Bài giảng Khí hậu học và Khí hậu Việt Nam (Phần 1: Khí hậu học): Chương 5 – Phan Văn Tân

Bài giảng Khí hậu học và Khí hậu Việt Nam (Phần 1: Khí hậu học) - Chương 5: Giới thiệu về hệ thống khí hậu. Những nội dung chính trong chương gồm có: Nước là yếu tố cần thiết cho khí hậu và đời sống, cân bằng nước, tích lũy nước mặt và dòng chảy, giáng thủy và sương sa, sự bốc hơi và thoát hơi, mô hình hoá cân bằng nước mặt đất.

Trang 1

PHẦN 1: KHÍ HẬU HỌC

Chương 5 Chu trình nước

Trang 2

5.1 Nước là yếu tố cần thiết cho khí hậu và đời sống

|   Nước di chuyển liên tục giữa đại dương, khí quyển, băng quyển và

đất liền

|   Tổng lượng nước trên trái đất được duy trì gần như không đổi trên

qui mô thời gian cỡ hàng ngàn năm, nhưng nó thay đổi trạng thái

giữa các dạng lỏng, rắn và khí

|   Sự di chuyển của nước giữa các đại dương, khí quyển và đất liền

được gọi là chu trình nước

|   Lượng nước di chuyển thông qua chu trình nước hàng năm tương

đương với lớp nước lỏng dày khoảng 1m phủ đều trên bề mặt Trái đất

|   Nước được đưa vào khí quyển thông qua bốc hơi và quay trở lại

bề mặt nhờ giáng thuỷ

|   Để bốc hơi một lớp nước dày 1m trong một năm đòi hỏi phải có

một lượng năng lượng trung bình khoảng 80 Wm-2

|   Mặt trời cung cấp năng lượng cần thiết để bốc hơi nước từ bề mặt

Trang 3

|   Sự di chuyển hơi nước theo phương ngang và

phương thẳng đứng trong khí quyển là yếu tố quyết định cân bằng nước trên lục địa

|   Khoảng 1/3 lượng giáng thuỷ rơi trên lục địa là

nước bốc hơi từ các vùng đại dương

|   Lượng giáng thuỷ vượt quá lượng bốc hơi trong các

vùng lục địa được trả về đại dương qua các con

sông

|   Nếu tất cả hơi nước trong khí quyển ngưng kết

lại thành dạng lỏng và trải đều trên bề mặt trái đất thì nó chỉ tương đương với lớp nước dày

khoảng 2.5 cm

Trang 4

|   (Lượng nước bốc hơi và ngưng kết)/Năm ~ lớp nước dày

100cm ,

|   Lượng nước tồn tại trong KQ ~ 2.5cm

|   è Nước trong khí quyển bị lấy đi (remove) do giáng thuỷ ~

40 lần/Năm (=100/2.5), hay 9 ngày một lần

|   Vì lượng bốc hơi thuần là phần nhỏ còn lại của quá trình trao

đổi hai chiều xảy ra rất nhanh của các phân tử nước qua bề

mặt tiếp xúc khí quyển-nước, nên thời gian trú ngụ của các

phân tử nước trong khí quyển chỉ khoảng 3 ngày

|   Vì lượng nước nằm sát bề mặt trái đất chỉ khoảng gần 3 km

độ sâu (chủ yếu trong các đại dương), và chỉ có lớp nước

dày 2.5 cm có mặt trong khí quyển , nên trung bình mỗi

phân tử nước phải chờ một thời gian rất dài trong đại

dương, trong các tảng băng hoặc trong các tầng ngậm nước, giữa các lần du ngoạn ngắn ngủi vào trong khí quyển

Trang 5

Chu trình nước toàn cầu

(cm/năm phủ đều trên diện tích đất hoặc đại dương)

•   Nước từ đại dương vận chuyển vào đất liền trong khí quyển

•   Nước từ đất liền trở về đại dương qua các con sông

•   Phần lớn lượng giáng thủy trên đất liền tham gia vào chu

trình nước (48/75=64%)

•   Yếu tố nào quyết định chu trình nước toàn cầu ?

