Chương IV. TUẦN HOÀN NƯỚC TRONG TỰ NHIÊN
Nước tồn tại trong tự nhiên dưới ba trạng thái: rắn, lỏng, khí. Ba thể đó không ngừng
chuyển hóa lẫn nhau. Nước từ các đại dương, biển, sông ngòi, ao hồ, đất và thực vật
bốc hơi vào không khí. Hơi nước gặp lạnh ngưng kết tạo thành mây, mưa rơi xuống bề
mặt trái đất. Nước mưa thấm xuống đất, chảy ra sông, ra biển rồi lại bốc hơi. Quá trình
đó gọi là vòng tuần hoàn nước trong tự nhiên. Vòng tuần hoàn này gồm ba khâu chính:
bốc hơi, ngưng kết, giáng thủy. Các quá tnnh đó liên kết chặt chẽ với nhau, đó là những
khâu riêng biệt của vòng tuần hoàn chung.Hiểu biết về bản chất vật lý tự nhiên của
vòng tuần hoàn nước và mối liên hệ của chúng đối với sản xuất nông nghiệp sẽ giúp
chúng ta có những giải pháp hợp lý để giữ vững trạng thái cân bằng nước đối với cây
trồng.
1. CHU TRÌNH NƯỚC TRONG TỰ NHIÊN
Vì mực nước của đại dương trên thế giới tính trung bình không thay đổi, và lưu
lượng trung bình nhiều năm của các dòng sông cũng không thay đổi, nên có thể coi lượng
nước tổng cộng trong tự nhiên ở cả ba thể: rắn, lỏng và khí cũng không thay đổi. Do đó ta
suy ra rằng, trong thiên nhiên có một chế độ xác định nào đó của chu trình nước trong đó
lượng nước tổng cộng rơi trên bề mặt trái đất bằng lượng nước bốc hơi tổng cộng.
Thẩm mao mạch
thấu Mạch nước ngầm
61
Tính trung bình trong một năm, từ bề mặt các đại dương trên thế giới có 448.900km3
nước vâ từ bề mặt đất liền có 71.100 km3 nước bốc hơi vào khí quyển. Cũng trong một
năm lượng nước rơi trên đại dương là 411.600 km3 và trên đất liền là 108.400km3. Như
vậy, trong một năm có 520.000 km3 nước bốc hơi thì trong một năm cũng có đúng một
lượng giáng thủy như thế rơi xuống bề mặt trái đất. Như vậy, nước đã hoàn thành một
vòng tuần hoàn khép kín trong khí quyển.
Bảng 4.1. Cân bằng nước trên trái đất hàng năm
Thành phần nước luân chuyển Nước bổ sung Nước mất đi
V (km3) L (mm) V (km3) L (mm)
Lục địa (diện tích 148 628 000 km2)
Giáng thuỷ (mưa, tuyết) 108 400 720
Dòng chảy (sông, suối) 37 300 250
Bốc hơi 71 100 470
Đại dương, biển (diện tích 361 455 000 km )
2
Giáng thuỷ (mưa, tuyết) 411 600 1 140
Dòng chảy (sông, suối) 37 300 100
Bốc hơi 448 900 1 240
Tổng cộng 520 000 520 000
(Nguồn: M.I. Lvotvis - 1964)
[Ghi chú: L (mm): bề dày lớp nước quy đổi; V (km3): thể tích nước]
Ngoài vòng tuần hoàn đó, trên lục địa cũng có một vòng tuần hoàn của nước. Hơi
nước được mang từ đại dương tới, ngưng kết lại, tạo thành mây và trên lục địa có mưa rơi
xuống. Một phần của lượng nước đó lại bốc hơi và có thể là nguồn gốc của lượng mưa.
Ngoài ra, mưa trên đất liền có thể hình thành do sự bốc hơi địa phương. Sơ đồ vòng tuần
hoàn của nước trên một khoảng giới hạn của đất liền được trình bày trên hình 4.2. Lượng
ẩm được đưa từ đại dương tới lãnh thổ (A0); một phần của lượng ẩm đó rơi xuống thành
mưa (O1); phần còn lại được đưa ra ngoài giới hạn của lãnh thổ (A 0 - O1); Lượng mưa rơi
xuống (O1) sẽ bị bốc hơi. lượng nước bốc hơi (UC) sẽ hình thành mây. Một phần lượng
nước mưa (O2) từ các đám mây rơi xuống lãnh thổ, phần còn lại hoặc được gió mang đi
(AC) hoặc dòng sông mang đi (C).
A0
--- --- ------ A0 - O1
-------------------- - - Ac - - - -
-
O1 O2 Uc
C
Hình 4.2. Vòng tuần hoàn nước trong giới hạn lục địa
2. ĐỘ ẨM KHÔNG KHÍ
2.1. Các đại lượng vật lý đặc trưng độ ẩm không khí
Ðộ ẩm không khí được xác định bằng lượng hơi nước chứa trong không khí.
62
a) Áp suất hơi nước (e)
(Còn gọi là sức trương hơi nước) là phần áp suất do hơi nước chứa trong không khí
gây ra và được biểu thị bằng milimet thùy ngân (mmHg) hoặc bằng miliba (mb):
1mb = 10-3bar = 102N/m2
1mb = 3/4 mmHg
Trong 1 khối không khí đóng kín (ví dụ: 1 quả bóng), không khí sẽ gây ra xung quanh
một áp suất P. Áp suất P là tổng hợp áp suất thành phần gây ra bởi các chất khí chứa trong
khối không khí đó:
P = p1 + p2 + .... pi + .... + pn (1)
Trong đó: p1: áp suất của O2, p2: áp suất của CO2, ... pi: áp suất hơi nước, ...... pn: áp suất
của chất khí thứ n. pi được ký hiệu là e.
b) Áp suất bão hòa E (mb; mmHg)
Ở một nhiệt độ nhất định, áp suất hơi nước ứng với giới hạn tối đa của hơi nước
trong không khí gọi là áp suất hơi nước bão hòa hay áp suất cực đại của hơi nước trong
không khí và được kí hiệu là E.
E được tính theo công thức:
7, 6t
E = 6,1. 242 + t (2)
10
Trong đó:
6,1 là áp suất bão hòa ở nhiệt độ 0OC;
7,6 và 242 là các hệ số thực nghiệm;
t là nhiệt độ không khí.
Sự phụ thuộc của áp suất hơi nước bão hòa vào nhiệt độ không khí được trình bày
trên hình 4.3.
c) Độ ẩm riêng (ρ )
Là lượng hơi nước tính bằng gam chứa trong 1 kg không khí ẩm.(g/kg).
622e
ρ = (g/kg) (3)
P - 0,378e
d) Ðộ ẩm tuyệt đối (a):
Là lượng hơi nước tính bằng gam chứa trong 1m3 không khí (g/m3).
Giữa độ ẩm tuyệt đối và áp suất hơi nước có mối liên hệ được biểu diễn bằng công thức:
63
Nếu áp suất hơi nước e tính bằng miliba thì:
0,81
a= x e (g/m3) (4)
1 + αt
Trong đó:
t là nhiệt độ của không khí
α là hệ số giãn nở của không khí,
α = 0,00366.
