí Không khí là một hỗn hợp bao gồm nhiều chất khí, hơi nước và các tạp chất khác. Nếu không khí không chứa hơi nước và các tạp chất khác (tức là không khí khô sạch) thì thành phần chủ yếu của nó là: - Ni tơ (N2) chiếm 78% trọng lượng khí quyển, - ôxy (O2) chiếm 21% trọng lượng khí quyển, - Các bô nic (CO2) chiếm 0,03% trọng lượng khí quyển, - Ôzôn (O3) và nhiều chất khí không đáng kể khác như: Heli, Acgon, Hydrô, Kriptôn v.v Trong thực tế không khí không phải là hoàn toàn khô sạch, mà ngoài các chất khí kể trên không khí còn có hơi nước và một số hạt lơ lửng ở trạng thái rắn hay lỏng gọi chung là keo khí quyển. Hơi nước trong khí quyển có nguồn gốc từ bề mặt đệm và chỉ chiếm một lượng khá nhỏ từ 0,01 ÷ 4% song nó đóng vai trò vô cùng quan trọng trong các quá trình khí quyển và các quá trình tuần hoàn trong thiên nhiên. Chẳng hạn: hơi nước ảnh hưởng đến chế độ nhiệt của khí quyển, nó hấp thụ những tia bức xạ có bước sóng dài do mặt đất phát ra biến thành nhiệt năng sưởi ấm không khí; các quá trình hơi nước ngưng kết, quá trình bốc hơi nước trong khí quyển cũng toả, thu nhiệt của không khí Nhờ đó mà chúng ta có thể giải thích được tại sao khi trời sắp mưa lại oi ả, nóng bức. Keo khí quyển đó là tập hợp của những hạt vật chất ở thể rắn hay lỏng lơ lửng trong khí quyển như những hạt bụi, khói, các bào tử, các vi sinh vật, các hạt điện tử v.v Nguồn gốc của keo khí quyển là do các hạt bụi vật chất từ vũ trụ và bề mặt đất xâm nhập vào khí quyển. Keo khí quyển cũng có thể là các tinh thể muối ăn NaCl do sóng gió từ các đại dương mang vào không khí những hạt nước biển nhỏ li ti khi bốc hơi hết nước mà tạo thành. ở một số nơi trên thế giới mây chứa một lượng NaCl khó lường như các đám mây trên biển Caxpiên chứa khoảng từ 5 đến 16 vạn tấn muối, miền hạ du sông Von ga lượng muối NaCl rơi theo mưa xấp xỉ 7 tấn/năm. Cũng cần nhấn mạnh rằng do quá trình hoạt động sống trên trái đất mà thành phần của khí quyển cũng thay đổi. Ngoài ra, các quan trắc và nghiên cứu cũng chứng tỏ rằng các chất khí, nước và keo khí quyển đã kể trên tập trung hầu hết ở các lớp khí quyển dưới thấp. 2.1.2 Cấu trúc khí quyển theo chiều thẳng đứng Do tính không đồng nhất theo chiều thẳng đứng của khí quyển, để nghiên cứu một cách đầy đủ người ta tiến hành phân tầng, phân lớp. Hiện nay đang tồn tại 4 cách phân tầng khí quyển tương ứng với những nguyên tắc khác nhau: nguyên tắc phân tầng dựa vào sự phân bố nhiệt độ theo chiều thẳng đứng; nguyên tắc phân tầng dựa vào thành phần khí quyển; nguyên tắc phân tầng dựa vào sự tác động tương hỗ giữa khí quyển và mặt đất và nguyên tắc phân tầng dựa vào sự ảnh hưởng của khí quyển tới sự làm việc của các thiết bị, máy móc đặt trên máy bay, tên lửa. Sau đây là các nét chính của các cách phân tầng khí quyển đó.
1) Phân tầng khí quyển dựa vào sự phân bố nhiệt theo độ cao Dựa vào sự phân bố nhiệt độ không khí theo độ cao có thể phân khí quyển ra 5 tầng và 4 lớp chuyển tiếp giữa các tầng, đó là: a) Tầng đối lưu: Tầng đối lưu được tính từ mặt đất lan tới độ cao trung bình khoảng 10 km. Độ cao của đỉnh tầng đối lưu thay đổi theo vĩ độ: ở vùng vĩ độ thấp có thể là 16 km đến 17 km, ở vùng vĩ độ cao có thể là 6 km đến 8 km. Đặc trưng cơ bản của tầng đối lưu là: + Nhiệt độ không khí giảm liên tục theo độ cao, trung bình trong toàn bộ tầng cứ lên cao 100 m thì nhiệt độ không khí giảm đi là 0,6oC (γ = 0,6oC/100 m). Đến lớp đối lưu hạn - lớp chuyển tiếp giữa tầng đối lưu và tầng bình lưu (ở độ cao trung bình khoảng từ 10 km đến 11 km) thì nhiệt độ không khí chỉ còn khoảng −80oC đến −70oC. + Không khí luôn luôn xáo trộn trong toàn bộ tầng và là nơi chịu ảnh hưởng trực tiếp của mặt đất, là nơi phát sinh, tồn tại và phát triển các hiện tượng thời tiết như mưa, tuyết, gió xoáy, bão giông + Mật độ không khí trong tầng dày đặc, trọng lượng không khí của toàn bộ tầng chiếm khoảng 3/4 trọng lượng khí quyển; nơi đây tập trung hầu như toàn bộ hơi nước có trong khí quyển. b) Tầng bình lưu: Tầng bình lưu được tính từ độ cao trung bình khoảng từ 11 km lan đến 50 km. Đặc điểm cơ bản của tầng bình lưu là: + Nhiệt độ không khí ở dưới thấp tăng hoặc không đổi theo độ cao, lên đến độ cao khoảng 35 km nhiệt độ không khí tăng nhanh theo độ cao và đến lớp bình lưu hạn - lớp chuyển tiếp giữa tầng bình lưu và tầng trung quyển (độ cao trung bình khoảng từ 50 km đến 55 km) nhiệt độ không khí xấp xỉ 0oC. Sự tăng nhiệt độ không khí ở đây là do quá trình hấp thụ bức xạ mặt trời của O3 ở các độ cao đó. + Khác hẳn với tầng đối lưu, trong tầng bình lưu không có sự phát triển mạnh của không khí theo chiều thẳng đứng, sự xáo trộn của không khí hầu như không đáng kể. c) Tầng trung quyển: Tầng trung quyển được tính từ độ cao trung bình khoảng từ 55 km lan đến 80 km. Đặc điểm cơ bản của tầng trung quyển là: Nhiệt độ của không khí giảm liên tục theo độ cao. Đến lớp trung quyển hạn - lớp chuyển tiếp giữa tầng trung quyển và tầng nhiệt quyển (độ cao trung bình khoảng từ 80 km đến 85 km) nhiệt độ không khí chỉ còn khoảng −50oC (vào mùa hè) và −70oC (vào mùa đông). Biến trình năm của nhiệt độ không khí thể hiện khá rõ rệt với biên độ lớn hơn 10oC. d) Tầng nhiệt quyển: Tầng nhiệt quyển được tính từ độ cao trung bình khoảng từ 85 km lan đến 500 km. Đặc điểm cơ bản của tầng nhiệt quyển là: Nhiệt độ của không khí tăng liên tục theo độ cao. Nguyên nhân của sự tăng nhiệt độ này là do sự hấp thụ tia bức xạ mặt trời ở các dải bước sóng λ ≤ 0,175 μ của Oxy để phân huỷ thành Oxy nguyên tử. e) Tầng ngoại quyển: Tầng ngoại quyển (quyển exdo) bắt đầu từ độ cao trên 500 km. Đặc điểm cơ bản của tầng ngoại quyển là: Nhiệt độ không khí tăng chậm rồi không tăng theo độ cao, giá trị trung bình của nó đạt xấp xỉ 1500oK. Nơi đây, nhất là ở
phần trên của tầng ngoại quyển thường xuyên xảy ra hiện tượng các phần tử khí bay vào vũ trụ hoặc ngược lại. Một đặc điểm nổi bật của hai tầng trên cùng của khí quyển là mật độ của không khí rất nhỏ, dưới ảnh hưởng của tia tử ngoại và các tia vũ trụ nơi đây xảy ra rất mạnh mẽ các phản ứng phân hủy, ion hoá và các quá trình ngược lại như liên kết có thể đó là những nguyên nhân tạo thành các lớp dẫn điện tốt, các vùng cực quang và phát xạ ban đêm ở các lớp khí quyển tầng cao. 2) Phân tầng khí quyển dựa vào thành phần khí quyển Dựa vào thành phần khí quyển có thể phân thành 2 tầng chủ yếu: a) Tầng quyển Gô-mô: Tầng quyển Gô-mô được tính từ mặt đất lan tới độ cao trung bình khoảng 90 - 95 km. Thành phần chủ yếu của không khí trong tầng này bao gồm: nitơ N2, ôxy O2, Acgôn Ar. Đặc điểm cơ bản của tầng Gô-mô là: + Trọng lượng phân tử không khí hầu như không thay đổi theo độ cao (28,966 đvo). + Trong tầng ở độ cao từ 20 đến 55 km tồn tại một lớp không khí có nồng độ O3 rất cao gọi là lớp ôzôn (đôi khi gọi là tầng ôzôn). Ôzôn được hình thành dưới tác dụng của tia tử ngoại có bước sóng λ < 0,175 μ. Quá trình hình thành ôzôn trong khí quyển theo các phản ứng sau: O2 + hν → O + O M + O2 + O → O3 + M Trong đó: h: hằng số Plăng; ν: tần số dao động của tia bức xạ. Ôzôn cũng có thể được hình thành dưới tác dụng của các tia chớp. Quá trình hình thành này theo phản ứng sau: O2 + O2 → O3 + O Kết quả là O3 được hình thành, song dưới tác dụng của tia bức xạ tử ngoại có bước sóng λ = 0,265 μ cũng có quá trình ngược lại theo các phản ứng sau: O3 + hν → O2 + O O3 + O → O2 + O2 Kết quả là O3 bị phân hủy thành ôxy phân tử. Quá trình hình thành và phân hủy ô zôn có xu hướng để đạt trạng thái cân bằng, song trạng thái cân bằng này luôn bị phá vỡ vì mỗi quá trình xảy ra trên mỗi nơi, mỗi lúc một khác nên việc phục hồi trạng thái cân bằng này rất chậm chạp. Ôzôn đóng vai trò rất quan trọng trong việc bảo vệ sự sống cho trái đất. Ôzôn thay đổi theo độ cao, theo quan trắc thì ở độ cao dưới 10 km ôzôn không đáng kể, theo độ cao ôzôn tăng dần và đạt cực đại ở độ cao từ 20 đến 30 km, đến độ cao khoảng 70 km hầu như không còn ôzôn nữa. Độ dày quy toán của lớp ôzôn khoảng 3 mm.