Trang 6

Phân bố nước trong hệ thống khí hậu

Trang 7

Phân bố nước trong hệ thống khí hậu

132 5 THE HYDROLOGIC CYCLE

TABLE 5.1 Water Volumes of Earth

Category Volume (10 6 km 3 ) Percent (%)

Polar ice caps, icebergs, glaciers 227.8 2.010

Ground water, soil moisture 8.062 0.580 *

Total water amount 1384.0 100.0

Fresh water reservoirs as a percent of total fresh water

Polar ice caps, icebergs, glacier 77.2

Ground water to 800 m depth 9.8 *

Ground water from 800 m to 4000 m 12.3 *

Soil moisture 0.17 *

Lakes (fresh water) 0.35

Hydrated earth minerals 0.001

Plants, animals, humans 0.003

* Numbers uncertain.

(From Baumgartner and Reichel, 1975.)

FIGURE 5.1 Schematic diagram showing the basic fluxes of water in the global

hydrologic cycle Units are centimeters per year spread over the area of the land or ocean

Since the areas of land and ocean are different, the land–ocean water exchanges by atmospheric

transport and river runoff have different values depending on the reference area, as indicated

by the parentheses The smaller values are those referenced to the larger oceanic area.

Trang 8

Chu trình nước

Trang 9

Các thành phần của chu trình nước

Trang 10

Giáng thuỷ và các yếu tố khác

Trang 11

Các thành phần của chu trình nước

Giáng thuỷ

•  Rất ẩm ở những vùng nhiệt đới

•  Dịch chuyển theo mùa (Bắc/Nam bán cầu)

•  Các khu vực gió mùa

•  Rất khô ở các vĩ độ cao cận nhiệt đới

•  Tại các vĩ độ trung bình mưa nhiều vào mùa hè

•  Bản đồ mưa tháng 7 trông giống như bản đồ phân bố rừng

Nước có thể cho giáng thủy

Trang 12

Nước ngầm

Trang 13

nước ngưng kết

bề mặt

lượng bốc thoát hơi

dòng chảy

nhỏ Nước do sương cũng thường là nhỏ hoặc có thể sáp nhập vào giáng thuỷ, nên

Δ f = P - E

Trang 14

|   Cân bằng nước khí quyển:

gwa = -(P + D - E) - Δ fa

tích luỹ nước trong khí quyển lượng nước ra khỏi cột khí quyển

•   Cân bằng nước cho hệ trái đất-khí quyển :

Trang 15

Phân bố theo v ĩ độ của cân bằng nước bề mặt

|  Giáng thuỷ đạt các cực đại ở gần

xích đạo và ở các vĩ độ trung bình

|  Cực đại ở xích đạo do giáng thuỷ

mạnh trong dải hội tụ nhiệt đới

|  Cực đại ở vĩ độ trung bình do các

nhiễu động xoáy thuận

|  Bốc hơi biến thiên đều hơn giáng

thuỷ: một cực đại ở nhiệt đới

|  Giáng thuỷ > bốc hơi ở xích đạo

và ở các vĩ độ trung bình và cao.

Phân bố dòng chảy cho thấy:

•   Hơi nước trong khí quyển vận chuyển từ cận nhiệt đới về xích đạo và vĩ độ cao

•   Còn dòng chảy biển hoặc các dòng chảy sông lại mang nước

từ nơi khác trở lại các vùng cận nhiệt đới

Trang 17

5.3 Tích luỹ nước mặt và dòng chảy

|   Nước tích luỹ có ý nghĩa đối với khí hậu và đời sống

|   Tích luỹ nước giáng thuỷ trong các bãi tuyết phụ thuộc vào cấu trúc vật lý và

nhiệt động lực của bề mặt

|   Tích luỹ nước bề mặt do mưa phụ thuộc vào tần suất và cường độ giáng thuỷ,

vào các tính chất của đất, lớp phủ thực vật và dạng địa hình bề mặt

|   Nếu đất bề mặt đã bão hoà và giáng thuỷ hoặc tuyết tan nhanh hơn lượng nước

có thể được cân bằng lại (ngấm vào đất, bốc hơi) thì các vũng nước bề mặt sẽ xuất hiện

|   Khi những chỗ thấp trên bề mặt đã được phủ đầy nước, nước bề mặt sẽ bắt đầu

chảy tràn ra xung quanh về phía các dòng suối và các hệ thống tiêu thoát è

Xuất hiện dòng chảy mặt

Trang 18

5.4 Giáng thủy và sương sa

|   Giáng thủy thường xuất hiện khi:

{   Có chuyển động thăng của các phần tử khí (tầng kết bất ổn

định đối lưu, làm lạnh bức xạ ở trên đỉnh mây, không khí ẩm

bị cưỡng bức trượt dọc lên trên sườn núi, )

|   Giáng thủy lớn nhất ở gần xích đạo, nhỏ nhất ở các vùng

cận nhiệt đới

|   Sương hình thành khi:

{   không khí tiếp xúc với bề mặt lạnh (đêm trời quang)

|   Sương rơi góp phần đáng kể cho cân bằng nước bề mặt ở

những vùng khí hậu khô cằn, nhưng nói chung là lượng nước nhỏ

Trang 19

Các loại giáng thủy

|   Giáng thuỷ có thể do nhiều

nguyên nhân:

{   Chuyển động thăng do fronts

{   Chuyển động thăng do ITCZ

{   Chuyển động thăng do đối lưu

{   Chuyển động thăng do địa

hình

{   …

Trang 20

Phân bố giáng thuỷ

Global maps of precipitation in millimeters per day

for annual, DJF and JJA seasons Note that the Dateline

is in the center of this plot

•  Mưa nhiều ở nhiệt đới và các vĩ độ trung bình

•  Ba trung tâm mưa lớn ở Tây Thái bình dương, Nam Mỹ và Tây Phi

•  Phân bố mưa liên quan đến vị trí hoạt động của ITCZ

Trang 21

5.5 Sự bốc hơi và thoát hơi

|  Bốc thoát hơi là sự di chuyển nước từ bề mặt vào không khí kèm theo

sự chuyển pha từ dạng lỏng sang dạng hơi

|  Bốc hơi chỉ sự chuyển nước trực tiếp từ chính bề mặt vào khí quyển

|  Thoát hơi là sự chuyển nước từ thực vật vào khí quyển thông qua những

lỗ của lá được gọi là khí khổng

|  Khó có thể tách biệt được ảnh hưởng của hai quá trình này, nên

thường chúng được gộp lại làm thành một, gọi là Bốc thoát hơi

|  Bốc thoát hơi cũng có thể bao gồm cả sự thăng hoa thường xảy ra khi

tuyết hoặc băng chuyển trực tiếp thành hơi nước

|  Bốc thoát hơi phụ thuộc vào:

{   Chênh lệch hàm lượng nước bề mặt-không khí,

{  Khả năng khuyếch tán phân tử và sự thông thoáng của không khí gần bề mặt

{   Vai trò của bề mặt

{  Lớp phủ thực vật (LAI, SAI, )

Trang 22

Vai trò của thực vật

|   Thực vật tác động mạnh đến

bức xạ và xáo trộn rối

|   Giáng thủy rơi xuống tán

cây và/hoặc xuống đất

|   Dòng chảy xuất hiện khi

lượng nước rơi xuống vượt quá khả năng thấm

|   Bốc hơi của nước tích lũy

trên tán cây và trên mặt đất

Trang 23

Vai trò của thực vật

|   ảnh hưởng đến các quá trình lớp biên thông qua các tính

chất vật lý và các quá trình sinh học

|   có khả năng vận chuyển nước qua lá với tốc độ nhanh

tạo điều kiện thuận lợi cho sự quang hợp khi sẵn có nước

|   khi thiếu nước, thực vật có thể giảm cường độ thoát hơi

bằng cách đóng các khí khổng

|   ảnh hưởng rất khác nhau đến albedo đối với bức xạ nhìn

thấy và bức xạ gần hồng ngoại

|   cấu trúc tán cây làm ảnh hưởng đến sự thông thoáng bên

trong tán, è quan trọng đối với các thông lượng rối của động lượng, nhiệt và ẩm

Trang 24

5.5.1 Đ o bốc thoát hơi

|   Đo bằng thiết bị gọi là thẩm kế

|   Ước lượng qua các thông lượng ẩm đi ra từ bề mặt

bằng cách đo đồng thời tốc độ và độ ẩm thẳng đứng

|   Suy ra từ phương trình cân băng năng lượng trong đó

các thành phần của nó có thể đo trực tiếp được

và nhiệt độ tại hai mực

Tính được từ số liệu đo profile nhiệt độ trong đất hoặc nước

Trang 25

5.5.2 Bốc hơi từ bề mặt ướt

aire

een

e

E ) B 1

(

B E

) B 1

(

1 E

+

+ +

(

) q q

( EB E

B 1

E

a

* s

a

* a e

en e

−

− +

= +

) q q

(

) T T

( L

c LE

SH

B

a s

p o

T T

(

) q q

a s

* a

* s

≅

−

) ) q q

(

) q q

( 1 ( B

B

a

* s

a

* a e

Nhận từ phương trình Penman:

E en là tốc độ bốc hơi cần thiết để cân bằng với năng lượng cung cấp cho bề mặt bởi bức xạ, dòng ngang dưới bề mặt và năng lượng tích luỹ

Trang 26

Một số nhận xét

|  Ưu việt của phương trình Penman là ở chỗ chỉ đòi hỏi số liệu đo các

biến khí quyển tại một mực

|  Trên bề mặt đất thành phần vận chuyển ngang bằng 0, và với qui mô

thời gian cỡ một tháng hoặc dài hơn thì thành phần tích luỹ cũng có thể bỏ qua, do đó chỉ cần đòi hỏi các số liệu đo bức xạ thuần, nhiệt độ không khí, độ ẩm riêng và tốc độ gió tại một mực

|  Có tính đến vai trò tương đối của độ ẩm không khí và bức xạ sẵn có

|  Ở nhiệt độ cao, tỷ số cân bằng Bowen là nhỏ và cường độ bốc hơi

tiệm cận đến giá trị cần thiết để cân bằng với năng lượng đi vào bề mặt

|  Ở nhiệt độ thấp hơn 25oC, tỷ số cân bằng Bowen lớn hơn, cường độ

bốc hơi phụ thuộc nhiều hơn vào sự hỗ trợ của không khí chưa bão hoà

|  Ở nhiệt độ gần hoặc thấp hơn nhiệt độ đóng băng, tỷ số cân bằng

Bowen là lớn và bốc hơi phụ thuộc chủ yếu vào mức độ khô của

không khí

Trang 27

5.5.3 Bốc hơi tiềm n ă ng

nếu bề mặt là ướt (lượng bốc thoát hơi cực đại có thể trong điều kiện phổ biến của khí quyển)

năng lượng và độ ẩm không khí đến cường độ bốc thoát hơi

xảy ra sự thiếu hụt ẩm, và có thể kết luận bề mặt khô

phương pháp lý thuyết và thực nghiệm

phương trình Penman (phương trình liên kết bốc hơi từ bề mặt ướt với sự đốt nóng bức xạ thuần và nhiệt độ, độ ẩm không khí và tốc độ gió trung bình tại một mực).

Trang 28

Bốc hơi tiềm n ă ng

|  Be giảm nhanh theo nhiệt độ, cỡ 1 độ khi nhiệt độ khoảng 278K, do đó nhân tử thứ

nhất có giá trị khoảng 0.5 (tại 278K) và nhỏ hơn khi nhiệt độ thấp hơn và cao hơn

|  Nhân tử thứ hai cũng giảm nhanh khi nhiệt độ tăng

|  Nói chung PE giảm khoảng 2 lần trong khoảng nhiệt độ từ 0-30C, nghĩa là nhạy hơn ở

vĩ độ trung bình và vĩ độ cao khi so với vĩ độ thấp

5.5 EVAPORATION AND TRANSPIRATION 145

Bowen ratio is small and evaporation is mostly dependent on available energy As the equilibrium Bowen ratio becomes small, the evapora-tion rate approaches a value necessary to balance the energy input to the surface This occurs at temperatures greater than about 25°C At lower temperatures, and consequently higher equilibrium Bowen ratios, the evaporation rate is more dependent on the supply of unsaturated atmospheric air At temperatures near or below freezing, the equilibrium Bowen ratio is large and the evaporation is dependent primarily on the drying capacity of the air

5.5.3 Potential Evaporation

Evapotranspiration is constrained by the surface water supply, the energy available to provide the latent heat of vaporization, and the ability

of the surface air to accommodate water vapor The potential evaporation

is defined as the rate of evaporation that would occur if the surface was wet, and is therefore the maximum possible evaporation for the prevail-ing atmospheric conditions It measures the effect of energy supply and air humidity on the evaporation rate and avoids the more difficult issue

of soil moisture availability and the physiological processes in plants that bring moisture from the soil to the atmosphere If the potential evapora-tion exceeds the actual evapotranspiration, then a moisture deficit exists, and one may infer a dry surface One method to calculate potential evapo-ration is from Penman’s equation, which relates the evaporation from a wet surface to net radiative heating and mean air temperature, humidity, and wind speed at one level