Nếu áp suất hơi nước e tính bằng
milimét thủy ngân thì ta có
công thức:
1,06
a= x e (g/m3) (5)
1 + αt
1,06
Tỷ số ≈ 1
1 + αt
nên trị số của độ ẩm tuyệt đối a và áp suất hơi nước e (tính bằng milimet thủy ngân) bằng
nhau khi nhiệt độ không khí là 16,50C. Do đó, trong thực hành khí tượng, áp suất hơi nước
thường được gọi là độ ẩm tuyệt đối. Nhưng khi áp suất hơi nước tính bằng miliba thì trị
số của nó khác rõ rệt với trị số độ ẩm tuyệt đối. Trường hợp này không gọi áp suất hơi
nước là độ ẩm tuyệt đối. Chẳng hạn, ở nhiệt độ t = 20 0C và áp suất hơi nước e = 18mb,
độ ẩm tuyệt đối là:
0,81 . 18
a= = 13,5 g/m3
1 + 0,00366 . 20
Nếu áp suất hơi nước e = 18 mm Hg, thì
1,06 . 18
a= = 17,6 g/m3
1 + 0,00366 . 20
Tuy nhiên, cần chú ý rằng áp suất hơi nước và độ ẩm tuyệt đối không biểu thị chính
xác mức độ ẩm hay khô của không khí. Bởi vì với cùng một trị số của độ ẩm tuyệt đối,
không khí có thể khô hay ẩm tùy theo nhiệt đó. Vì vậy để đánh giá được cụ thể hơn tình
trạng ẩm của không khí người ta dùng đại lượng độ ẩm tương đối.
e) Tỷ ẩm (f%): Là tỷ số giữa lượng hơi nước chứa trong 1m 3 không khí với trọng lượng
không khí khô có cùng thể tích.
64
g) Ðộ ẩm tương đối (r%):
Là tỷ số giữa áp suất hơi nước chứa trong không khí và áp suất hơi nước bão hòa ở
một nhiệt độ đã cho.
e
r(%) = .100 (6)
E
Ðộ ẩm tương đối cho biết không khí ẩm đang ở xa hay gần trạng thái bão hòa. Nếu
hơi nước đạt mức bão hòa trong khoảng không gian đang xét thì áp suất e của hơi nước
chứa trong không khí sẽ bằng áp suất E của hơi nước bão hòa ở nhiệt độ đó, và độ ẩm
tương đối trong trường hợp này sẽ bằng 100%.
h) Độ thiếu hụt bão hòa (d):
Là hiệu số giữa áp suất hơi bão hòa và áp suất của hơi nước trong không khí ở một
nhiệt độ nhất định.
d=E-e (7)
Ðại lượng này biểu thị bằng đơn vị milimet thủy ngân hoặc miliba. Ðộ thiếu hụt bão
hòa chính là lượng hơi nước cần thêm vào không khí để có lượng hơi nước hoàn toàn bão
hòa trong không khí ở một nhiệt độ nhất định.
i) Ðiểm sương τ (0C):
Là nhiệt độ mà tại đó hơi nước chứa trong không khí đạt tới trạng thái bão hòa.
Ðiểm sương tính bằng độ như nhiệt độ.
Người ta xác định điểm sương bằng bảng tra sự phụ thuộc của áp suất hơi nước bão
hòa vào nhiệt độ khi đã biết trị số áp suất hơi nước. Vì ở nhiệt độ của điểm sương, hơi
nước chứa trong không khí trở nên bão hòa nghĩa là e = E, khi đó t = τ . Trong bảng người ta
tìm trị số E = e và nhiệt độ ứng với trị số đó chính là điểm sương.
Những đại lượng vật lý đặc trưng của độ ẩm không khí nêu trên được ứng dụng
rộng rãi trong nghiên cứu khoa học và trong thực tiễn.
2.2. Diễn biến của độ ẩm không khí
a) Những dao động hàng ngày và hàng năm của độ ẩm tuyệt đối
Dao động hàng ngày của độ ẩm tuyệt đối của không khl có liên quan mật thiết với
sự diễn biến hàng ngày của nhiệt độ. Trên mặt biển và đại dương và cả ở bờ biển, độ ẩm
tuyệt đối trong thời gian một ngày đêm tăng lên khi nhiệt độ tăng. Tình trạng này cũng
quan sát thấy trên lục địa về mùa đông. Trong những trường hợp vừa nêu, trị số lớn nhất
của độ ẩm tuyệt đối xảy ra vào lúc 14 - l5 giờ là thời gian nhiệt độ không khí đạt tới điểm
cực đại hàng ngày. Trị số nhỏ nhất của độ ẩm tuyệt đối xảy ra vào trước lúc mặt trời mọc
là thời gian nhiệt độ không khí giảm xuống điểm cực tiểu của ngày. Nếu để ý rằng khi
nhiệt độ tăng lên thì sự bốc hơi cũng tăng lên và do đó lượng hơi nước chứa trong không
khí cũng tăng lên, ta sẽ hiểu rõ ngay vì sao dao động hàng ngày của độ ẩm tuyệt đối lại
liên hệ mật thiết với sự diễn biến hàng ngày của nhiệt độ không khí.
Trên lục địa trong mùa nóng, dao động hàng ngày của độ ẩm tuyệt đối không trùng
với dạng diễn biến hàng ngày của nhiệt độ không khí. Ở đây, trong một ngày đêm độ ẩm
tuyệt đối có hai cực đại, vào khoảng 8 - 9 giờ sáng và trước lúc mặt trời lặn. Còn các trị số
cực tiểu thì xảy ra trên các vùng lục địa vào trước lúc mặt trời mọc và khoảng 14 - l5 giờ.
65
Sở dĩ có tình trạng độ ẩm tuyệt đối giảm đi vào ban ngày nhất là vào buổi trưa là do có sự
trao đổi không khí theo phương thẳng đứng, nhờ đó không khí ẩm ở gần mặt đất được
đưa lên cao và không khí khô hơn đến thế chỗ. Sau 14 - 15 giờ. Sự trao đổi theo phương
thẳng đứng yếu đi, đồng thời nước vẫn tiếp tục bốc hơi vào không khí nên độ ẩm tuyệt
đối của không khí trong các lớp dưới thấp bắt đầu tăng lên và tới trước lúc mặt trời lặn thì
đạt tới điểm cực đại thứ hai trong ngày. Sau khi mặt trời lặn, nhiệt độ không khí giảm
xuống nhanh chóng do đó hơi nước ngưng kết lại thành sương hoặc sương mù. Vì nguyên
nhân đó, độ ẩm tuyệt đối sau lúc mặt trời lặn giảm xuống và đạt tới điểm cực tiểu vào
trước lúc mặt trời mọc.
Dao động hàng năm độ ẩm tuyệt đối của không khí thường trùng với diễn biến hàng
năm của nhiệt độ. Trong thời gian một năm, trị số lớn nhất của độ ẩm tuyệt đối xảy ra ở
Bắc bán cầu vào tháng bảy là tháng nóng nhất; trị số nhỏ nhất xảy ra vào tháng giêng là
tháng lạnh nhất trong năm.
b) Những dao động hàng ngày và hàng năm của độ ẩm tương đối
Dao động hàng ngày của độ ẩm tương đối tỷ lệ nghịch với nhiệt độ, khi nhiệt độ
tăng thì độ ẩm tương đối giảm và khi nhiệt độ giảm thì độ ẩm tương đối tăng.
Vì khi nhiệt độ tăng thì sự bốc hơi tăng lên và do đó lượng hơi nước nhập vào khí
quyển cũng tăng lên, kết quả là độ ẩm tuyệt đối của không khí tăng lên, đồng thời áp suất
hơi nước bão hòa cũng tăng. Nhưng áp suất của hơi bão hòa tăng nhanh hơn so với độ ẩm
tuyệt đối, vì vậy tỷ số áp suất hơi nước trên áp suất hơi nước bão hòa (e/E) giảm khi nhiệt
độ tăng, có nghĩa là độ ẩm tương đối giảm. Khi nhiệt độ không khí giảm thì độ ẩm tuyệt
đối giảm, nhưng giảm chậm hơn nhiều so với áp suất hơi bão hòa, cho nên khi nhiệt độ
không khí giảm thì độ ẩm tương đối tăng. Ví dụ: lúc 7 giờ ở 200C áp suất hơi nước thực tế
là 18,7 mb, áp suất hơi bão hòa là 23,4 mb thì độ ẩm tương đối là
e 18,7
r= x 100 = x 100 = 80%
E 13,4
Lúc 13 giờ ở 300C áp suất hơi nước thực tế là 21,2 mb, áp suất bão hòa là 42,04 mb,
thì độ ẩm tương đối là:
e 21,2
r= x 100 = x 100 = 50%
E 42,04
Như vậy, khi nhiệt độ tăng từ 200C lên 300C và áp suất hơi nước thực tế tăng từ 18,7
mb lên 21,2 mb, độ ẩm tương đối sẽ giảm từ 80% xuống 50%.