Ôzôn cũng thay đổi theo mùa, theo vĩ độ: ôzôn tăng dần vào mùa xuân và giảm dần vào mùa thu và đông, ôzôn tăng dần theo vĩ độ và thay đổi tuỳ theo điều kiện thời tiết. Ngày nay, do các chất thải vào khí quyển mà tầng ôzôn từng chỗ, từng nơi đang bị mỏng dần (nơi đó được xem là những lỗ thủng của tầng ôzôn) đó là một trong những nguyên nhân cơ bản của sự biến đổi khí hậu toàn cầu và là nguy cơ cho xói mòn sự sống trên trái đất. Giải quyết khắc phục vấn đề này không chỉ của riêng bất cứ một quốc gia nào ! b) Tầng quyển Ghe-tê-rô: Tầng quyển Ghe-tê-rô tính từ độ cao từ 90 - 95 km trở lên. Thành phần chủ yếu của không khí trong tầng này cũng gồm: nitơ N2, ôxy O2 và có sự tham gia của các nguyên tử ôxy và nguyên tử nitơ. Đặc điểm cơ bản của tầng Ghe-tê-rô là: + Phân tử lượng của không khí giảm theo độ cao, nơi đây có sự tham gia của các ôxy và nitơ nguyên tử. + Trong tầng có tồn tại một lớp khí có độ dẫn điện tốt gọi là lớp điện ly mà nhiều khi gọi là tầng điện ly. Tầng điện ly này phân ra các lớp: lớp D khoảng 60 km, lớp E khoảng 110 - 140 km và lớp F khoảng hơn 220 km. Nguyên nhân làm cho tầng điện ly dẫn điện tốt là do bức xạ mặt trời ion hóa không khí mạnh tạo thành các ion dương, các ion âm và các điện tử. Nồng độ các ion và các điện tử lớn (nhất là tập trung ở độ cao khoảng 100 km và độ cao 180 - 220 km) làm cho lớp khí quyển này có độ dẫn điện tốt và có khả năng phản hồi sóng vô tuyến điện lan truyền từ mặt đất đến. 3) Phân tầng khí quyển dựa vào sự tương tác giữa khí quyển và mặt đất Dựa vào sự tương tác giữa khí quyển và mặt đất có thể phân khí quyển ra 2 tầng chủ yếu, đó là: tầng biên và tầng khí quyển tự do. a) Tầng biên: Tầng biên (hay tầng ma sát) được kể từ mặt đất đến độ cao chừng 1 - 1,5 km. Tầng biên là nơi chịu ảnh hưởng trực tiếp của mặt đất và ma sát loạn lưu. Trong tầng này, các yếu tố khí tượng biến đổi theo độ cao rất rõ rệt. Khi nghiên cứu tầng biên, người ta còn tách ra một lớp không khí rất mỏng tính từ mặt đất đến độ cao khoảng 50 - 100 m và gọi đó là lớp không khí sát mặt đất. b) Tầng khí quyển tự do: Tầng khí quyển tự do nằm trên độ cao 1,5 km. Trong tầng này có thể bỏ qua ảnh hưởng của ma sát loạn lưu, chuyển động của không khí có thể coi là chuyển động địa chuyển với tốc độ gió građiăng. 4) Phân tầng dựa vào sự ảnh hưởng của khí quyển đến các thiết bị trên máy bay, tên lửa, vệ tinh Từ các kết quả thăm dò cao không người ta thấy rằng trong khí quyển ở các lớp dưới độ cao 150 km thì các loại máy móc thiết bị lắp đặt trong các máy bay, tên lửa, vệ tinh vẫn hoạt động bình thường. Từ đó người ta chia khí quyển thành 2 lớp chủ yếu, đó là: lớp không gian vũ trụ gần mặt đất và lớp khí quyển đặc biệt (còn gọi là lớp mật độ). a) Lớp không gian vũ trụ gần mặt đất: Lớp không gian vũ trụ gần mặt đất là tầng dưới của khí quyển có độ cao từ mặt đất đến 150 km. Trong lớp này các loại
máy móc thiết bị lắp đặt trong các máy bay, tên lửa, vệ tinh vẫn hoạt động bình thường. b) Lớp mật độ: Lớp mật độ nằm ở phía trên tính từ độ cao trên 150 km trở lên. Trong lớp này các loại máy móc thiết bị lắp đặt trong các máy bay, tên lửa, vệ tinh, ngay cả các thiết bị đặc biệt, cũng không hoạt động bình thường mà thường rơi vào các trạng thái như: mất tốc độ, mất trọng lượng Trên đây là các cách phân tầng, phân lớp khí quyển chủ yếu. Ngoài ra, để đơn giản hoá người ta phân chia khí quyển thành khí quyển tầng thấp có giới hạn dưới độ cao 30 - 40 km, bao gồm cả tầng đối lưu và một phần của tầng bình lưu và khí quyển tầng cao bao gồm toàn bộ phần trên cao còn lại. Nhưng cho dù theo quan niệm phân tầng nào thì cũng phải thừa nhận rằng khí quyển trái đất của chúng ta rất không đồng nhất theo chiều thẳng đứng. 2.1.3 Cấu trúc khí quyển theo chiều nằm ngang Theo chiều nằm ngang, nhất là trong tầng đối lưu khí quyển cũng không đồng nhất mà trên toàn bộ địa cầu có thể dễ dàng nhận thấy tồn tại các khối không khí rất khác nhau. Để xét cấu trúc khí quyển theo chiều nằm ngang, chúng ta có thể lấy các khối không khí và các vùng tiếp giáp giữa chúng để làm các đặc trưng khảo sát. 1) Khối không khí (khí đoàn) a) Định nghĩa và tính chất của khối không khí Các thể tích không khí trên địa cầu chiếm những phần không gian rộng lớn, có khi bao trùm cả một đại lục, một đại dương hay một vùng, một đới nhất định của địa cầu, với chiều cao có thể lên tới đỉnh tầng đối lưu, với điều kiện thời tiết nhất định. Người ta gọi các vùng không khí có thể tích lớn tương đối đồng nhất về mặt tính chất theo chiều nằm ngang là khối không khí hay khí đoàn. Tính chất của các khối không khí được đặc trưng bằng trường các yếu tố khí tượng như nhiệt độ, độ ẩm, áp suất, tỷ trọng không khí. Trong cùng một khối không khí sự chênh lệch về các yếu tố khí tượng giữa các địa điểm không lớn, nhưng khi đi từ khối không khí này sang khối không khí khác thì các yếu tố khí tượng sẽ thay đổi nhảy vọt. Tính chất của khối không khí được xác định bởi sự hình thành của nó trên một khu vực xác định có bề mặt tương đối đồng nhất gọi là nơi phát nguồn của khối không khí. Ví dụ: các khối không khí hình thành trên biển khác với các khối không khí hình thành trên lục địa; các khối không khí hình thành trên biển lạnh ôn đới khác với khối không khí hình thành trên biển nóng nhiệt đới Tính chất của khối không khí bị biến đổi khi khối không khí di chuyển trên các bề mặt đệm khác nhau, người ta gọi sự biến đổi đó là sự biến tính của khối không khí. Ví dụ: không khí cực đới biến tính qua lục địa Trung Quốc vào Việt Nam vào mùa đông. Như vậy, tính chất của các khối không khí đều có liên quan chặt chẽ đến đặc tính của mặt đệm nơi nó hình thành, nơi nó di chuyển qua và ảnh hưởng của mặt đất đối với tính chất của khối không khí sẽ quyết định sự hình thành các đặc tính của các khối không khí. b) Phân loại khối không khí
Có nhiều cách phân loại khối không khí đã và đang được sử dụng. ở đây xin nêu 3 cách phân loại cơ bản nhất: + Phân loại khối không khí theo địa lý: Dựa vào các đới địa lý trên địa cầu người ta phân chia khối không khí ra làm 4 loại sau đây: 1) Khối không khí Bắc Băng Dương (hay khối không khí Bắc cực) ở Bắc bán cầu, khối không khí Nam cực ở Nam bán cầu: hình thành trên phạm vi vùng cực đới có bề mặt đệm giá lạnh. 2) Khối không khí ôn đới (hay khối không khí cực): hình thành ở vùng vĩ độ trung bình, không khí cực đôi khi chỉ là những khối không khí địa phương. 3) Khối không khí nhiệt đới: hình thành ở vùng nhiệt đới và vùng lục địa khô nóng. 4) Khối không khí xích đạo: hình thành ở vùng xích đạo, di chuyển từ Bắc bán cầu sang Nam bán cầu theo mùa trong năm. + Phân loại khối không khí theo đặc tính mặt đệm: Căn cứ vào đặc tính của nơi phát nguồn người ta phân chia khối không khí thành 2 loại: 1) Khối không khí biển: hình thành trên mặt biển. Đặc tính cơ bản của nó là ẩm và tính chất nhiệt thay đổi theo mùa: mùa hè mát, mùa đông ấm. 2) Khối không khí lục địa: hình thành trên mặt lục địa. Đặc tính cơ bản của nó là rất khô và tính chất nhiệt thay đổi mạnh theo mùa: mùa hè nóng, mùa đông lạnh. + Phân loại khối không khí theo tính chất nhiệt: Căn cứ vào tính chất nhiệt của không khí người ta phân chia khối không khí thành 2 loại sau đây: 1) Khối không khí nóng: là khối không khí có nhiệt độ bản thân cao hơn nhiệt độ mặt đệm và các khối không khí xung quanh. 2) Khối không khí lạnh: là khối không khí có nhiệt độ bản thân thấp hơn nhiệt độ mặt đệm và các khối không khí xung quanh. 2) Phờ rông khí quyển (front) a) Định nghĩa Miền tiếp xúc giữa hai không khí này được gọi là miền front. Do đó, miền front là miền có sự thay đổi đột ngột theo chiều nằm ngang của các yếu tố khí tượng. Vì miền front rất nhỏ so với kích thước của các không khí nên ta coi nó như là một mặt ngăn cách giữa các không khí. Mặt ngăn cách này gọi là mặt front. Mặt front cắt mặt phẳng nằm ngang tạo thành một giao tuyến. Giao tuyến này gọi là đường front hay gọi tắt là front. b) Đặc điểm của front + Đặc trưng cơ bản của miền front là sự thay đổi đột ngột về các yếu tố khí tượng theo chiều ngang. Ví dụ: trong một khối không khí Δto khoảng từ 1oC đến 2oC/100 km thì trong miền front Δto khoảng 10oC/100 km. + Miền front có chiều rộng lớn dần từ thấp đến cao: ở mặt đất front từ vài đến vài chục km, trên cao có thể tới 200 km đến 400 km; có chiều dài tương ứng với chiều dài của khối không khí. + Mặt front bao giờ cũng nghiêng về phía không khí lạnh với góc nghiêng rất nhỏ, phía trên là không khí nóng, phía dưới là không khí lạnh, góc nghiêng của mặt front α xấp xỉ là 10.
c) Phân loại front Dựa trên cơ sở nghiên cứu các tính chất và đặc điểm của front, người ta tiến hành phân loại front theo nhiều cách khác nhau: + Phân loại theo chuyển động ngang: Theo chuyển động ngang của không khí, người ta phân front thành 3 loại: 1. Front nóng: là front khi di chuyển không khí lạnh ở đằng trước không khí nóng ở đằng sau (hình 2-1a). 2. Front lạnh: Ngược lại, là front khi di chuyển không khí nóng ở đằng trước không khí lạnh ở đằng sau (hình 2-1b). 3. Front tĩnh: Gần mặt front không khí nóng, lạnh không đẩy nhau một cách rõ ràng hay chỉ xê dịch trong phạm vi nhỏ (hay còn gọi là front không chuyển động - hình 2- 1c). N N N L L L a) Front nóng b) Front lạnh c) Front tĩnh Hình 2-1 + Phân loại theo địa lý: Tương ứng với phân loại khối không khí theo địa lý người ta cũng đưa ra 3 loại front ngăn cách chúng: 1. Front Bắc cực (Front Nam cực): Hình thành do sự tiếp xúc giữa không khí Bắc cực (Nam cực) và cực đới. 2. Front ôn đới: Hình thành do sự tiếp xúc giữa không khí ôn đới và nhiệt đới. 3. Front nhiệt đới: Hình do sự tiếp xúc giữa không khí nhiệt đới và xích đạo. + Phân loại theo độ cao của front: Căn cứ vào độ cao lan tới của front người ta chia ra: 1. Front tầng đối lưu: Loại front ngăn cách hai không khí rất dày có độ cao lên tới đỉnh tầng đối lưu. 2. Front tầng ma sát: Loại front có độ cao rất nhỏ thường chỉ tồn tại trong phạm vi tầng ma sát. + Phân loại theo vị trí ở rìa khí đoàn: Dựa vào mức độ tiếp xúc giữa hai không khí người ta phân thành 2 loại front: 1. Front chính: Là front sinh ra giữa hai khối không khí khác nhau rõ rệt. 2. Front phụ: Là front sinh ra ở rìa khối không khí nhưng không phải là nơi tiếp xúc với không khí hoàn toàn khác. Front phụ thường sinh ra ở rìa không khí lạnh, còn ở rìa không khí nóng thì hầu như không xuất hiện (vì ở rìa không khí lạnh dễ sinh ra sự biến đổi đột ngột các yếu tố khí tượng hơn). Do đó front phụ thường là front phụ lạnh và trước nó thường có front chính lạnh.