The potential evaporation can be used to understand how the logic cycle at the surface might change with global mean temperature The strongest variation in the potential evaporation is the saturation specific humidity, which increases at an exponential rate (1.11) We therefore expect that potential evaporation will increase in a warmer climate, meaning that water will be removed more efficiently from the surface in a warmed cli-mate than in a cooler one At the same time, if the atmospheric circulation does not change significantly, more moisture will be converged in regions

hydro-of moisture convergence We therefore expect that with warming will come greater contrast between areas in which precipitation exceeds evaporation and where evaporation exceeds precipitation This is the “wet gets wetter, dry gets dryer” paradigm of global warming

Since radiation dominates the energy supply for evaporation (5.10), we can write (5.12) as

s

where we have introduced the acronym PE for potential evaporation

Also, we see that the second term in the parentheses can be written,

L c

d q dT

L c

d q dT

about 6.5% for each degree of warming for temperatures around 288 K

parentheses have the exponential dependence on temperature of tion vapor pressure If we assume, as is commonly done, that the relative humidity and the wind speed do not change very rapidly with warming, then the two terms inside the parentheses should vary only modestly with temperature, and the strongest temperature dependence resides in

assuming that wind speed and relative humidity change slowly.

layer The relative humidity in the boundary layer is about 80%, so that if the relative humidity decreases to 79%, 1−RH would change by 5% from 20% to 21% So small changes in relative humidity in the boundary layer can cause big changes in the gradient of moisture in the boundary layer,

which would strongly affect PE The relative humidity in the boundary

layer is maintained by a complex set of processes, and it is not a simple culation to predict how it would change in response to climate warming.

multiplying the parenthesis determines the fractional sensitivity of PE

to temperature changes, assuming constant relative humidity and wind speed We can take the derivative with respect to temperature and show that,

about 278 K and is smaller for both colder and warmer temperatures At very cold temperatures, there is so little water vapor in the atmosphere

L c

d q dT

C U RH L

c

L

R T

(1 ) ln

d q dT

the (1 + Be) − 1 in (5.14) This means that PE will increase with temperature,

PE is, however, fairly sensitive to the relative humidity in the boundary layer The relative humidity in the boundary layer is about 80%, so that if the relative humidity decreases to 79%, 1−RH would change by 5% from 20% to 21% So small changes in relative humidity in the boundary layer can cause big changes in the gradient of moisture in the boundary layer,

cal-Since we have established that the terms inside the parentheses in (5.14)

do not change as rapidly as saturation vapor pressure, the (1 + Be ) −1 term

where C = ( / )(1/ )L Rv T2 Be decreases rapidly with temperature and is one

at about 278 K (Fig 4.10), so that the first part of (5.17) is about 0.5 at about 278 K and is smaller for both colder and warmer temperatures At very cold temperatures, there is so little water vapor in the atmosphere

Nhân tử này không biến đổi nhanh như áp suất hơi nước bão hoà

Thành phần này xác định độ nhạy của PE theo nhiệt độ

L c

d q dT

L c

d q dT

parentheses have the exponential dependence on temperature of tion vapor pressure If we assume, as is commonly done, that the relative

satura-humidity and the wind speed do not change very rapidly with warming, then the two terms inside the parentheses should vary only modestly with temperature, and the strongest temperature dependence resides in

to temperature changes, assuming constant relative humidity and wind speed We can take the derivative with respect to temperature and show

L c

dT

L c

parentheses have the exponential dependence on temperature of tion vapor pressure If we assume, as is commonly done, that the relative humidity and the wind speed do not change very rapidly with warming, then the two terms inside the parentheses should vary only modestly with temperature, and the strongest temperature dependence resides in

e en

e

E ) B 1 (

B E

) B 1 (

1 E

+

+ +

=

Phương trình Penman tính bốc hơi Bốc hơi tiềm năng:

Tiêu đề	Khí Hậu Học Và Khí Hậu Việt Nam (Phần 1: Khí Hậu Học): Chương 5 – Phan Văn Tân
Trường học	Trường Đại Học
Chuyên ngành	Khí Hậu Học

Định dạng
Số trang	38
Dung lượng	17,55 MB