Cực tiểu hàng ngày của độ ẩm tương đối xảy ra vào khoảng 13 - 14 giờ là thời gian
có cực đại của nhiệt độ không khí. Những trị số cực đại của độ ẩm tương đối thường
quan sát thấy vào ban đêm hoặc buổi sáng gần thời điểm mặt trời mọc là thời gian nhiệt
độ không khí đạt tới điểm cực tiểu. Chỉ ở các vùng ven biển do ban ngày gió đưa không
khí ẩm từ biển tới, cực đại của độ ẩm tương đối đôi khi xảy ra vào buổi trưa tức là đồng
thời với cực đại của nhiệt độ không khí.
Dao động hàng năm của độ ẩm tương đối cũng nghịch đảo với diễn biến hàng năm
của nhiệt độ không khí. Những trị số cực đại của độ ẩm tương đối xảy ra vào những
tháng lạnh nhất, còn cực tiểu xảy ra vào những tháng nóng nhất.
Tại những vùng khí hậu gió mùa, mùa hè gió ẩm thổi từ biển vào nên độ ẩm tương
đối đạt cực đại. Mùa đông gió khô thổi từ đất liền ra nên độ ẩm tương đối đạt trị số cực
tiểu.
66
2.3. Sử dụng và điều tiết độ ẩm không khí
Ðộ ẩm không khí là đại lượng có liên quan đến nhiều yếu tố khí tượng như mưa,
gió, nhiệt độ và sự bốc hơi. Trên đồng ruộng, độ ẩm không khí có thể thay đổi phụ thuộc
vào lớp phủ thực vật, mật độ, kích thước cây trồng, chế độ xen gối và hệ thống tưới tiêu.
Nắm được mối quan hệ đó giúp chúng ta điều tiết độ ẩm không khí nhằm cải thiện chúng
phù hợp với yêu cầu của cây trồng.
Những biện pháp cải thiện độ ẩm không khí:
- Trồng các đai rừng bảo vệ trên cánh đồng để hạn chế tốc độ phân tán hơi ẩm.
- Xây dựng hệ thống tưới tiêu hoàn chỉnh có tác dụng rất lớn đối với việc điều tiết
độ ẩm không khí. Bởi vì một phần lượng hơi nước chứa trong không khí là do nước từ
đất, từ thực vật bốc hơi lên. Những cánh đồng được tưới đầy đủ, độ ẩm không khí cao
hơn những cánh đồng ít được tưới.
- Diện tích có trồng cây ngắn ngày, cây dài ngày, cây lâm nghiệp... độ ẩm không khí
cao hơn diện tích để hoang hóa. Ruộng được trồng xen, trồng tăng mật độ cây hoặc dùng
phương pháp tưới phun mưa đều có thể làm tăng độ ẩm không khí.
- Xây dựng các hồ chứa nước sẽ cải thiện chế độ ẩm không khí trong phạm vi rộng
và hiệu quả cao.
Muốn sử dụng yếu tố độ ẩm không khí thích hợp cần phải nắm vững diễn biến của
độ ẩm không khí theo không gian và thời gian. Nắm được sự phân bố của độ ẩm không khí
ở các vùng khác nhau là cơ sở để bố trí cây trồng hợp lý. Ví dụ, bông phải được trồng ở
những vùng ít mưa, độ ẩm không khí thấp qua các tháng trong năm. Ngoài ra, nắm vững
chế độ ẩm có ý nghĩa trong việc bố trí thời vụ, bảo quản sản phẩm, phòng trừ bệnh hại
cây trồng và dịch bệnh gia súc.
3. SỰ BỐC HƠI
3.1. Bản chất của quá trình bốc hơi
Sự bốc hơi là quá trình nước chuyển từ trạng thái lỏng hoặc rắn sang trạng thái hơi.
Lượng nước bốc hơi đo bằng chiều dày của lớp nước bốc hơi (đơn vị mm). Tốc độ bốc
hơi là lượng nước bốc hơi trong một đơn vị thời gian.
Bản chất vật lý của quá trình bốc hơi
Những phân tử nước lỏng ở trạng thái chuyển động không ngừng, với những tốc độ
khác nhau và theo những hướng khác nhau, đó là chuyển động Brao-nơ. Những phân tử ở
ngay trên mặt nước lỏng có tốc độ lớn nhất đã thắng được những lực kết dinh phân tử và
bay ra khỏi nước lỏng vào không gian xung quanh. Nhiệt độ càng lên cao, các phân tử nước
chuyển động càng nhanh, do đó số phân tử bay ra càng tăng. Kết quả là nước lỏng chuyển
sang trạng thái hơi. Các phân tử hơi nước chuyển động theo các hướng khác nhau và một
phần quay trở lại mặt nước.
Nếu số lượng các phân từ bay ra khỏi nước lỏng lớn hơn số phân tử trở về mặt
nước thì sự bốc hơi đang thực hiện, lúc này trên bề mặt bốc hơi áp suất hơi nước e nhỏ
hơn áp suất hơi nước bão hòa E. Tức là e < E.
Trong quá trình lượng hơi nước tăng dần trong không gian trên bề mặt bốc hơi, số
phân tử bay ra và số phân tử quay trở về mặt nước trong 1 đơn vị thời gian có thể bằng
67
nhau. Khi đó một sự cân bằng động được thiết lập và sự bốc hơi ngừng lại. Lúc này hơi
nước ở trạng thái bão hòa, tức là e = E.
Nếu khoảng không gian bên trên bề mặt bốc hơi đã quá bão hoà hơi nước thì số
lượng các phân tử nước trở về nước lỏng lớn hơn số lượng các phân tử bay ra khỏi nước
lỏng. Ðó là hiện tượng ngưng kết hơi nước trên bề mặt nước, là quá trình ngược với quá
trình bốc hơi. Lúc này : e > E
Như vậy, sự bốc hơi xảy ra càng nhanh khi nhiệt độ của nước lỏng càng cao. Quá
trình bốc hơi làm cho nước lỏng giảm nhiệt độ. Muốn cho nước lỏng bốc hơi giữ được
nhiệt độ không đổi, cần phải truyền cho nó lượng nhiệt từ ngoài vào. Lượng nhiệt đó gọi
là nhiệt hóa hơi. Nhiệt hóa hơi được xác định theo công thức thực nghiệm:
L = 597 - 0,6 . t (8)
Trong đó: L là nhiệt hóa hơi tính bằng calo/gam;
t là nhiệt độ
Ở 00C nhiệt hóa hơi của nước thể lỏng Ln = 597 cal/g và nhiệt hóa hơi của nước thể
rắn (băng) Lb = 677 cal/g. Nước thể lỏng chuyển sang thể rắn (đóng băng) cần 677 - 597 =
80 cal/gam. Vậy nhiệt lượng mà 1 g nước giảm đi khi bốc hơi gọi là nhiệt hóa hơi.