Front phụ bao gồm: front phụ địa hình, front phụ giáng và front cố tù. Front phụ địa hình, hình thành do nửa trước của không khí lạnh tiếp xúc với bề mặt nóng bị biến tính ngăn cách với nửa sau của không khí lạnh chưa biến tính. Front phụ giáng hình thành khi rìa trước của không khí chuyển động quá nhanh nên sinh dòng giáng từ trên xuống làm cho nhiệt độ ở rìa trước tăng lên và hình thành front với phần sau. Ngoài ra front phụ còn có thể sinh ra do sự gặp gỡ giữa front lạnh mặt đất và front nóng mặt đất gọi là front cố tù mà chúng ta sẽ xét sau đây. + Phân loại front hình thành do sự trùng hợp front: Do sự trùng hợp hay chồng chéo mà xuất hiện hai loại front sau đây: 1. Front cố tù: Giao tuyến giữa ba khối không khí hình thành khi hai mặt front tiếp cận nhau được gọi là front cố tù. Front cố tù được chia làm ba loại: Front cố tù nóng: Sinh ra do không khí lạnh sau front lạnh ít lạnh hơn không khí lạnh trước front nóng (hình 2-2a). Front cố tù lạnh: Sinh ra do không khí lạnh sau front lạnh lạnh hơn không khí lạnh trước front nóng (hình 2-2b). Front cố tù trung tính: Sinh ra do không khí lạnh sau front lạnh và không khí lạnh trước front nóng lạnh xấp xỉ nhau (hình 2-2c). N N N L L C K L L L A b) Front cố tù lạnh c) Front cố tù trung a) Front cố tù nóng tính Hình 2-2 Có thể biểu thị front cố tù trên mặt nằm ngang như hình 2-3. 2. Front chồng nhau: Là front sinh ra do front tầng ma sát và front tầng trên cao chồng lên nhau giữa chúng có một lớp đẳng nhiệt hình thành (hình 2-4).
L N Điểm cố tù Lớp đẳng nhiệt N L Hình 2-3 Hình 2-4 Ngoài năm cách phân loại đã trình bày trên đây người ta còn tiến hành phân loại theo sự tiếp xúc với mặt đất và tiến hành phân loại: front mặt đất và front trên cao; tiến hành phân loại theo nhiệt độ trung bình hai mặt front ở nửa dưới tầng đối lưu và chia làm hai loại: front có ý nghĩa động lực và front không có ý nghĩa động lực. Sở dĩ người ta phân chia nhiều kiểu nhiều cách như vậy bởi vì mỗi kiểu mỗi cách có một ý nghĩa lớn trong phân tích và dự báo thời tiết. 2.2 Các dòng bức xạ trong khí quyển 2.2.1 Bức xạ mặt trời 1) Cấu tạo mặt trời Mặt trời là một thiên thể nóng sáng được tạo nên bởi các chất khí và các nguyên tố hóa học. Bán kính của mặt trời khoảng 6,96.108 m, gấp 109,1 lần bán kính của trái đất. Khối lượng của mặt trời khoảng 1,991.1030 kg, gấp 330.000 lần khối lượng trái đất. Tỷ khối mặt trời là 1.410 kg/m3. Mặt trời toả ra một năng lượng rất lớn, năng lượng này do phản ứng nhiệt hạt nhân trong mặt trời. Do đó, nhiệt độ ở các lớp ngoài của mặt trời lên tới 6.000oK và ở lớp sâu trong lòng nó nhiệt độ lên tới 20.000oK. ở nhiệt độ này, mọi chất cấu tạo nên mặt trời đều ở thể khí. Bề mặt nhìn thấy được của mặt trời gọi là quang cầu. Quang cầu có độ sáng không đều, trên mặt quang cầu có những vùng sáng gọi là đuốc trời, vùng thẫm gọi là vết đen mặt trời. Vết đen mặt trời có bán kính chừng 1.000 km đến 2000 km, nhiệt độ trung bình khoảng 4.500oK. Những năm mặt trời có nhiều vết đen hoạt động người ta gọi là năm mặt trời hoạt động, năm có ít vết đen hoạt động gọi là năm mặt trời tĩnh. Chu kỳ hoạt động của vết đen mặt trời là 11 năm. Sự hoạt động của vết đen mặt trời có liên quan đến các hiện tượng vật lý xảy ra trong khí quyển: những năm cực đại của vết đen mặt trời thường xảy ra bão từ, phát sinh cực quang, quá trình ion hóa bị đẩy mạnh Do đó gây ra sự biến đổi các yếu tố khí tượng và các hiện tượng thủy văn trong khí quyển và trên bề mặt trái đất. Phía trên quang cầu có khí quyển bao bọc được gọi là khí quyển mặt trời. Khí quyển mặt trời chia thành từng lớp được gọi là sắc cầu và nhật hoa.
Mặt trời là một nguồn năng lượng to lớn cung cấp cho trái đất và không gian vũ trụ. Năng lượng mặt trời chiếu tới bề mặt trái đất là động lực của mọi quá trình, mọi hiện tượng diễn ra trong khí quyển và trên trái đất. Ngày nay chúng ta đã và đang sử dụng năng lượng mặt trời để phục vụ cho cuộc sống của con người. Do đó, việc nghiên cứu bức xạ mặt trời vừa có ý nghĩa thực tiễn vừa có ý nghĩa khoa học đặc biệt. 2) Bức xạ mặt trời và quang phổ của nó a) Bức xạ mặt trời trước hết là bức xạ nhiệt Mặt trời cũng được coi như là một vật khổng lồ được đốt nóng trong không gian vũ trụ. Người ta nói rằng: mặt trời phát ra bức xạ nhiệt. Bức xạ nhiệt mặt trời phát ra dưới dạng sóng điện từ. Nó bao gồm các tia sáng nhìn thấy được, các tia γ, Rơn ghen, các tia tím cực ngắn, các tia hồng ngoại và các tia tử ngoại. Bản thân chúng cũng là một dạng của vật chất. Theo kết quả tính toán, trong 1 giây mặt trời phát ra không gian vũ trụ chừng 1026 calo nhiệt và chỉ có 1/2triệu năng lượng này đi tới trái đất. Như vậy, hàng năm trái đất và khí quyển nhận được của mặt trời chừng 1,3.1024 calo nhiệt. Với năng lượng này có thể làm tan một lớp băng dầy 35 m phủ kín trên bề mặt trái đất. Bức xạ mặt trời chiếu xuống trái đất với tập hợp của nhiều tia bức xạ dưới dạng các tia song song có những bước sóng khác nhau. Khi phân tích quang phổ bức xạ mặt trời ta được một dải liên tục màu: đỏ, da cam, vàng, lục, lam, chàm, tím mà mỗi màu ứng với một khoảng độ dài sóng khác nhau. Nghiên cứu quang phổ bức xạ mặt trời, người ta đã đi đến kết luận rằng: quang phổ bức xạ mặt trời thuộc loại quang phổ hấp thụ. Dựa vào quang phổ bức xạ mặt trời, chúng ta có thể xác định được thành phần của khí quyển mặt trời và nồng độ của các chất trong đó. Dựa vào quang phổ bức xạ mặt trời, chúng ta có thể xác định được bức xạ mặt trời có bước sóng từ 0,17 μ đến 4 μ. Trong đó: - Năng lượng của các tia có bước sóng λ nhỏ hơn 0,4 μ (bức xạ tử ngoại) chiểm khoảng 7%. Các tia tử ngoại ảnh hưởng rất lớn đến khí quyển tầng cao của trái đất: góp phần tạo thành và tiêu huỷ O3 ở độ cao 20 đến 50 km. - Năng lượng của các tia có bước sóng λ từ 0,4 μ đến 0,75 μ (tia sáng nhìn thấy được) chiểm khoảng 50%. - Năng lượng của các tia có bước sóng λ lớn hơn 0,75 μ (bức xạ hồng ngoại) chiểm khoảng hơn 40%. Mặt trời phát ra chùm tia có vô vàn các bước sóng khác nhau nên còn gọi là bức xạ mặt trời phức hợp. Tia bức xạ mặt trời ứng với một bước sóng λ nào đó được gọi là bức xạ mặt trời đơn sắc. Trong khoa học bức xạ, người ta chia bức xạ ra làm 2 loại: bức xạ sóng ngắn có bước sóng λ từ 0,1 μ đến 4 μ và bức xạ sóng dài có bước sóng λ lớn hơn 4 μ đến 100- 120 μ. Như vậy, bức xạ mặt trời thuộc bức xạ sóng ngắn, nó bao gồm: các tia sáng nhìn thấy được, bức xạ hồng ngoại và bức xạ tử ngoại. Bức xạ mặt trời đi đến bề mặt trái đất là bức xạ sóng ngắn. b) Mặt trời còn phát ra bức xạ hạt
Bức xạ hạt mà mặt trời phát ra đó là dòng vật chất bao gồm các pờrôtông và electơrông mang điện có tốc độ chuyển động rất lớn từ khoảng 400 km/s đến 2.000 km/s. Năng lượng của bức xạ hạt nhỏ hơn rất nhiều năng lượng của bức xạ điện từ (khoảng 1017 lần), song tác dụng của nó lại rất lớn. Nó trực tiếp ion hóa không khí của khí quyển trái đất ở các tầng cao và tạo thành tầng ion trong khí quyển. Tầng ion này ảnh hưởng rất lớn đến từ trường trái đất và có khi làm rối loạn và sinh ra bão từ, trực tiếp gây ra cực quang Thực chất của bức xạ hạt là một dạng phóng xạ nguyên tử có hại cho sự sống. Song nó chỉ đi đến độ cao khoả ng 90 km của khí quyển trái đất, bị khí quyển trái đất hấp thụ nên sự sống trên trái đất vẫn được duy trì. 3) Các đặc trưng định lượng của bức xạ mặt trời a) Cường độ bức xạ mặt trời Cường độ bức xạ mặt trời là năng lượng bức xạ mặt trời đi qua 1 đơn vị diện tích (1 cm2) thẳng góc với tia bức xạ trong 1 đơn vị thời gian (1 phút). Ký hiệu là: I (cal/cm2phút). Với tia bức xạ mặt trời đơn sắc có bước sóng λ, ta có cường độ bức xạ mặt trời đơn sắc Iλ. Cường độ bức xạ mặt trời tại biên giới trên của khí quyển được gọi là hằng số mặt trời, ký hiệu là I0. Gọi là “hằng số mặt trời” nhưng thực ra I0 cũng thay đổi. Nó phụ thuộc vào sự biển đổi của bản thân mặt trời (sự biến đổi của các vết đen, khoảng cách giữa trái đất và mặt trời) và phụ thuộc vào dụng cụ quan trắc và phương pháp tính toán nó. Hằng số mặt trời I0 tương ứng với khoảng cách trung bình giữa trái đất và mặt trời R0 được gọi là hằng số mặt trời trung bình IO . Giữa I0 và IO có mối quan hệ sau: 2 ⎛ R o ⎞ I0 = IO ⎜ ⎟ ⎝ R ⎠ 2 ⎛ R o ⎞ Hay: IO = I0 ⎜ ⎟ (2-1) ⎝ R ⎠ Hằng số mặt trời được sử dụng nhiều trong khí hậu học, do vậy hằng số mặt trời 2 trong khí hậu phải hiểulà IO . Thông thường người ta lấy IO = 1,98 cal/cm phút. Sử dụng IO ta có thể tính toán được tổng lượng bức xạ mặt trời đến trái đất: 2 E = 4πR . IO (2-2) Với: 4πR2 là diện tích mặt cầu tại biên giới trên của khí quyển.
b) Độ cao mặt trời Độ cao mặt trời tại một địa điểm trên trái đất là khoảng cách góc hợp bởi mặt phẳng chân trời với tia bức xạ mặt trời chiếu đến điểm đó. Ký hiệu là hO. z Cũng có thể sử dụng góc thiên hO đỉnh z để biểu thị vị trí của mặt trời (hình 2-5). Hình 2-5 Giữa z và hO có quan hệ sau: o z + hO = 90 Xác định độ cao mặt trời trong công tác nghiệp vụ, người ta dùng công thức sau: sin hO = sin ϕ sin δ + cos ϕ cos δ cos ω (2-3) Trong đó: ϕ: vĩ độ địa lý của điểm quan trắc; δ: xích vĩ mặt trời (độ nghiêng mặt trời) vào ngày quan trắc; ω: góc giờ mặt trời. Công thức (2-3) cho phép ta tính được độ cao mặt trời khi biết ϕ, δ và ω. c) Độ chiếu nắng Năng lượng bức xạ mặt trời chiếu trực tiếp đến một đơn vị bề mặt trong một đơn vị thời gian được gọi là độ chiếu nắng tại bề mặt đó. Ký hiệu là I’. Góc hợp bởi tia sáng mặt trời với mặt nhận ánh sáng gọi là góc tới i. Công thức tính độ chiếu nắng: Chia làm 2 trường hợp: - Trường hợp mặt tiếp nhận ánh sáng là mặt phẳng nằm ngang: Trên hình 2-6: Giả sử có một chùm tia sáng chiếu lên phần A1B của mặt phẳng nằm ngang có diện tích M1, thì mặt A1B sẽ nhận được một lượng bức xạ bằng lượng bức A xạ của chùm tia sáng đó đi qua mặt phẳng AB vuông góc với tia sáng hO có diện tích M trong cùng một đơn A1 B vị thời gian. Gọi I là cường độ bức xạ mặt Hình 2-6 trời và I’ là độ chiếu nắng thì: I . M = I’ . M1 M AB Hay: I’ = I . = I . = I . sin hO M1 AB1 Vậy: I’ = I . sin hO (2-4) Công thức (2-4) để tính độ chiếu nắng trên bề mặt nằm ngang.
b) Trường hợp mặt tiếp nhận ánh sáng bất kỳ Trên các bề mặt địa hình khác nhau thì độ chiếu nắng cũng khác nhau. Độ chiếu nắng của một mặt có hướng và độ dốc bất kỳ được xác định bằng công thức: I’ = I [ sinhO cosβ + coshO sinβ cos(A − a) ] (2-4’) Trong đó: I , hO và A: cường độ bức xạ, độ cao và phương vị mặt trời; β: góc nghiêng của mặt nhận ánh sáng với mặt phẳng nằm ngang; a: phương vị của mặt nhận ánh sáng, (a được xác định bởi mặt phẳng kinh tuyến và mặt phẳng thẳng đứng đi qua đường thẳng trực giao với mặt phẳng đã cho). 4) Sự suy yếu bức xạ mặt trời trong khí quyển a) Nguyên nhân suy yếu bức xạ mặt trời trong khí quyển Sự suy yếu bức xạ mặt trời trong khí quyển bao gồm 2 nguyên nhân chính, đó là: sự giảm yếu do sự hấp thụ bức xạ mặt trời của khí quyển và sự giảm yếu do sự khuếch tán bức xạ mặt trời trong khí quyển. - Sự hấp thụ bức xạ mặt trời của khí quyển: Mỗi nhân tố trong khí quyển chỉ hấp thụ những tia bức xạ có những bước sóng λ nhất định, những nhân tố khác nhau thì hấp thụ những tia bức xạ có bước sóng λ khác nhau. Ta nói rằng: sự hấp thụ bức xạ mặt trời của các nhân tố có trong khí quyển mang tính chất chọn lọc. Ví dụ: * Ôxy (O2): hấp thụ một số tia sáng nhìn thấy được có bước sóng λ = 0,75 μ và λ = 0,64 μ, hấp thụ các tia tử ngoại. Song bức xạ tử ngoại trong bức xạ mặt trời đến trái đất không lớn nên sự hấp thụ bức xạ tử ngoại của O2 không gây ra sự suy yếu bức xạ mặt trời. * Ni tơ (N2): hấp thụ các tia tử ngoại, song bức xạ tử ngoại trong bức xạ mặt trời đến trái đất không lớn nên sự hấp thụ bức xạ tử ngoại của N2 không gây ra sự suy yếu bức xạ mặt trời. * Ôzôn (O3): hấp thụ mạnh các tia tử ngoại - Đó là nguyên nhân của sự tăng nhiệt độ không khí ở tầng bình lưu. Sự hấp thụ này cũng không làm ảnh hưởng đáng kể đến sự suy yếu bức xạ mặt trời. * Các bô nic (CO2): hấp thụ các tia hồng ngoại song lượng CO2 trong khí quyển ít nên sự hấp thụ này cũng không làm ảnh hưởng đáng kể đến sự suy yếu bức xạ mặt trời. * Hơi nước và bụi hấp thụ rất mạnh bức xạ hồng ngoại ở khoảng bước sóng λ từ 0,5μ đến 3 μ. Sự hấp thụ này làm suy yếu một cách đáng kể năng lượng bức xạ mặt trời. Ngoài ra, do hơi nước và bụi tập trung chủ yếu ở phía dưới của tầng đối lưu và hấp thụ bức xạ sóng dài của mặt đất; vì vậy chúng là nhân tố chủ yếu giữ năng lượng cho bề mặt trái đất. Tóm lại: Quá trình hấp thụ bức xạ trong khí quyển (chủ yếu do hơi nước và bụi) làm cho bức xạ mặt trời khi đi đến bề mặt trái đất bị suy yếu đi (giảm đi tới 15%). Phần năng lượng bức xạ giảm đi này, phần lớn biến thành các dạng năng lượng khác
như: nhiệt năng, hóa năng, cơ năng nhưng chủ yếu là nhiệt năng để làm tăng nhiệt độ của khí quyển (tốc độ tăng nhiệt độ của khí quyển trong những giờ ban ngày chỉ chừng 0,1o) và một phần nữa là truyền vào không gian vũ trụ. - Sự khuếch tán bức xạ mặt trời trong khí quyển: Hiện tượng làm cho các tia bức xạ trong khí quyển đang truyền theo một phương nhất định nào đó phải đổi hướng đi, phân tán đi theo mọi hướng trong không gian khí quyển được gọi là sự khuếch tán bức xạ trong khí quyển. Như vậy, sự khuếch tán bức xạ trong khí quyển rõ ràng cũng làm giảm lượng bức xạ mặt trời trên đường đi đến bề mặt trái đất. Khuếch tán bức xạ trong khí quyển xảy ra bằng 2 cách: khuếch tán do các phân tử khí gây ra gọi là khuếch tán phân tử và khuếch tán do keo khí quyển gây ra gọi là khuếch tán keo khí quyển. +Khuếch tán phân tử: Khuếch tán phân tử xảy ra khi các tia bức xạ mặt trời đập vào các phân tử khí trong khí quyển. Mức độ khuếch tán phân tử biểu thị như sau: a i = . I (2-5) λ λ4 λ Trong đó: iλ và Iλ: cường độ tia bức xạ mặt trời có bước sóng λ sau và trước khi bị khuếch tán phân tử; a: hằng số, phụ thuộc vào số lượng phân tử trong 1 đơn vị thể tích không khí: 8 π3(n 2 − 1) 2 a = 3 N Với: N: số phân tử trong 1 đơn vị thể tích; n: chiết suất của không khí. Một mặt, các phân tử làm cho bức xạ mặt trời bị khuếch tán; mặt khác, bản thân chúng lại là nguồn phát xạ và bức xạ này lại bị khuếch tán khi gặp các phân tử khác Do đó, hiện tượng khuếch tán bức xạ trong khí quyển là hiện tượng tái lập nhiều lần. Vì vậy, những lúc mặt trời sắp mọc hoặc đã lặn chúng ta vẫn được hưởng ánh sáng. +Khuếch tán keo khí quyển: Khuếch tán keo khí quyển xảy ra khi các tia bức xạ mặt trời gặp các dạng keo khí quyển. Mức độ khuếch tán biểu thị như sau: β i = . I (2-5’) λ λε λ Trong đó: iλ và Iλ: cường độ tia bức xạ mặt trời có bước sóng λ sau và trước khi bị khuếch tán keo khí quyển; β: hằng số tỷ lệ, β tỷ lệ thuận với số lượng hạt keo khí quyển có trong 1 đơn vị thể tích không khí; ε: hệ số đặc trưng cho kích thước keo khí quyển: 0 < ε < 4 ε = 4: khi kích thước của keo khí quyển bằng kích thước phân tử khí;
ε = 0: khi kích thước của keo khí quyển lớn hơn 10-3 cm và khi đó mức độ khuếch tán không phụ thuộc vào tia bức xạ nữa. Cần nhắc lại rằng: hiện tượng khuếch tán bức xạ do keo khí quyển cũng là hiện tượng tái lập nhiều lần. b) Định luật suy yếu bức xạ mặt trời trong khí quyển - Định luật suy yếu bức xạ mặt trời trong khí quyển khô sạch: Khí quyển khô sạch tức là khí quyển không có hơi nước, bụi và các tạp chất khác mà chỉ có các phân tử khí. Sau đây ta sẽ khảo sát quy luật suy yếu bức xạ mặt trời trong khí quyển khô sạch. Để đơn giản, ta tách bức xạ mặt A trời lấy một chùm tia đơn sắc có bước sóng λ. Giả sử rằng: tại biên giới trên của khí quyển (A) luồng ds bức xạ của chùm tia đó là Eoλ và khi đi đến mặt đất (B) luồng bức xạ của chùm tia đó là Eλ. Nếu ta tách ra B một lớp khí quyển mỏng thì chùm tia bức xạ phải đi qua một đoạn Hình 2-7 đường rất nhỏ ds trong lớp khí quyển vừa tách ra (hình 2-7). Giả sử rằng: lớp khí quyển mỏng đó làm cho chùm tia bức xạ suy yếu đi một lượng là dEλ. Nếu gọi αλ và ρ là hệ số giảm yếu bức xạ và mật độ không khí của lớp khí quyển vừa tách ra thì: dEλ = − αλ . Eλ . ds (*) Trong đó: Dấu (−) mang ý nghĩa dEλ là lượng giảm bức xạ; αλ = kλ . ρ với: kλ là hệ số giảm yếu khối lượng. Hay: dEλ = − kλ . ρ . Eλ . ds dE λ Hoặc: = − kλ . ρ . ds ( ) E λ Công thức ( ) bi ểu diễn sự suy yếu của tia bức xạ mặt trời đơn sắc khi đi qua quãng đường ds trong lớp khí quyển đã tách ra. Tích phân công thức ( ) theo cả đoạn đường từ A đến B ta nhận được sự suy yếu của tia bức xạ mặt trời đơn sắc khi đi qua suốt bề dày khí quyển. E λ dE B Ta có: λ = −k . ρ . ds ∫ E ∫ λ E0λ λ A B E λ Hay: ln = −∫ kλ . ρ . ds E 0λ A B −∫ kλ . ρ . ds A Eλ = E0λ . e (2-6)