3.2. Các yếu tố ảnh hưởng và diễn biến sự bốc hơi
a) Các yếu tố ảnh hưởng đến bốc hơi từ mặt nước:
Sự bốc hơi là một hiện tượng phức tạp, phụ thuộc vào nhiều yếu tố. Nhưng trước
tiên là phụ thuộc vào nhiệt độ không khí và tốc độ gió. Khi nhiệt độ không khí tăng thì hơi
nước chứa trong không khí càng xa trạng thái bão hòa, độ thiếu hụt ẩm trở nên lớn hơn, vì
vậy bốc hơi mạnh lên. Gió đưa hơi nước hình thành từ mặt nước, mặt đất ẩm và lớp phủ
thực vật đi nơi khác. Gió làm tăng cường sự trao đổi theo phương nằm ngang của không
khí và hơi nước chứa trong không khí, do đó thuận lợi cho sự bốc hơi. Ðộ ẩm của không
khí càng nhỏ, thì độ thiếu hụt bão hòa càng lớn, do đó tốc độ bốc hơi càng tăng. Áp suất
khí quyển tăng thì sự bốc hơi giảm một cách tỷ lệ.
Tốc độ bốc hơi phụ thuộc vào các điều kiện khí tượng, được biểu diễn bằng công
thức Ðan-tông (Dalton):
E-e
W = A. (9)
P
Trong đó:
W- tốc độ bốc hơi (g/cm2/s);
A- hệ số phụ thuộc tốc độ gió;
E- áp suất hơi nước bão hòa ở nhiệt độ bề mặt bốc hơi;
e - áp suất thực tế của hơi nước trên bề mặt bốc hơi;
P- áp suất khí quyển.
Ngoài những điều kiện khí tượng, sự bốc hơi còn phụ thuộc vào đặc điểm vật lý của
vật thể bốc hơi như:
68
- Trạng thái: nước ở thể lỏng bốc hơi mạnh hơn nước ở thể rắn (do lực kết dính
phân tử khác nhau).
- Hình dạng mặt ngoài: diện tích mặt ngoài lớn bốc hơi sẽ nhanh và ngược lại.
- Nhiệt độ vật bốc hơi: nhiệt độ vật bốc hơi càng cao bốc hơi càng nhanh, vì động
năng phân tử lớn.
- Phụ thuộc vào tạp chất chứa trong nước: nước có nhiều tạp chất sẽ làm giảm diện
tích bề mặt bốc hơi, do đó bốc hơi chậm. Nước biển bốc hơi chậm hơn nước tinh khiết.
b) Các yếu tố ảnh hưởng đến sự bốc hơi từ đất
Ngoài điều kiện khí tượng, sự bốc hơi từ mặt đất còn phụ thuộc vào tính chất vật lý
của đất, trạng thái mặt đất, địa hình, v.v.. Kết quả các công trình nghiên cứu cho thấy:
- Ðất cát khô bốc hơi nhanh hơn đất giàu mùn, đất sét. Ðất càng ẩm bốc hơi càng
nhiều.
- Trạng thái mặt đất có ảnh hưởng lớn tới lượng bốc bơi. Mặt đất gồ ghề bốc hơi
nhiều hơn mặt đất bằng phẳng. Nơi đất cao bốc hơi mạnh hơn nơi đất thấp, đất lõm.
- Mặt đất màu sẫm bốc hơi mạnh hơn mặt đất màu sáng.
- Ðất có kết cấu cục bốc hơi mạnh hơn đất có kết cấu đoàn lạp.
- Ðất có mực nước ngầm càng cao bốc hơi càng mạnh.
c) Các yếu tố ảnh hưởng đến bốc hơi từ thực vật
Lớp phủ thực vật cũng có ảnh hướng lớn đến cường độ bốc hơi. Khi có lớp phủ
thực vật thì bốc hơi trực tiếp từ mặt đất bị yếu đi nhiều. Sở dĩ như vậy vì thực vật che
phủ, mặt đất ít bị tia mặt trời đốt nóng. Lớp phủ thực vật làm độ ẩm không khí tăng lên,
làm giảm tốc độ gió và sự trao đổi loạn lưu của không khí ở gần mặt đất. Tất cả những
nguyên nhân đó làm tốc độ bốc hơi giảm. Nhưng cần chú ý rằng bản thân thực vật có thể
thoát hơi từ mặt lá rất nhiều nước mà rễ đã hút được từ trong đất do diện tích lá cao. Cho
nên mặt đất có lớp phủ thực vật sẽ bốc hơi nhiều hơn mặt đất không có phủ thực vật.
Quá trình bốc hơi từ thực vật là một quá trình sinh lý, khác với sự bốc hơi vật lý từ
nước hoặc từ đất. Như mọi người đều biết, phần lớn lượng nước hút được trong đất cây
dùng vào việc bốc hơi qua lá. Một cây ngô trong thời kỳ sinh trưởng của nó cần hút từ
trong đất 200 - 250 lít nước, nhưng chỉ có 1 - 2% lượng nước đó trực tiếp dùng để tạo ra
chất hữu cơ, phần còn lại bị bốc hơi hết. Một hecta lúa mì bốc hơi tới 300 tấn nước một
vụ.
Lượng nước tiêu hao để cây hình thành một đơn vị chất khô gọi là hệ số thoát hơi
nước của cây:
Lượng nước thoát hơi (g)
Hệ số thoát hơi = (10)
Lượng chất khô tạo nên (g)
Hệ số thoát hơi nước của một số cây trồng như sau:
Lúa 500 - 800 Ðậu 200 - 400
Khoai tây 300 - 600 Ngô 250 - 300
Bông 300 - 600 Cây gỗ 400 - 600
69
Hệ số thoát hơi có thể thay đổi theo điều kiện khí hậu, thổ nhưỡng. Cùng một loài
cây, trong điều kiện khí hậu ẩm ướt, hệ số thoát bơi nhỏ hơn ở những nơi khô ráo.
d) Diễn biến hàng ngày và hàng năm của tốc độ bốc hơi
+ Diễn biến hàng ngày của tốc độ bốc hơi phần nhiều đồng biến với diễn biến hàng
ngày của nhiệt độ. Ðộ bốc hơi lớn nhất thường thấy vào những buổi trưa và nhỏ nhất vào
trước khi mặt trời mọc. Vì nhiệt độ tăng thì áp suất hơi nước bão hòa cũng tăng, do đó độ
thiếu hụt bão hòa mà sự bốc hơi phụ thuộc vào đó cũng tăng.
Diễn biến hàng ngày của gió cũng ảnh hưởng đến tốc độ bốc hơi theo chiều hướng
tương tự như vậy: Ban ngày tốc độ của gió tăng lên, sự trao đổi loạn lưu cũng tăng, tạo ra
những điều kiện thuận lợi cho sự tăng tốc độ bốc hơi. Ban đêm sự trao đổi loạn lưu giảm
đi, không khí ở gần sát mặt đất trở nên gần bão hòa, sự bốc hơi giảm xuống rất mạnh,
hoặc bị ngừng hẳn.
+ Trong mùa hè, diễn biến hàng ngày của tốc độ bốc hơi biểu hiện rõ rệt hơn mùa
đông. Nhiệt độ ảnh hưởng rất lớn đến diễn biến hàng năm của tốc độ bốc hơi. Cho nên
độ bốc hơi lớn nhất thường xảy ra vào tháng 6, tháng 7, đôi khi vào tháng 5. Còn độ bốc
hơi nhỏ nhất thì xảy ra vào tháng 12 hoặc tháng 1.
3.3. Các phương pháp xác định lượng bốc hơi trong tự nhiên
Để xác định lượng bốc hơi trong tự nhiên người ta có thể dùng máy và các dụng cụ đo bốc
hơi (Xem ở phần thực tập). Dưới đây chúng tôi xin giới thiệu một số phương pháp xác
định lượng bốc hơi.
a) Phương pháp thực nghiệm
+ Công thức Maietikhômirôp:
W = (E - e) . (15 + 3u) (11)
Trong đó: W- lượng nước bốc hơi trong tháng (mm/tháng);
E- áp suất hơi nước bão hòa ứng với nhiệt độ trung bình tháng
(mmHg/tháng).
e - áp suất hơi nước thực tế ứng với nhiệt độ trung bình tháng
(mmHg/tháng).
u- tốc độ trung bình tháng của gió tính ra m/s ở độ cao 8 - 10m.