Trong đó: Eλ và E0λ là luồng bức xạ mặt trời đơn sắc ở trên mặt đất và trên giới hạn trên cùng của khí quyển; B ∫kλ . ρ . ds = θ gọi là khối lượng quang học của khí quyển. A Vậy: Khối lượng quang học khí quyển θ là đại lượng biểu thị mức độ giảm yếu bức xạ mặt trời trên đường đi đến mặt đất (chính xác là đi từ giới hạn trên cùng của khí quyển đến mặt đất). Từ công thức (2-6) ta có nhận xét rằng: khối lượng quang học khí quyển θ phụ thuộc vào độ cao mặt trời hO vì khi hO thay đổi thì đoạn đường AB sẽ thay đổi, tức là: θ = θ(hO). Sau đây, ta thiết lập mối quan hệ đó: o Chọn vị trí mặt trời ở thiên đỉnh (hO = 90 ), lúc đó đoạn đường AB = H (độ cao khí quyển) và: H o θ(90 ) = ∫ kλ . ρ . ds 0 Nếu xem khí quyển là đồng nhất, tức là ρ không thay đổi theo độ cao thì kλ (hệ số giảm yếu khối lượng) cũng không thay đổi theo độ cao. Khi đó: o θ(90 ) = kλ . ρ . H o Với: θ(90 ) = kλ.ρ.H được gọi là 1 đơn vị khối lượng quang học khí quyển. o Biểu diễn khối lượng quang học θ(hO) theo đơn vị khối lượng quang học θ(90 ) thì θ(hO) sẽ có m đơn vị khối lượng quang học, tức là: θ(h ) m(h) = O (2-7) O θ(90o ) Trong đó: m(hO) được gọi là khối lượng khí quyển tương đối hay gọi tắt là khối lượng khí quyển. Như vậy, khối lượng khí quyển khác hoàn toàn khái niệm về khối lượng trong từ trường trái đất. Rõ ràng rằng khối lượng khí quyển là đại lượng không thứ nguyên, nó nói lên rằng quãng đường của tia bức xạ mặt trời theo phương nghiêng ở độ cao mặt trời đã cho gấp bao nhiêu lần theo phương thẳng đứng khi mặt trời ở thiên đỉnh. Ví dụ: m = 2, có nghĩa là tia bức xạ mặt trời muốn đến mặt đất phải đi một đoạn đường gấp 2 lần đoạn đường mà tia bức xạ mặt trời phải đi khi mặt trời ở thiên đỉnh. Thực ra, m còn phụ thuộc vào độ cong của mặt đất, hiện tượng khúc xạ ánh sáng của khí quyển và kết cấu khí quyển. Nên việc tìm biểu thức biểu thị m khá phức tạp. Nếu giả định rằng mặt địa cầu và các tầng khí quyển nằm ngang, mật độ khí quyển là đồng nhất. Khi đó vấn đề xác định m trở nên khá đơn giản. Có thể xây dựng các công thức tính m như sau:
Như ta đã nêu, trên hình 2-8, m nói lên rằng quãng đường mà tia bức xạ mặt trời đi từ điểm M2 đến điểm O (OM2) gấp M1 M2 bao nhiêu lần quãng đường từ điểm M1 đến điểm O (OM1), tức là: OM2 = m.OM1 Hay: OM 1 1 hO M = 2 = = 1 OM1 OM1 sin ho Hình 2-8 OM 2 Do đó: 1 m = (2-8) sin ho Công thức (2-8) chỉ dùng cho trường hợp với địa điểm có khí áp bằng P0. Với các địa điểm có P khác P0 (ứng với các vùng núi chẳng hạn) thì khi tính toán m ta phải tiến hành phép hiệu chỉnh theo công thức sau: P m’ = . m (2-9) PO Trong đó: m’ là khối lượng khí quyển tại trạm có áp suất P; m là khối lượng khí quyển đã quy về địa điểm có áp suất P0. 1 Và thay: m’ = , ta có: sin ho P 1 m = 0 . (2-10) P sin ho Công thức (2-10) là công thức tính toán khối lượng quang học thường sử dụng ở vùng có độ cao h tương đối lớn so với mực biển. Cần lưu ý các điểm sau đây: 0 - Công thức (2-8) và (2-10) chỉ dùng với trường hợp độ cao mặt trời hO > 15 thì o độ chính xác đảm bảo. Còn nếu độ cao mặt trời hO ≤ 15 thì khi đó chúng ta sẽ không thể bỏ qua độ cong của mặt đất, mức độ ảnh hưởng của mật độ không khí luôn thay đổi thì vấn đề trở nên phức tạp hơn nhiều. Khi đó, có thể dùng công thức thực nghiệm gần đúng sau đây để tính khối lượng khí quyển m: 1 8,2 m = − 2 (2-10’) sin ho h o (độ cao mặt trời hO đo bằng rađian) - Khi độ cao mặt trời càng lớn thì khối lượng khí quyển càng giảm. Qua tính toán người ta thấy sự giảm này chậm dần. Thay các giá trị vừa tìm được bởi các công thức (2-7) vào công thức (2-6) ta có: - θ(90).m Eλ = E0λ . e (2-11) Trong đó: m được xác định bởi công thức (2-8) và (2-10).
Nếu ta gọi Iλ và Ioλ là cường độ bức xạ mặt trời đơn sắc chiếu trực tiếp xuống bề mặt trái đất và biên giới trên khí quyển thì sử dụng công thức (2-11) ta có thể viết: - θ(90).m Iλ = I0λ . e (2-11’) Trong đó: e -θ(90) = e -kλρH = f(λ) biểu thị mức độ giữ lại bức xạ mặt trời của khí quyển nhiều hay ít tức là biểu thị mức độ trong suốt của khí quyển . - kλρH Đặt: e = Pλ và đại lượng Pλ được gọi là hệ số trong suốt khí quyển đối với tia bức xạ có bước sóng λ. Do đó: m Iλ = I0λ . Pλ (2-12) Công thức (2-12) là công thức Bughê đối với bức xạ mặt trời đơn sắc có bước sóng λ. Thực ra, bức xạ mặt trời bao gồm vô số tia bức xạ. Do đó, cường độ bức xạ mặt trời đi đến bề mặt trái đất sẽ là: ∞ ∞ m ∫ Iλ dλ = ∫ Io λ P λ dλ 0 0 m I = I0 . Ptb (2-13) Trong đó: I và I0 là cường độ bức xạ trực tiếp đến bề mặt đất và hằng số mặt trời. Công thức (2-13) là công thức Bughê đối với bức xạ mặt trời phức hợp. Từ công thức (2-13) chúng ta có thể xác định được hệ số trong suốt khí quyển trung bình Ptb như sau: I Ptb = m (2-14) I 0 Từ công thức (2-14) có thể định nghĩa hệ số trong suốt khí quyển như sau: “Hệ số trong suốt khí quyển phức hợp đo bằng tỷ số giữa cường độ bức xạ phức hợp của mặt trời sau khi đi qua một đơn vị khối lượng khí quyển với cường độ bức xạ ban đầu”. Hoặc cũng từ công thức (2-13), ta có thể tính Ptb bằng cách lấy lôgarít hai vế ta có: lg I = lg IO + mlg Ptb Hay: lg I− lg I0 Ptb = (2-14’) m Hệ số trong suốt khí quyển P có quan hệ chặt chẽ với khối lượng khí quyển m. Cụ thể là P tăng khi m tăng (Vì sau khi đi qua một quãng đường nhất định thì bộ phận nào của bức xạ dễ giảm yếu thì đã giảm yếu đi rồi còn lại là bộ phận bức xạ phần nhiều tương đối trong suốt hơn không dễ gì giảm yếu đi nữa. Có nghĩa là về trung bình mà xét thì khối lượng khí quyển m càng lớn thì hệ số trong suốt khí quyển P càng lớn). Sau đây là giá trị hệ số trong suốt khí quyển trung bình Ptb thay đổi theo m: m 2 – 3 3 – 4 4 - 5 5 – 6 6 - 7 7 – 8 8 – 9 9 - 10 Ptb 0,843 0,866 0,878 0,866 0,892 0,897 0,901 0,917 Do đó muốn so sánh hệ số trong suốt khí quyển ở các tình hình khối lượng khí quyển khác nhau thì trước tiên ta phải khử mối quan hệ P và m. Tức là tính đổi hệ số trong suốt khí quyển P ở các tình hình khác nhau đó sang cùng một khối lượng khí
quyển m. Trong khí tượng người ta thường đổi Pm sang P2 tức là hệ số trong suốt khí o quyển ứng với m = 2 (khi độ cao mặt trời hO = 30 ) và ngày nay phương pháp tính P2 đã được áp dụng rộng rãi trên toàn thế giới. Hệ số trong suốt khí quyển biến đổi theo thời gian: ở vùng ôn đới Pmax rơi vào mùa đông Pmin rơi vào mùa hè. ở Việt Nam, qua khảo sát thực tế thì biến trình năm của hệ số trong suốt khí quyển có khác: một cực tiểu sâu rõ vào nửa cuối mùa đông và một vùng cực đại bao gồm cả các tháng mùa hè và nửa đầu mùa đông. Tóm lại: Chúng ta đã xây dựng được công thức Bughê dưới dạng (2-13) và nghiên cứu được hệ số trong suốt khí quyển - đại lượng biểu thị cho mức độ giữ lại nhiều hay ít bức xạ của khí quyển có chứa trong công thức (2-13). Nói một cách khác công thức (2-13) là công thức biểu thị định luật suy yếu bức xạ mặt trời trong khí quyển. Và nó được nhiều nhà khí tượng trên thế giới ưa chuộng. Tuy nhiên, về mối quan hệ chặt chẽ giữa P và m đã nói trên, nên khi m khá lớn tức là P khá lớn thì hO khá nhỏ thì công thức Bughê không cho độ chính xác cao. Để khắc phục điều đó Castơrốp đã dựa vào thực nghiệm và tính toán lý thuyết để xây dựng một công thức khác biểu diễn sự suy yếu của bức xạ mặt trời. Công thức Casơtơrốp biểu thị như sau: I = Io (2-15) 1+ Cm Trong đó: C là hằng số nói lên độ trong suốt của khí quyển, nó phụ thuộc vào khối lượng khí quyển m. Trong thực tế C là đại lượng rất nhậy của độ trong suốt khí quyển: khi hằng số C thay đổi thì cường độ bức xạ mặt trời thay đổi mạnh hơn nhiều so với khi hệ số trong suốt khí quyển P thay đổi. - Định luật suy yếu bức xạ mặt trời trong khí quyển thực tế Trong khí quyển thực tế, ngoài các phân tử khí ra còn chứa các dạng vật chất khác như hơi nước, bụi và các tạp chất khác. Các nhân tố này làm vẩn đục bầu không khí của khí quyển nên được gọi là nhân tố vẩn đục. Sự suy yếu bức xạ mặt trời trong khí quyển thực tế được gây nên không chỉ bởi các phân tử không khí mà còn bởi hơi nước, bụi và các tạp chất khác. Ta có thể biểu thị hệ số suy yếu bức xạ trong khí quyển thực tế bằng hệ thức: αt = α + ω + d Trong đó: αt: hệ số suy bức xạ tổng cộng trong khí quyển thực tế; α: hệ số suy yếu bức xạ gây ra bởi phân tử không khí; ω: hệ số suy yếu bức xạ gây ra bởi hơi nước; d : hệ số suy yếu bức xạ gây ra bởi tạp chất. α ω d Nếu ta đặt: β = t = 1 + + (2-16) α α α Thì β được gọi là chỉ số vẩn đục của khí quyển (hoặc là nhân tố, hệ số vẩn đục). Nó cho ta biết trong khí quyển có nhiều hay ít vật chất vẩn đục. Ta có thể tính β như sau:
Nếu gọi hệ số trong suốt trong khí quyển thực tế là P thì ta có thể áp dụng công thức Bughê để biểu diễn sự suy yếu bức xạ mặt trời trong khí quyển thực tế: m I = I0 . P (2-17) Trong đó: P = e−αt.H là hệ số trong suốt khí quyển thực tế. α t Mà: β = (theo định nghĩa). Vậy: αt = α.β α Thay vào công thức (2-17) ta có: -α.H.m.β I = I0 . e m.β I = I0 . q (2-17’) Trong đó: q là hệ số trong suốt khí quyển của khí quyển khô sạch (khí quyển chỉ chứa phân tử không khí chứ không có hơi nước, bụi và tạp chất); I và I0 là cường độ bức xạ mặt trời trực tiếp đo được trên bề mặt trái đất sau khi bức xạ mặt trời đi qua khí quyển thực tế và cường độ bức xạ mặt trời ban đầu ở biên giới trên của khí quyển. Từ công thức (2-17’) ta rút ra rằng: - Chỉ số vẩn đục β chính là số lần khối lượng khí quyển cần phải lấy để cho sự suy bức xạ trong khí quyển lý tưởng (khô sạch) bằng sự suy yếu bức xạ trong khí quyển thực tế. - Đối với khí quyển thực tế, ta áp dụng định luật suy yếu bức xạ cho khí quyển khô sạch bằng cách lấy khối lượng khí quyển tăng lên β lần. Ta có thể tính được giá trị của chỉ số vẩn đục β như sau: Kết hợp công thức (2-17) và (2-17’): Pm = qm.β Lấy lôgarít hai vế phương trình trên ta nhận được: m.lgP = m.β.lgq lg P Vậy: β = (2-18) lgq Trong đó: P và q là các hệ số trong suốt khí quyển thực tế và khí quyển khô sạch. Vì hệ số trong suốt của khí quyển thực tế bao giờ cũng nhỏ hơn hơn hệ số trong suốt của khí quyển khô sạch nên: P 1. β = 1 khi P = q (tức là khí quyển không có bụi, hơi nước và tạp chất). β càng lớn khi bụi, tạp chất, hơi nước càng lớn và không phụ thuộc vào khối lượng khí quyển m. β phụ thuộc vào đặc điểm của các khối không khí, biến đổi theo mùa và theo vĩ độ ϕ: β vào mùa đông nhỏ hơn mùa hè; vào ban đêm nhỏ hơn ban ngày; ở vĩ độ ϕ thấp lớn hơn ϕ cao; trên lục địa lớn hơn trên hải dương, Tóm lại: Công thức (2-17’) là công thức biểu diễn định luật suy yếu bức xạ trong khí quyển thực tế với β đặc trưng khí quyển thực tế cho bởi công thức (2-18). Như vậy, với khí quyển thực tế ta có thể áp dụng định luật suy yếu bức xạ đối với khí quyển lý tưởng bằng cách tăng khối lượng khí quyển lên β lần. 5) Bức xạ tổng cộng Bức xạ mặt trời đi đến bề mặt trái đất bao gồm các tia bức xạ chiếu thẳng tới bề mặt trái đất (bức xạ trực tiếp hay trực xạ) và các tia bức xạ do các phần tử không khí và các
tạp chất khác làm khuếch tán nhiều lần chiếu tới (bức xạ khuếch tán hay tán xạ). Bức xạ mặt trời chính là sự tổng cộng hai loại bức xạ trên gọi là bức xạ tổng cộng. a) Bức xạ trực tiếp (trực xạ) - Giới thiệu chung: Do khoảng cách giữa trái đất và mặt trời rất xa (149.457.000 km) nên các tia bức xạ chiếu trực tiếp xuống trái đất hầu như song song với nhau. Và “người ta gọi phần năng lượng chiếu trực tiếp từ mặt trời xuống trái đất dưới dạng các tia song song là bức xạ trực tiếp hay trực xạ”. Người ta đo bức trực tiếp bằng trực xạ kế, kết quả đo đạc cho ta cường độ bức xạ trực tiếp. Ký hiệu là S (cal/cm2ph). Do đó, để đặc trưng cho bức xạ trực tiếp người ta dùng cường độ bức xạ trực tiếp S. Cường độ bức xạ trực tiếp S phụ thuộc vào độ cao mặt trời, độ trong suốt hay vẩn đục của khí quyển, địa điểm quan trắc, lượng và dạng mây v.v Do đó sự biến thiên của cường độ bức xạ trực tiếp S có chu kỳ rõ rệt. Nhìn chung, nếu không xét đến các nhân tố ảnh hưởng khác thì giá trị lớn nhất của cường độ bức xạ trực tiếp S sẽ quan sát được khi độ cao mặt trời hO lớn nhất. Tuy nhiên, trong thực tế chúng ta cũng đã đo đạc được các giá trị của cường độ bức xạ trực tiếp khi mặt trời có độ cao hO nhỏ xấp xỉ bằng các giá trị của nó khi mặt trời có độ cao hO lớn. Điều đó có thể giải thích được bằng ảnh hưởng của độ trong suốt khí quyển, mức độ vẩn đục hoặc ảnh hưởng của mây tới cường độ trực xạ và thậm chí còn phải kể cả đến ảnh hưởng của các hiện tượng vật lý diễn ra trong khí quyển luôn thay đổi. - Biến trình ngày và năm của bức xạ trực tiếp: Biến trình ngày: Diễn biến bức xạ trực tiếp trong ngày được đặc trưng bởi sự biến thiên của cường độ trực xạ S. Như đã nêu ở trên, cường độ bức xạ trực tiếp phụ thuộc độ cao mặt trời hO và độ trong suốt khí quyển. Do đó, biến trình ngày của nó thường không đối xứng qua giữa trưa mà cực đại thường xảy ra trước hoặc muộn hơn. Chỉ có trong điều kiện trời quang (trong xanh) thì biến trình ngày mới xem là gần đối xứng qua giữa trưa. Song nếu chỉ cần xuất hiện bất cứ một nhân tố nào làm ảnh hưởng đến độ trong suốt khí quyển (mây, bụi) cũng làm biến trình thay đổi. Biến trình năm: Diễn biến bức xạ trực tiếp trong năm được đặc trưng bởi sự biến thiên các trị số giữa trưa trung bình hàng tháng của cường độ trực xạ S. Ta có thể dễ dàng nhận thấy rằng biến trình năm của cường độ trực xạ có hai dạng: Dạng kép: Xảy ra ở xích đạo và lân cận với hai cực đại vào các ngày phân và hai cực tiểu vào các ngày chí. Dạng đơn: Xảy ra ở các vĩ độ cao hơn với cực đại vào ngày hạ chí và cực tiểu vào ngày đông chí. Song trong thực tế không phải cường độ trực xạ chỉ do độ cao mặt trời quy định mà còn bị ảnh hưởng của độ trong suốt khí quyển, do đó mà biến trình có xê dịch đi. Ví dụ: tại Việt Nam cực đại rơi vào tháng VI, VII còn cực tiểu rơi vào tháng I, II. - Ngoài ra, cường độ bức xạ trực tiếp S còn tăng theo độ cao: dS = 10 -2 ÷ 10 - 3 cal/cm2ph/100m dz
Trong phạm vi độ cao dưới 2.000 m: dS = 0,02 cal/cm2ph/100m dz - Sự phân bố bức xạ mặt trời trực tiếp trên bề mặt trái đất Thực ra khi đến bề mặt trái đất không phải lúc nào tia mặt trời cũng chiếu thẳng góc với mặt đất. Do đó bức xạ mặt trời trực tiếp trên mặt đất bao giờ cũng nhỏ hơn. Khi đó thì cường độ bức xạ trực tiếp trên bề mặt nằm ngang này sẽ là: S’ = S . sin hO 2 ⎛ RO ⎞ S’ = S0 ⎜ ⎟ sin hO ⎝ R ⎠ 2 ⎛ RO ⎞ S’ = S0 ⎜ ⎟ (sinϕ sinδ + cosϕ cosδ cosω) (2-19) ⎝ R ⎠ Trong đó, có thể xác định góc giờ ω như sau: khi mặt trời mọc hay lặn thì hO = 0 ; nên: sinϕ sinδ + cosϕ cosδ cosω = 0 Vậy: cos ω = − tgϕ tgδ Như vậy trong một ngày tại một địa điểm nhất định thì ϕ, δ, R là các trị số xác định. Do đó muốn tính năng lượng bức xạ trực tiếp đến bề mặt nằm ngang trong một ngày ta chỉ việc lấy tích phân (2-19) từ lúc mặt trời mọc đến lúc mặt trời lặn. lặn Wngày = ∫ S ' dt (2.20) mọc Ta đổi dt sang dω : 2π 2π 1.440 Từ: ω = (t - E) ; Lấy: dω = (dt - dE) ; Nên : dt = dω T T 2π Thay vào (2-20) ta có: + ω 0 1 .440 W = d'S ω (2-20’) ngày ∫ 2 π − ω 0 Công thức (2-20) và (2-20’) là công thức tính tổng lượng ngày của bức xạ mặt trời trực tiếp có thể. Để tính tổng lượng bức xạ mặt trời trực tiếp thực tế, ta cần tính đến ảnh hưởng của độ trong suốt khí quyển, khoảng cách giữa trái đất - mặt trời và độ cao mặt trời, tức là: 2 +ω0 1.440 ⎛ RO ⎞ m Wngày = ⎜ ⎟ So P (sinϕ sinδ + cosϕ cosδ cos ω) dω (2-21) 2π ⎝ R ⎠ ∫ −ω0 Công thức (2-21) cho ta thấy rằng năng lượng bức xạ mặt trời đến bề mặt trái đất (trên mặt nằm ngang) phụ thuộc vào vĩ độ địa lý ϕ, ngày trong năm ω, khoảng cách giữa trái đất và mặt trời R, độ nghiêng của mặt trời δ và độ trong suốt khí quyển P. Nghĩa là
năng lượng bức xạ trực tiếp trên bề mặt trái đất có quan hệ chặt chẽ với mùa trong năm và vĩ độ địa lý rõ rệt. Thực tế, trong công thức (2-21) có chứa Pm thay đổi theo thời gian, do đó tích phân này lấy rất phức tạp. Khi tính toán người ta thường dùng phương pháp đồ thị hoặc dùng phương pháp toán học với đầy đủ các điều kiện thích hợp. Nếu xem P = Ptb trên toàn cầu thì dễ dàng lấy được tích phân (2-21): 2 ⎛ R ⎞ 1.440 O m Wngày = ⎜ ⎟ S0 P (ω0sinϕ sinδ + cosϕ cosδ sinω0) (2-21’) 2π ⎝ R ⎠ tb Nếu có ảnh hưởng của mây thì năng lượng bức xạ mặt trời đến bề mặt trái đất được tính bằng công thức tổng quát sau: W = W0 . f(n) Trong đó: W và W0 là năng lượng bức xạ mặt trời đến bề mặt trái đất khi trời có mây và không có mây; f(n): hàm biểu thị ảnh hưởng của mây. b) Bức xạ khuếch tán (Tán xạ) Như trên chúng ta đã nói, một trong những nguyên nhân cơ bản để làm giảm yếu bức xạ mặt trời là hiện tượng khuếch tán bức xạ. Chính do hiện tượng khuếch tán bức xạ này mà bức xạ trực tiếp giảm đi và xuất hiện bức xạ khuếch tán (tán xạ). Do đó: Bức xạ khuếch tán là một phần của bức xạ mặt trời đã bị khuếch tán trong khí quyển. Nó được truyền về mọi phía của không gian vũ trụ song mạnh nhất vẫn là theo phương của tia tới. Để đặc trưng cho bức xạ khuếch tán, người ta dùng cường độ bức xạ khuếch tán. Ký hiệu là chữ D (cal/cm2ph). Cường độ bức xạ khuếch tán là tổng lượng bức xạ khuếch tán đi đến từ tất cả các điểm trên bầu trời tới 1cm2 bề mặt nằm ngang trong một đơn vị thời gian là một phút. Người ta đo cường độ bức xạ khuếch tán bằng một dụng cụ đặc biệt gọi là thụ xạ kế. Kết quả giá trị đo đạc cho ta giá trị của D. Bức xạ khuếch tán cũng phụ thuộc vào nhiều yếu tố, chẳng hạn: vì nó phụ thuộc vào trực xạ do đó bức xạ khuếch tán cũng phụ thuộc vào độ cao mặt trời hO, độ trong suốt khí quyển, độ cao trên mặt biển và đặc điểm của mặt đệm. Đặc biệt bức xạ khuếch tán phụ thuộc chặt chẽ vào lượng và dạng mây. Cụ thể: khi xuất hiện các loại mây tầng cao cho ánh sáng mặt trời xuyên qua thì D lớn hơn so với trời không mây; nhưng khi xuất hiện các loại mây thấp dày đặc không cho tia sáng đi qua thì D giảm rõ rệt (mây này chỉ hấp thụ chứ ít làm khuếch tán bức xạ); hoặc khi trên bầu trời lượng mây lên tới cấp 8, 9 song đĩa mặt trời không bị che khuất thì tán xạ có giá trị lớn nhất. Tóm lại: Bức xạ khuếch tán cũng phụ thuộc chặt chẽ vào thời điểm trong ngày, trong năm, trong mùa và phụ thuộc vào vĩ độ địa phương, vào trạng thái vật lý của khí quyển. Bức xạ khuếch tán đóng một vai trò rất lớn trong nguồn năng lượng bức xạ đi đến bề mặt trái đất: trong một ngày trước khi mặt trời mọc và sau khi mặt trời lặn; trong một năm đặc biệt là mùa đông với những ngày nhiều mây thì bức xạ khuếch tán đóng vai trò rất quan trọng. c) Bức xạ tổng cộng
- Giới thiệu chung: Bức xạ tổng cộng bao gồm bức xạ trực tiếp và bức xạ khuếch tán. Hay nói một cách khác thì: Bức xạ mặt trời kể cả trực xạ và tán xạ đi đến thuộc bề mặt nằm ngang gọi là bức xạ tổng cộng. Để đặc trưng cho bức xạ tổng cộng người ta dùng cường độ bức xạ tổng cộng Stc: Stc = S’ + D Stc = S sin hO + D (2-22) Như vậy: Cường độ bức xạ tổng cộng là năng lượng bức xạ mặt trời đi đến một đơn vị diện tích là 1cm2 trên bề mặt nằm ngang trong một đơn vị thời gian là một phút. Ngoài ra, để đặc trưng cho năng lượng bức xạ tổng cộng đến trên bề mặt trái đất trong một thời gian nào đó người ta dùng tổng lượng bức xạ mặt trời Q. Q = ΣS’ +ΣD (2-23) Bức xạ tổng cộng cũng phụ thuộc vào độ cao mặt trời, độ trong suốt khí quyển, ngày và mùa trong năm, vĩ độ địa phương. Trong đó: Tỷ lệ bức xạ trực tiếp và bức xạ khuếch tán cũng thay đổi trong một phạm vi rộng. Ví dụ: Sáng sớm và chiều tối bức xạ khuếch tán đóng vai trò chủ yếu. Khi mặt trời lên cao dần thì bức xạ trực tiếp tăng nhanh hơn khuếch tán, khoảng gần giữa trưa thì xấp xỉ như nhau, sau đó S’ và D giảm dần, S’ giả m nhanh hơn. Trường hợp trời trong bức xạ khuếch tán và trực xạ gần bằng nhau. Sự phụ thuộc này càng thể hiện rõ rệt khi ta xét đến sự biến thiên của bức xạ tổng cộng. - Biến thiên của bức xạ tổng cộng theo thời gian: Với điều kiện trời quang mây: Sự biến thiên của bức xạ tổng cộng khá đơn giản. Biến trình ngày có cực đại vào những giờ giữa trưa khi hO lớn nhất và cực tiểu quan trắc vào sáng sớm hoặc buổi chiều tối. Biến trình năm có cực đại vào các tháng mùa hè và cực tiểu vào các tháng mùa đông (ở Việt Nam cực đại vào tháng VII cực tiểu vào tháng II). Thực tế, do ảnh hưởng của độ trong suốt khí quyển mà dạng biến trình trên có thay đổi đi. Ví dụ: dạng biến trình ngày của bức xạ tổng cộng nhiều khi lại có dạng kép với 2 cực đại vào lúc 10 giờ và 15 - 16 giờ (khi đối lưu chưa mạnh và khi đối lưu đã giảm đi làm cho Qmax) và cực tiểu phụ vào khoảng 13 giờ (khi đối lưu mạnh làm cho Qmin). Với điều kiện trời có mây: Mây ảnh hưởng rất phức tạp đến bức xạ tổng cộng. Tổng xạ có thể tăng khi bầu trời có vài áng mây lơ lửng, nhất là lúc đó đĩa mặt trời lại không bị che, tổng lượng bức xạ Q có thể lớn hơn khi trời không mây. Tổng xạ có thể giảm khi bầu trời bị che phủ hoàn toàn bởi mây tầng thấp dày đặc. ảnh hưởng của mây cũng được biểu diễn bằng công thức tổng quát sau: Q = Q0 . f(n) Trong đó: Q và Q0 là tổng xạ khi trời có mây và không có mây; f(n): hàm biểu thị ảnh hưởng của mây. Nhìn chung, diễn biến của tổng xạ và lượng mây là ngược nhau. - Biến đổi của bức xạ tổng cộng theo không gian:
Về cường độ bức xạ tổng cộng: Vì phụ thuộc váo S’ nên: Theo vĩ độ, càng lên vĩ độ cao cường độ bức xạ tổng cộng càng giảm. Theo chiều thẳng đứng, càng lên cao cường độ bức xạ tổng cộng càng tăng. Về tổng lượng bức xạ tổng cộng: ở vùng vĩ độ thấp lớn và phân bố đồng đều hơn, ở vĩ độ cao nhỏ và phân bố ít đồng đều hơn. Về trị số tổng xạ về mùa đông nhỏ, mùa hè lớn. Về trung bình mà xét thì sự phân bố tổng xạ trên trái đất theo dạng đới gần như song song với vòng vĩ tuyến. d) Bức xạ phản xạ và bức xạ hấp thụ Như chúng ta đã biết, bức xạ tổng cộng đi đến bề mặt trái đất, ngoài phần năng lượng bị mặt đất hấp thụ, còn một phần bị mặt đất phản xạ trở lại. Phần năng lượng bức xạ mặt trời bị mặt đất phản xạ trở lại gọi là bức xạ phản xạ hay gọi tắt là phản xạ. Phần năng lượng bức xạ mặt trời được mặt đất hấp thụ gọi là bức xạ hấp thụ. - Bức xạ phản xạ - Albêđô Bức xạ phản xạ phụ thuộc vào tình hình chiếu nắng, vào đặc điểm và tính chất mặt phản xạ như màu sắc, hình dạng của bề mặt. Để đặc trưng cho mức độ phản xạ người ta dùng tỷ số Albêđô gọi tắt là Albêđô, ký hiệu là A (%). Albêđô của một bề mặt là tỷ số giữa năng lượng bức xạ phản xạ từ bề mặt đó với năng lượng bức xạ toàn bộ chiếu tới bề mặt đó. * Với mặt đất, trị số Albêđô (A) của một số loại đất như sau: Đất đen khô A = 14% Đất mục A = 26% Cát sa mạc A = 28-38% Cỏ A = 29% Rừng A = 10 -18% * Với nước, trị số Albêđô nhỏ hơn nhiều vì phần nhiều tia bức xạ bị nước hấp thụ, đặc biệt nước càng bẩn, đục, trị số A càng tăng: Với bức xạ khuếch tán: A = 8 -10% Với bức xạ trực tiếp : A = f(hO) Dùng trị số A, có thể tính được cường độ bức xạ phản xạ: Spx = (SsinhO + D) . A (2-24) Trong đó: Spx, S, D là cường độ phản xạ, cường độ trực xạ, cường độ tán xạ. Trong công thức (2-24), đối với từng loại bề mặt ta biết được A và dễ dàng tính được cường độ bức xạ phản xạ nếu biết được cường độ bức xạ tổng cộng và tính được phần năng lượng bị bề mặt phản xạ Wpx khi biết tổng xạ Q trên mặt đó: Wpx = A . Q (2-24’) - Bức xạ hấp thụ Khi biết được trị số A của một mặt và cường độ bức xạ tổng cộng, ta có thể tính được cường độ bức xạ hấp thụ Sht như sau: Sht = (SsinhO + D) − (SsinhO + D) . A Sht = (SsinhO + D) − (1 − A) (2-25)
Hoặc cũng có thể tính được tổng lượng của bức xạ hấp thụ Wht, khi biết tổng lượng bức xạ Q: Wht = Q (1 − A) (2-25’) Chính phần năng lượng bức xạ hấp thụ Wht này là phần năng lượng có ích dùng để cung cấp nhiệt năng làm tăng nhiệt độ của mặt đất và từ đó xảy ra sự trao đổi nhiệt với các vật xung quanh. 2.2.2 Bức xạ mặt đất và bức xạ khí quyển Mặt đất và khí quyển đều có trạng thái nhiệt nhất định (nhiệt độ trung bình của mặt đất khoảng 288oK, ngay cả trên tầng bình lưu khí quyển nhiệt độ cũng khoảng 220oK) nên chúng đều phát ra bức xạ nhiệt. Bức xạ do bề mặt trái đất phát ra được gọi là bức xạ mặt đất (Eđ); bức xạ do khí quyển phát ra được gọi là bức xạ khí quyển (Ekq). Theo định luật Vin thì bức xạ của chúng tập trung hầu hết vào khoảng bước sóng thuộc bức xạ sóng dài. Vì vậy bức xạ mặt đất và bức xạ khí quyển thuộc loại bức xạ sóng dài. Mặt khác, mặt đất và khí quyển đều không phải là vật đen tuyệt đối nên khi áp dụng các định luật về bức xạ nhiệt ta phải nhân thêm một hệ số hiệu chính. 1) Bức xạ mặt đất Sự phát xạ của bề mặt đất xảy ra suốt ngày đêm, đặc biệt về ban đêm mặt đất hoàn toàn phát xạ nên người ta còn gọi bức xạ mặt đất là phát xạ ban đêm. Vì mặt đất không phải là vật đen tuyệt đối nên khi áp dụng định luật Stêphan - Bolxman thì năng lượng bức xạ mặt đất được tính theo công thức: 4 Eđ = δ.σ. Td (2-26) Trong đó: δ: hằng số hiệu chính thay đổi đối với từng vật thể trên trái đất. δ chính là trị số trung bình của khả năng hấp thụ của vật thể, 0 < δ < 0. Nó nói lên rằng: bức xạ của mặt đất nhỏ hơn khả năng bức xạ của vật đen tuyệt đối. Trị số δ đối với một số bề mặt trên trái đất như sau: Đất đen δ = 87% Cát δ = 89% Sỏi δ = 91% Cỏ δ = 84% Nước δ = 96,5% σ: khả năng phát xạ hoàn toàn của vật đen tuyệt đối khi ở 1oC, σ = 8,26.10-11 cal/cm2ph độ. Để đặc trưng cho bức xạ mặt đất người ta dùng cường độ bức xạ mặt đất. Cường độ bức xạ mặt đất cũng phụ thuộc vào nhiệt độ của mặt đất. Sự phát ra bức xạ làm cho nhiệt độ của mặt đất giảm đi và bức xạ mặt đất phát vào khí quyển thì bị khí quyển hấp thụ một phần khá lớn, nếu không nói là hầu như là hoàn toàn. Chính phần năng lượng bức xạ mặt đất được khí quyển hấp thụ này làm sưởi ấm không khí.