+ Công thức Pôliacôp:
W = 18,6 (1 + 0,2 U) d2/3 (12)
W- lượng bốc hơi trong tháng (mm/tháng);
U- tốc độ gió trung bình tháng (m/s/tháng);
d- độ thiếu bụt bão hòa trung bình tháng (mmHg/tháng)
+ Công thức Ðavit:
W= 0,5.d (13)
W- lượng bốc hơi trong ngày (mm/ngày);
d- độ thiếu hụt bão hòa trung bình ngày (mmHg/ngày).
70
b) Phương pháp cân bằng nhiệt
Phương pháp này căn cứ vào nguyên lý cân bằng nhiệt của mặt đệm (đất, nước,
cỏ...), dựa vào các thông số khác nhau trong phương trình để xác định lượng nước bốc hơi.
Phương trình cần bằng nhiệt mặt đệm:
B = LW + V + P + Q (14)
Trong đó: B - trị số cân bằng nhiệt (Kcal).
LW - tổng lượng nhiệt bốc hơi (Kcal)
L - nhiệt hóa hơi (Kcal/m3).
W - là lượng nước bốc hơi (m3).
V - thông lượng nhiệt trao đổi với không khí (Kcal).
P - lượng nhiệt truyền xuống đất (Kcal).
Q - lượng nhiệt tích lũy ở mặt đệm (Kcal).
c) Phương pháp cân bằng nước
Phương trình cân bằng nước trong tự nhiên.
R-W-Y=0 (15)
W=R-Y
Trong đó: R - Tổng lượng mưa năm (m3);
W - lượng bốc hơi tổng cộng trên diện tích lưu vực (m3);
Y - dòng chảy (xác định qua lưu lượng nước sông - m3).
d) Phương pháp khuếch tán
Ðây là phương pháp do Buđưkô đề xuất:
S1 - S2
W = K.ρ. (g/cm2/s)
Z1 (16)
ln
Z2
Trong đó: W - cường độ bốc hơi (g/cm2/s).
(tức là lượng nước bốc hơi trên 1 đơn vị diện tích trong 1 đơn vị thời
gian)
K - hệ số trao đổi do chuyển động loạn lưu của không khí;
ρ - mật độ không khí;
(S1 - S2) - chênh lệch độ ẩm riêng tại các độ cao Z1 và Z2 (g/kg)
3.4. Quan hệ giữa sự bốc hơi và sản xuất nông nghiệp
a) Vai trò của sự thoát hơi trong đời sống thực vật
71
- Thoát hơi nước là động lực chủ yếu cho quá trình hút và vận chuyển nước của thực
vật, là nguyên nhân sinh ra dòng nước trong cây, nhờ đó muối khoáng có thể từ môi trường
ngoài thâm nhập vào cơ thể thực vật thông qua bộ rễ một cách dễ dàng.
- Thoát hơi nước duy trì được độ bão hoà nước trong các tổ chức mô của thực vật,
duy trì hoạt động bình thường của nguyên sinh chất.
- Thoát hơi nước làm giảm nhiệt độ ở thân và lá. Ban ngày nhất là vào buổi trưa, để
tránh bị đốt nóng cây phải thoát hơi nước rất nhiều. Cứ 1 gam nước bốc hơi, nhiệt lượng
mặt lá sẽ giảm đi khoảng 590 calo.
- Thoát hơi còn có vai trò sinh lý rất quan trọng, vì nhờ có thoát hơi nước mà khí
khổng mở để CO2 đi vào lá, thúc đẩy quá trình quang hợp.
b). Vai trò của bốc hơi mặt đất:
Bốc hơi mặt đất là thành phần cân bằng nước trong đất. Do đó, khi tính toán cân
bằng nước đồng ruộng cần xác định lượng bốc hơi là đặc trưng tổn thất nước đồng
ruộng. Thông số này liên quan đến việc xác định lượng nước cần của cây trồng và chỉ số
khô hạn ở các vùng. Nếu lượng bốc hơi lớn hơn lượng mưa sẽ dẫn đến khô hạn.
Nhờ bốc hơi mà nước trong đất giảm đi, hàm lượng không khí trong đất tăng lên, có
lợi cho sự sinh trưởng của rễ và hoạt động của vi sinh vật trong đất.
Ở vùng ven biển, do bốc hơi đã đưa một lương muối lên mặt đất làm đất bị mặn hóa
có hại cho cây trồng.
c) Những biện pháp hạn chế bốc hơi trên động ruộng:
- Làm đất kịp thời vụ, san phẳng mặt ruộng, lên luống vừa phải, xới xáo làm cho
đất tơi xốp, phá váng sau mưa.
- phủ đất bằng cây trồng, xác thực vật hoặc nilon.
- Trồng rừng chắn gió, trồng các đai cây bảo vệ, đào hồ, ao chứa nước, thả bèo hoa
dâu.
4. SỰ NGƯNG KẾT HƠI NƯỚC
4.1. Những điều kiện của quá trình ngưng kết hơi nước trong khí quyển
Quá trình nước từ thể hơi chuyển sang thể lỏng hoặc thể rắn gọi là sự ngưng kết.
Sự ngưng kết tỏa ra tiềm nhiệt đã hao phí cho sự bốc hơi trước đây. Trong khí quyển để
hơi nước có thể ngưng kết được cần phải có những điều kiện nhất định. Các điều kiện đó
là:
a) Áp suất hơi nước (e):
Hơi nước chứa trong khí quyển chỉ có thể chuyển sang thể lỏng hoặc thể rắn trong
trường hợp áp suất hơi nước thực tế (e) đạt tới áp suất bão hoà hoặc vượt qua áp suất bão
hòa (E) tại nhiệt độ lúc đó, nghĩa là e ≥ E. Trong điều kiện nói trên, nhiệt độ không khí
phải hạ thấp đến điểm sương hoặc thấp hơn, tức là t ≤ τ . Ðây là điều kiện cơ bản để hơi
nước trong khí quyển ngưng kết. Sự giảm nhiệt độ không khí xuống điểm sương hoặc
thấp hơn điểm sương có thể thực hiện được trong các trường hợp sau:
- Mặt đất và các lớp không khí sát mặt đất lạnh đi vì bị bức xạ nhiệt về ban đêm.
72
- Sự tiếp xúc của không khí nóng với mặt đất hoặc mặt nước lạnh.
- Sự xáo trộn của các khối không khí đã bão hòa hoặc gần trạng thái bão hòa có nhiệt
độ khác nhau.
- Do bốc lên cao khí áp giảm, không khí giãn nở thế tích dẫn tới nhiệt độ bị giảm
xuống.
- Do 2 khối không khí có đặc tính nhiệt, ẩm khác nhau tiếp xúc với nhau trên bề mặt
front (Hình 4.4. Front lạnh và hình 4.5. front nóng).
b) Hạt nhân ngưng kết:
Ðiều kiện thứ hai để hơi nước ngưng kết được là trong không khí cần có những hạt
nhân ngưng kết. Ðóng vai trò của hạt nhân ngưng kết có thể là những hạt đất, tinh thể
muối, vi khuẩn, phấn hoa, tro muội v.v.. có kích thước tính bằng micơrôn ( µ) lơ lửng trong
không khí. Ở các lớp dưới của khí quyển thường có chứa trung bình 50.000 hạt nhân
ngưng kết trong 1m3 không khí. Trên đại dương số hạt nhân trung bình 1.000 trong 1m3
không khí.
Các hạt nhân ngưng kết là những hạt nước rất nhỏ có khả năng hút ẩm cao thường
gây ra ngưng kết hơi nước trên bề mặt làm chúng lớn dần lên.