Tuy vậy, bức xạ mặt đất chủ yếu là bức xạ hồng ngoại; quang phổ của nó bao gồm độ dài sóng từ 3μ đến 80μ. Trong khí quyển có hơi nước, CO2, O3, N2 và mỗi nhân tố lại hấp thụ các tia bức xạ có bước sóng khác nhau và cho đi qua những tia bức xạ có bước sóng khác nhau. Ví dụ: hơi nước hấp thụ mạnh các tia bức xạ hồng ngoại của bức xạ mặt đất nhưng lại trong suốt đối với các tia bức xạ có khoảng bước sóng từ 8,5μ đến 12μ; khoảng này người ta gọi là “cửa sổ khí quyển” đối với hơi nước. 2) Bức xạ khí quyển (hay bức xạ nghịch) Khi hấp thụ được một phần năng lượng rất nhỏ từ bức xạ mặt trời và một phần năng lượng lớn từ bức xạ mặt đất thì khí quyển cũng phát ra bức xạ. Do bức xạ khí quyển ngược chiều với bức xạ mặt đất nên người ta còn gọi bức xạ khí quyển là bức xạ nghịch. Vì khí quyển không phải là vật đen tuyệt đối nên khi áp dụng định luật Stêphan - Bolxman ta phải nhân với một hệ số a nào đó đặc trưng cho sự thua kém của bức xạ khí quyển so với bức xạ của vật đen tuyệt đối. Năng lượng bức xạ khí quyển được tính theo công thức: 4 Ekq = a.σ. Tkq (2-27) Thực ra, bức xạ khí quyển phát ra mọi phía: một phần nhỏ năng lượng bức xạ của lớp dưới khí quyển đi lên phía trên, bị lớp khí quyển phía trên hấp thụ và đến lượt mình lớp khí quyển phía trên lại phát ra bức xạ Kết quả là khi lan đến lớp trên cùng của khí quyển thì bức xạ khí quyển cũng mất đi một phần rất nhỏ vào không gian vũ trụ; còn phần lớn năng lượng khí quyển phát ra lại hướng về trái đất và phần bức xạ nghịch này được mặt đất hấp thụ tới 90%, do đó có thể nói mặt đất được khí quyển giữ nhiệt nhất là khi mặt đất hoàn toàn phát xạ về ban đêm. 3) Bức xạ hiệu dụng Như đã nêu ở trên, cùng một lúc mặt đất phát ra bức xạ mặt đất Eđ và lại nhận từ khí quyển bức xạ nghịch Ekq. Người ta gọi hiệu số giữa năng lượng bức xạ mặt đất Eđ và năng lượng mà mặt đất nhận được của bức xạ khí quyển δ.Ekq là bức xạ hiệu dụng hay bức xạ hữu hiệu, ký hiệu là E0. E0 = Eđ − δ.Ekq (2-28) Trong đó: δ là khả năng hấp thụ trung bình của mặt đất đã nêu ở trên. Thay Eđ bằng công thức (2-26) và Ekq bằng công thức (2-27), ta có: 4 4 E0 = σ ( δ.Td − a. Tkq ) 4 Cộng, trừ thêm một lượng δ.σ. Tkq , ta có: 4 4 4 E0 = δ.σ. Tkq (1 − a) + δ.σ ( Td − Tkq ) [Với: (x4 − a4) = (x − a).(x3 + ax2 + a2x2 + a3) ; Khi x ≈ a thì có thể xem: (x4 − a4) = Δx . 4x3 ] 4 4 Do vậy: E0 = δ.σ. Tkq (1 − a) + 4δ.σ Tkq ΔT) 4 Nếu lấy gần đúng thì: E0 = δ.σ. Tkq (1 − a) Trong đó: a được xác định như sau:
-Ce a = A1 − B.e 4 -Ce Thay vào: E0 = δ.σ. Tkq (1 − A1 + B.e ) Hoặc: 4 -Ce E0 = δ.σ. Tkq (A + B.e ) (2-28’) Như vậy, với điều kiện trời không mây bức xạ hiệu dụng được tính theo công thức (2-28’); còn khi bầu trời có mây bức xạ hữu hiệu được tính theo công thức: 4 -Ce E0 = δ.σ. Tkq (A +B.e ). (1 − cn) (2-28’’) Trong đó: A, B, C: các hằng số thực nghiệm; e: sức trương hơi nước; c: hệ số phụ thuộc lượng mây; n: lượng mây Công thức tính bức xạ hữu hiệu (2-28’) và (2-28’’) cho ta biết rằng: - Bức xạ hữu hiệu tỷ lệ nghịch với sức trương hơi nước. Có nghĩa là nếu hơi nước nhiều thì E0 nhỏ, ngược lại nếu hơi nước ít thì E0 lớn. Vì vậy trời âm u đỡ lạnh hơn trời hanh, ban đêm rét hơn ban ngày. - Bức xạ hữu hiệu phụ thuộc vào lượng mây: nhiều mây thì E0 nhỏ, ít mây thì E0 lớn. - Ngoài ra, bức xạ hữu hiệu còn phụ thuộc vào nhiệt độ, đặc biệt là sự chênh lệch nhiệt độ giữa mặt đất và khí quyển: Tđ = Tkq: E0 = 0 Tđ > Tkq: E0 > 0 Tđ < Tkq: E0 < 0 Tóm lại, tuỳ tình hình cụ thể của trạng thái khí quyển và mặt đất mà bức xạ hữu hiệu sẽ biến đổi theo thời gian sẽ khác nhau. Theo tính toán thì cường độ bức xạ hữu hiệu trung bình chừng 0,1 đến 0,2 cal/cm2ph. 2.2.3 Cân bằng bức xạ Cân bằng bức xạ (hay còn gọi là cán cân bức xạ) của mỗi vật thể là hiệu số giữa phần năng lượng thu vào và phần năng lượng mất đi bằng con đường bức xạ. Như vậy, cân bằng bức xạ là một phương trình và các thành phần của nó đóng vai trò rất to lớn trong chế độ nhiệt của trái đất. 1) Cân bằng bức xạ của mặt đất - Định nghĩa: Cân bằng bức xạ của mặt đất là hiệu số giữa năng lượng mà mặt đất hấp thụ được và năng lượng mà mặt đất mất đi bằng con đường bức xạ, ký hiệu là Rđ. - Công thức tính Rđ: Tính Rđ tức là tính hiệu số phần năng lượng mà mặt đất hấp thụ và mất đi bằng con đường bức xạ. Phần năng lượng bức xạ mà mặt đất hấp thụ được bao gồm: hấp thụ năng lượng tổng xạ Q(1 − A); hấp thụ năng lượng bức xạ nghịch δ Ekq. Phần năng lượng bức xạ mà mặt đất mất đi là năng lượng bức xạ mặt đất Eđ. Do đó cân bằng bức xạ bề mặt được tính theo công thức:
Rđ = Q(1 − A) + δ Ekq − Eđ Rđ = Q(1 − A) − E0 (2-29) Công thức (2-29) là phương trình cán cân bức xạ của mặt đất, trong đó: phần thu chính là năng lượng mà mặt đất hấp thụ được và phần chi là bức xạ hữu hiệu. - Cán cân bức xạ của mặt đất có thể dương; bằng 0 hoặc âm. Dễ dàng nhận thấy rằng: + Rđ phụ thuộc vào thời gian chiếu nắng, độ cao mặt trời hO, các điều kiện thời tiết và ngày mùa trong năm. + Rđ phụ thuộc vào vĩ độ: ở vĩ độ càng thấp thì trị số của cân bằng dương càng lớn và trị số của cân bằng âm càng nhỏ; ở vĩ độ càng cao thì trị số của cân bằng dương càng nhỏ và trị số của cân bằng âm càng lớn. + Rđ phụ thuộc vào tính chất và đặc điểm của mặt đệm: ở cùng vĩ độ, Rđ trên đại dương lớn hơn Rđ trên đất liền. - Sự biến đổi của Rđ theo thời gian: Trong một ngày: Rđ > 0 (gọi là cân bằng dương) vào các giờ ban ngày và cực đại vào khoảng từ 10 đến 12 giờ trưa; Rđ = 0 vào lúc trước khi mặt trời mọc và sau khi mặt trời lặn khoảng chừng 1 giờ và Rđ 0, còn vào mùa đông đa số Rđ < 0. Nói chung, tính trung bình nhiều năm, trên toàn bề mặt trái đất cán cân bức xạ Rđ đều dương, chỉ trừ có khu vực cực đới nơi bề mặt đóng băng vĩnh viễn Rđ mới âm. 2 Trị số Rđ trung bình đạt từ 70 đến 80 kcal/cm năm, trong đó: ở vùng vĩ độ nhiệt đới: từ 80 đến 100 kcal/cm2năm, ở vùng vĩ độ cao: từ 40 đến 50 kcal/cm2năm. 2) Cân bằng bức xạ của khí quyển - Định nghĩa: Cân bằng bức xạ của khí quyển là hiệu số giữa năng lượng mà khí quyển hấp thụ được và năng lượng mà khí quyển mất đi bằng con đường bức xạ, ký hiệu là Rkq. - Công thức tính Rkq: Để tính Rkq ta tính từng thành phần năng lượng mà khí quyển hấp thụ được và mất đi bằng con đường bức xạ. Phần năng lượng bức xạ mà khí quyển hấp thụ được bao gồm: hấp thụ năng lượng bức xạ mặt trời: Q. k (k: hệ số hấp thụ bức xạ mặt trời của khí quyển); hấp thụ năng lượng bức xạ mặt đất a Eđ. Phần năng lượng bức xạ mà khí quyển mất đi bao gồm: bức xạ mà mặt đất hấp thụ được δ Ekq, bức xạ đi vào không gian vũ trụ E∞. Do đó cân bằng bức xạ khí quyển được tính theo công thức: Rkq = (Q.k + a.Eđ) − (δ Ekq − E∞) Rkq = Q.k + a.Eđ − δ Ekq + E∞ Nếu gọi p là hàm số cho xuyên thông bức xạ sóng dài (p < 1) thì: a.Eđ = Eđ − p. Eđ Vậy: Rkq = Q.k + Eđ − p. Eđ − δ Ekq + E∞ Rkq = Q.k + (Eđ − δ Ekq) − (p. Eđ + E∞)