Quá trình ngưng kết trên các hạt chất rắn không có khả năng hút ẩm xảy ra cũng
tương tự trường hợp trên. Khi chuyển động trong không gian, các phần tử hơi nước va
chạm với các hạt nhân không hút ẩm, lọt vào những khe hở li ti trên bề mặt các hạt nhân
đó, hơi nước bao phủ trên bề mặt các hạt nhân tạo thành các giọt nước mới, dần dần các
giọt nước đó cũng lớn lên. Sự ngưng kết ở trường hợp này xảy ra cũng khá dễ dàng.
Nếu trong không khí không có hạt nhân ngưng kết thì sự ngưng kết chỉ có thể xảy ra
khi hơi nước vượt quá bão hòa rất xa (độ ẩm tương đối phải tới 400 - 600%). Nếu nhỏ
hơn trị số này thì các hạt nước mới tạo ra sẽ bị bốc hơi hết, nên quá trình ngưng kết không
xảy ra. Nếu có hạt nhân ngưng kết thì sự ngưng kết sẽ xảy ra khi độ ẩm tương đối
khoảng 110 - 120%, đôi khi thấp hơn 100%.
4.2. Các sản phẩm ngưng kết
a) Sương
Lớp không khí tiếp xúc với mặt đất hoặc với các vật thể lạnh trên mặt đất, có thể bị
giảm nhiệt độ xuống tới điểm sương, vì thế lớp không khí này trở nên bão hòa hơi nước;
nếu chúng lạnh đi thêm nữa thì lượng hơi ẩm dư thừa sẽ bắt đầu ngưng kết. Khi đó tùy
theo những điều kiện lạnh mà hình thành những sản phẩm ngưng kết: sương, sương muối.
đông kết hoặc váng nước...
Sương là lớp nước mỏng hoặc những giọt nước nhỏ, thường bao phủ trên mặt đất,
lá cây, ngọn cỏ hoặc các vật thể. Sương hình thành trong điều kiện nhiệt độ không khí >
00C. Sương thường xuất hiện vào buổi chiều hoặc ban đêm, khi mặt đất và các vật thể
trên mặt đất lạnh đi vì phát xạ, nhiệt độ hạ xuống dưới điểm sương. Lúc đó, quá trình
ngưng kết hơi nước xảy ra ngay trên mặt đất và trên bề mặt các vật thể.
Khi mặt đất lạnh, sương cũng có thể hình thành khi hơi ẩm từ các lớp đất sâu bốc
lên. Vì thế các giọt sương bám ở bề mặt dưới các vật thể.
73
Sương có tác dụng tốt đối với cây trồng vì nó cung cấp một lượng ẩm cho cây
trồng, rất có ý nghĩa trong thời kỳ khô hạn. Hàng năm sương cung cấp một lượng nước từ
30 - 40mm cho cây trồng. Ngoài ra, sự hình thành sương kèm theo sự toả nhiệt làm cho môi
trường đỡ lạnh do đó ngăn cản sự hình thành sương muối.
b) Sương muối
Sương muối có kiến trúc hạt trắng, xốp, được hình thành trong điều kiện tương tự
những điều kiện hình thành sương trong điều kiện nhiệt độ mặt đất và các vật thể rất
thấp, dưới 00C. Sương muối có thể hình thành ngay cả khi không khí có nhiệt độ >00C
nhưng mặt đất có nhiệt độ rất thấp.
Những đêm trời quang, gió nhẹ là những điều kiện thích hợp nhất cho sự hình thành
sương muối. Những đêm trời quang làm tăng thêm sự lạnh đi vì bức xạ của mặt đất; còn
gió nhẹ sẽ đưa các lớp không khí mới tiếp xúc với mặt đất, và mang đi nơi khác những lớp
không khí đã mất hơi ẩm vì đã bị ngưng kết. Trời gió to gây cản trở sự hình thành sương
muối. Sương muối thường thấy nhiều ở những nơi có độ ẩm không khí không cao lắm,
nhất là trong các thung lũng, bồn địa và các vùng đất khô, thấp, trũng.
Sương muối gây nhiều tác hại cho cây trồng, lá cây bị héo rũ do nhiệt độ thấp gây ra.
Lá cây tiếp xúc với sương muối, nước trong các mô lá bị đóng băng lại, tế bào bị biến
dạng, các hoạt động sinh lý bị tê liệt. Nếu không có biện pháp phòng chống ccây trồng sẽ
bị chất hàng loạt, không cho thu hoạch (tác hại của sương muối và các biện pháp phòng
chống sẽ được trình bày ở chương VII).
c) Sương mù
Sương mù là hiện tượng ngưng kết hơi nước ở lớp khí quyển dưới thấp, làm giảm
tầm nhìn xa. Khi nhiệt độ dương, sương mù là những hạt nước nhỏ, lơ lửng có bán kính từ
2-5µ. Khi nhiệt độ âm, sương mù là những tinh thể băng rất lạnh. Sương mù làm giảm
bức xạ mặt trời, cây trồng thiếu ánh sáng để quang hợp. Mặt khác còn là điều kiện tốt cho
sâu, bệnh phát triển.
Tuỳ theo điều kiện hình thành, người ta chia sương mù ra nhiều loại: sương mù bức
xạ, sương mù bình lưu, sương mù bốc hơi, sương mù hỗn hợp và sương mù front. Phổ
biến nhất trong các loại sương mù là sương mù bức xạ và sương mù bình lưu.
- Sương mù bức xạ: thường xuất hiện do kết quả lạnh đi về ban đêm của mặt đất và
lớp không khí gần mặt đất vì bức xạ nhiệt. Ðộ dày sương mù bức xạ có thể từ vài mét
đến vài chục mét, bao trùm một khoảng không gian rộng lớn hàng chục ha. Sương mù bức
xạ thường thấy vào ban đêm, buổi sáng trong mùa xuân, mùa thu hay mùa đông. Sau khi
mặt trời mọc sương mù tan dần đi, nhưng cũng có thể tồn tại tới buổi trưa.
- Sương mù bình lưu: Sương mù bình lưu hình thành khi không khí nóng ẩm chuyển
dịch trên mặt đệm lạnh (mặt đệm là bề mặt đất, mặt nước...), chúng phát triển lên tới độ
cao vài trăm mét và bao trùm những khoảng không gian rộng lớn. Sương mù bình lưu xuất
hiện vào mùa thu, mùa đông và cả mùa hạ. Các khối không khí mang đặc điểm nhiệt, ẩm
cao hoà trộn với không khí lạnh trên các vùng lãnh thổ tạo thành sương mù bình lưu.
Sương mù bình lưu thường thấy ở vùng ven biển, ven các hồ nước lớn. Trong sương mù
bình lưu tầm nhìn xa bị hạn chế nghiêm trọng nên thường xảy ra các tai nạn giao thông.
- Sương mù bốc hơi: Sương mù bốc hơi quan sát thấy trong những trường hợp nhiệt
độ bề mặt bốc hơi lớn hơn nhiệt độ không khí. Chúng hình thành do sự lạnh đi và ngưng
kết của hơi nước bốc lên từ mặt nước. Sương mù bốc hơi thường hình thành vào mùa thu
74
hoặ mùa đông trên bbề mặt sông, ngòi, ao và hồ. Đó là loại sương mù rất mỏng, màu trắng
thường quấn quanh núi non bộ, gốc cây ở quanh ao, hồ…
- Sương mù hỗn hợp: Hình thành do nhiều nguyên nhân khác nhau, khi có sự xáo trộn
của khối không khí có độ ẩm gần đạt đến trạng thái bão hoà với khối không khí có nhiệt
độ khác biệt hoặc cũng có thể do sự bức xạ mất nhiệt vào ban đêm.
- Sương mù front: Sự hình thành của sương mù front có liên quan tới bề mặt phân
giới giữa hai khối không khí.
- Sương mù thành phố: Tại những thành phố lớn, nhiều bụi bẩn của các nhà máy
tung vào không khí, trở thành những hạt nhân ngưng kết. Hơi nước bám vào góc, cạnh của
các hạt bụi và ngưng kết thành những hạt sương mù. Sương mù thành phố thường quan sát
thấy vào buổi sáng.
d) Mây:
Sản phẩm ngưng kết hơi nước của lớp khí quyển có độ cao vài trăm mét trở lên gọi
là mây. Mây tập hợp bởi những giọt nước nhỏ li ti hoặc những tinh thể băng có kích thước
rất nhỏ (đường kính giọt nước từ 2 - 8µ, kích thước hạt băng lớn hơn, khoảng vài chục
đến hàng trăm µ). Những phân tử mây tụ lại thành từng đám, lơ lửng trong không khí.
Mây được hình thành do những nguyên nhân sau:
- Do hiện tượng đối lưu nhiệt (đối lưu chỉ chuyển động của các dòng không khí di
chuyển ngược chiều nhau theo phương thẳng đứng). Kết quả của các chuyển động đối
lưu trong khí quyển đã sinh ra nhiều dạng mây. Dạng và độ dày của mây đối lưu phụ
thuộc vào tốc độ dòng thăng của không khí.
- Khi có bức xạ trong điều kiện thời tiết ổn định, mây hình thành do kết quả của lớp
không khí chứa nhiều hơi nước và bụi bức xạ mất nhiệt (thường là mây tằng - St).
- Kết quả trượt lên của khối không khí trên bề mặt front nóng. Thường khi không khí
nóng chuyển động trượt lên bề mặt tiếp xúc dốc của khối không khí lạnh đã sinh ra nhiều
loại mây như NS, AS, CS, Ci ...
Hình 4.4. Mây hình thành trên front lạnh Hình 4.5. Mây hình thành trên front nóng
75
( Nghĩa các chữ tiếng Anh trên hình: Cool air: không khí lạnh; warm air: không khí nóng.)
- Trên bề mặt khối không khí lạnh tiếp xúc với khối không khí nóng khi có front lạnh
mây cũng được hình thành.
- Ngoài các nguyên nhân trên, nguyên nhân hình thành mây còn do chuyển động dạng
sóng của không khí trong khí quyển, quá trình chuyển động loạn lưu (chuyển động không
theo phương nhất định) của không khí, do khối không khí bị nâng lên bởi địa hình dốc.
Tóm lại khi xảy ra các nhiễu động khí quyển thì mây sẽ được hình thành trong tầng
đối lưu. Vì thế các nhiễu động khí quyển là nguyên nhân trực tiếp làm thay đổi thời tiết ở
mỗi khu vực. Các nhiễu động khí quyển có thể được liệt kê gồm: giông nhiệt, áp thấp
nhiệt đới, bão, hội tụ nội chí tuyến, front nóng, front lạnh, bình lưu, đường đứt, tố, vòi
rồng…(xem chương VIII)
Dựa vào độ cao của chân mây người ta chia ra một số loại mây:
* Mây tầng cao:
Chân mây cao trên 6km. Hoàn toàn cấu tạo bởi những tinh thể băng, có màu trắng,
sáng
như bạc, mây này không gây mưa. Mây tầng cao gồm các loại:
- Mây ti (Cirrus - Ci). Là những đám mây trắng xốp, biệt lập, có dạng tơ sợi, không
in bóng trên mặt đất. Số lượng không nhiều, nhưng cũng có khi chiếm cả một phần bầu
trời, mây ti rất mỏng, không làm giảm bức xạ mặt trời.
- Mây ti tích (Cirro-cumulus - Cc). Loại mây này hình thành từng đám, từng dải, hoặc
hình thành những khối nhỏ, màu trắng. Ðôi khi chúng có dạng hình cầu hoặc dạng sóng lăn
tăn. Mây này cũng không in bóng trên mặt đất.
- Mây ti tằng (Cirro-stratus - Cs). Là loại mây màu trắng mở hoặc xanh mờ, có kiến
trúc tơ sợi, qua mây có thể nhìn thấy rõ đường viền của mặt trời và mặt trăng. Thông
thường mây này phát triển thành màn mây, bao phủ ở góc bầu trời.
* Mây tầng giữa
Chân mây có độ cao từ 2 - 6 km. Khác với mây ti ở chỗ phần tử mây lớn hơn, dày
đặc hơn. Mây tầng giữa cấu tạo bởi những giọt nước hoặc những tinh thể băng. Mây này
thường có màu xám và có bóng râm trên mặt đất. Mây tầng giữa có các loại.
- Mây trung tích (Alto-cumulus - Ac). Là loại mây có dạng sóng, tạo thành những dải
mây, luống mây hoặc cuộn mây, phần lớn có màu trắng, đôi khi có màu xanh mờ hoặc xám
mờ. Hiện tượng tiêu biểu của loại mây này là tán mặt trời, mặt trăng và hiện tượng ánh
sáng ngũ sắc.
- Mây trung tằng (Alto-stratus - As). Ðám mây có kiến trúc tơ sợi, phần lớn có màu
xám hoặc hơi xanh. Thông thường mây này bao phủ khắp cả bầu trời, đôi khi quan sát thấy
hiện tượng tán trong mây.
* Mây tầng thấp
Chân mây dưới 2km. Mây tầng thấp gồm những đám mây có phần tử lớn, kích thước
có thể đạt tới từ 0,05 đến 0,5mm, đám mây không có đường viền rõ rệt. Là dấu hiệu của
thời tiết xấu.
76
- Mây tằng (Stratus - St): Lớp mây đồng nhất, màu xanh hoặc màu vàng, giống như
sương mù, từ trên mây có thể có mưa phùn rơi xuống. Mây tằng che phủ hầu khắp cả bầu
trời, đôi khi phân bố thành từng đám, tơi tả.
- Mây tằng tích (Strato-cumulus - Sc). Hợp bởi những phần tử mây khá lớn, đám mây
có dạng hình nấm, hình sóng hoặc hình luống.
- Mây vũ tằng (Nimbo-stratus - Ns). Là loại mây màu xám thẫm, đôi khi có màu vàng
đục hoặc xanh đục. Mây vũ tằng cũng thường che phủ khắp cả bầu trời, không để lộ
những khoảng sáng.
* Mây phát triển theo chiều thẳng đứng
Trong quan trắc, loại mây này được liệt vào loại mây tầng thấp vì chân mây thường
dưới 2 km. Tuy nhiên đỉnh của những đám mây này có thể đạt tới 8 - 10km.
- Mây tích (Cumulus - Cu). Là những đám mây dày đặc, biệt lập, phát triển theo chiều
thẳng đứng, có đỉnh hình vòm, lồi lên, chân mây hầu như nằm ngang, có đường viền rõ rệt,
nhưng đôi khi có bờ ngoài rách tơi tả.
Mây tích có màu trắng, hoặc màu đen thường xuất hiện vào buổi sáng mùa hè, ở phía
chân trời, đến khoảng giữa trưa thì phát triển rất mạnh, buổi chiều tỏa rộng ra hoặc phát
triển thành khối đồ sộ như trái núi.
- Mây vũ tích (Cumulo-nimbus - Cb). Khối mây màu trắng rất lớn, có chân màu xám
thẫm. Mây vũ tích là sự tiếp tục phát triển của mây tích Cu. Mây vũ tích có hình dạng như
quả núi hoặc ngọn tháp, phần trên đỉnh mây có kiến trúc tơ sợi. Ở chân mây Cb thường
quan sát thấy màn mưa (Virga).
Hình 4.6: Mây ti - Ci (Cirrus) Hình 4.7. Mây ti tằng - Cs (Cirro - stratus)
77
Hình 4.8. Mây ti tích - Cc ( Cirro - cumulus) Hình 4.9. Mây trung tằng - As (Alto - stratus)
Hình 4.10. Mây trung tích - Ac (Alto - cumulus) Hình 4.11. Mây tằng - St (Stratus)
Hình 4.12. Mây tằng tích - Sc (Strato - Hình 4.13. Mây vũ tằng - Ns (Nimbo - stratus)
cumulus)
78
Hình 4.14. Mây tích - Cu (Cumulus) Hình 4.15. Mây vũ tích - Cb (Cumulo - nimbus)
5. MƯA
5.1. Nguyên nhân hình thành mưa
Do kết quả của sự ngưng kết hơi nước trong khí quyển tự do mà mây được hình
thành. Một đám mây có thể chỉ gồm những giọt nước hoặc chỉ gồm những hạt băng,
nhưng cũng có đám mây có cấu tạo cả nước, cả băng. Vì có lực cản của không khí, vả lại
các phần tử mây kích thước quá nhỏ (giọt nước, hạt băng) nên không rơi xuống, ở trạng
thái lơ lửng trong không khí. Nếu trong đám mây có dòng không khí đi lên, thì các phần tử
mây sẽ bị đẩy lên cao hơn trong khí quyền. Các phần tử mây chỉ rơi xuống thành mưa
trong trường hợp kích thước của chúng lớn lên rất nhiều, đến mức độ có thể thắng được
các dòng không khí đi lên và lực cản của không khí.
Các phân tử mây lớn lên do hai nguyên nhân chính:
a) Các phần từ mây lớn lên do ngưng kết hơi nước diễn ra liên tục:
Trong đám mây có những giọt nước kích thước không giống nhau thì áp suất hơi
nước bão hoà trên bề mặt các hạt nước nhỏ thấp hơn các hạt nước lớn. Bởi vậy hơi nước
sẽ chuyển từ các giọt nước nhỏ sang ngưng kết trên bề mặt các hạt nước lớn làm cho các
hạt nước lớn càng to thêm, còn các hạt nước nhỏ thì bị hóa hơi hết. Nếu đám mây có lẫn
cả những hạt nước và những tinh thể băng thì hơi nước chuyển dần từ các hạt nước sang
các tinh thể băng vì áp suất hơi nước bão hoà trên bề mặt các tinh thể băng lớn hơn, làm
cho các tinh thể băng ngày càng lớn. Các hạt mây tăng kích thước đến mức độ trọng lực
của nó có thể thắng được các dòng không khí đi lên và sức cản của không khí.
Các phần tử mây lớn lên bằng phương pháp ngưng kết rất chậm.
b) Các phân tử mây lớn lên do tụ hợp:
- Sự tụ hợp được thực hiện do sự chuyển động của các phần tử mây (chuyển động
Brao-nơ) làm cho các hạt nước nhỏ va chạm, nhập lại với nhau. Quá trình này xảy ra
chậm.
- Sự tụ hợp được thực hiện do không khí chuyển đông loạn lưu làm các hạt nước (hạt
băng) tiếp xúc với nhau và nhập lại. Quá trình này phần tử mây lớn lên nhanh hơn.
79
- Sự tụ hợp được thực hiện do các phần tử mây tích điện trái dấu, hút nhau làm tăng
kích thước.
- Sự tụ hợp trong đám mây xảy ra mạnh nhất là do các phần tử mây có kích thước khác
nhau, dẫn đến tốc độ rơi khác nhau. Các phần từ mây lớn rơi nhanh hơn đuổi kịp các phần
tử mây nhỏ, quyện lấy các phần tử nhỏ và lớn lên. Người ta gọi cách tụ hợp này là tụ hợp
trọng lực.
Các đám mây tầng cao Ci, Cs, Cc chỉ cấu tạo bởi các hạt băng kích thước nhỏ và
đều, trữ lượng hơi nước nhỏ nên không tạo ra mưa được.
Các đám mây tầng giữa Ac, As và cả mây Cu cấu tạo bởi các giọt nước kích thước
đồng đều, nên cũng không gây mưa (hãn hữu có mưa tuyết).
Các đám mây tầng thấp St, Sc có độ phát triển theo chiều thẳng đứng nhỏ, nên các
phân tử mây không đủ trọng lượng để rơi. Vì dòng đi lên trong các đám mây yếu, các phần
tử mây khó tăng kích thước nên chỉ đôi khi những mây này có mưa nhỏ hoặc mưa phùn.
Những đám mây hỗn hợp Ns, Cb thường có độ dày lớn. Phần đỉnh trên của đám mây
gồm những tinh thể băng, phần giữa gồm những giọt nước hỗn hợp với những tinh thể
băng, phần dưới gồm những giọt nước nhỏ nên rất dễ cho mưa.
Như vậy, trong đám mây hỗn hợp bao gồm cả nước và băng thì giọt nước sẽ bay hơi
chuyển sang ngưng tụ trên các tinh thể băng. Hơi nước tiếp tục bám vào các góc của các
tinh thể băng, tinh thể băng lớn dần lên các cạnh kéo dài thành hình sao gọi là sao tuyết.
Hơi nước tiếp tục ngưng kết trên những cái cánh của sao tuyết hình thành những nhánh tỏa
ra xung quanh tạo thành hoa tuyết. Các hoa tuyết khi di chuyển chạm vào nhau, nhập lại
thành từng chùm gọi là bông tuyết, giống như những chùm nho. Trên đường rơi xuống,
nếu nhiệt độ không khí giữa đám mây và ở gần mặt đất cao thì các hoa tuyết tan ra thành
những giọt nước rơi xuống đất dưới dạng mưa nước. Khi nhiệt độ không khí trên đường
rơi quá thấp thì mưa dưới dạng tuyết mà ta thường thấy ở các xứ lạnh về mùa đông.
5.2. Các dạng mưa và những quy định về mưa
a) Các dạng mưa
Người ta gọi giáng thủy tức là mưa ở thể nước hoặc thể rắn, các hạt nước, các tinh
thể băng rơi từ các đám mây xuống mặt đất. Theo đặc điểm rơi của hạt mưa người ta chia
ra các dạng chính: mưa phùn, mưa dầm và mưa rào.
- Mưa phùn: là loại giáng thủy thường rơi từ mây Si, Sc. Giọt nước rất nhỏ, đường
kính không quá 0,5mm, cũng có thể ở dạng hạt tuyết rất nhỏ.
- Mưa dầm: là loại giáng thủy từ các đám mây Ns. As và đôi khi từ Sc. Ðặc điểm của
mưa dầm là cường độ thay đổi ít, thời gian mưa kéo dài. Mưa dầm thường gắn liền với sự
tràn qua của dải hội tụ nội chí tuyến hay front nóng. Giọt nước mưa dầm có kích thước
trung bình. Mưa dầm còn gặp ở dạng mưa tuyết.
- Mưa rào: là loại giáng thủy từ mây Cb. Ðặc điểm của mưa rào là cường độ lớn và
thay đổi nhiều, thời gian mưa ngắn, giọt nước có kích thước lớn. Mưa rào thường bắt đầu
và kết thúc đột ngột.
b) Những quy định về mưa
Lượng mưa được tinh bằng chiều dày milimét của lớp nước rơi trên một mặt phẳng
nằm ngang trong trường hợp không có bốc hơi, không bị thấm đi và chảy mất.
Cường độ mưa là lượng mưa tính ra milimét nước trong 1 phút. Cường độ vượt quá
1mm/phút được gọi là mưa rào.
Quy định về diện mưa (khu vực mưa):
- Mưa vài nơi: số trạm có mưa ≤ 1/3 tổng số trạm đo mưa khu vực.
80
Copyright by webtailieu.net