Thủy văn công trình - Chương 3 potx

Chương 3: NƯỚC TRONG KHÍ QUYỂN Mưa và bốc hơi là hai quá trình quan trọng nhất trong số các quá trình khí tượng liên tục xảy ra trong không khí 3.1 LUÂN CHUYỂN CỦA KHÔNG KHÍ.. Ở vùng xíc

Chương 3:

NƯỚC TRONG KHÍ QUYỂN

Mưa và bốc hơi là hai quá trình quan trọng nhất trong số các quá trình khí tượng liên tục xảy ra trong không khí

3.1 LUÂN CHUYỂN CỦA KHÔNG KHÍ

Trái đất liên tục tiếp nhận nhiệt từ mặt trời qua bức xạ mặt trời và phát nhiệt trở lại không gian qua bức xạ phản hồi Các quá trình này được cân bằng ở suất trung bình 210 W/m2 Tuy nhiên, ở xích đạo, mức thu nhận trong bầu không khí cao hơn (khoảng 270 W/m2) do tia bức xạ gần như thẳng góc với mặt đất Còn ở hai cực, mức thu nhận này thấp hơn (90 W/m2 ) do góc bức xạ nhỏ hơn Do có sự không cân bằng như vậy, đã có sự vận chuyển năng lượng (nhiệt năng) từ xích đạo đến các địa cực theo mức trung bình khoảng 4.109 MW

Nếu xem trái đất là quả cầu cố định Ở vùng xích đạo, do nóng hơn nên luồng khí bốc lên cao hơn, di chuyển trong tầng cao hơn của khí quyển về các cực, tại đó gặp lạnh, luồng khí hạ xuống thấp hơn và quay ngược trở về xích đạo tạo thành một hoàn lưu của một hành tinh không quay Sự luân chuyển này gọi là luân chuyển Hadley

Chuyển động quay từ Tây sang Đông của trái đất đã tạo ra một lực phụ Coriolic (lực này bằng hai lần tích hữu hướng của hai véc tor vận tốc dòng khí u và vector vận tốc quay của trái đất ω: Fc = 2u^ω, và hướng của Fc được xác địng theo quy tắc bàn tay phải) làm cho luân chuyển Hadley bị thay đổi Tại xích đạo, có một vòng đai khí xung quanh nó di chuyển về phía cực, dưới ảnh hưởng của lực Coriolic Fc , luồng không khí này đã chuyển động lệch về bên phải (nếu ở Bắc bán cầu, hay bên trái (nếu ở Nam bán cầu) so với chiều dọc theo vector u Kết quả của ảnh hưởng này là sự xuất hiện luồng gió hướng Tây (gió

hướng Tây là luồng gió từ hướng Tây thổi đến) Ởû vùng gần xích đạo:

F c

F c

u u*

ω

u u*

F c

u u*

F c

Bắc bán cầu có gió theo hướng Tây Nam, ví dụ như nước ta có gió mùa Tây Nam (từ hướng Tây Nam thổi lên), còn ở Nam bán cầu, gió theo hướng Tây Bắc

Ngược lại, khi khối khí lạnh từ các cực di chuyển về xích đạo, dưới ảnh hưởng của lực Coriorlic, khối khí đã di chuyển lệch về bên phải (ở Bắc bán cầu), hay bên trái (ở Nam bán cầu) Điều này làm xuất hiện các luồng gió Đông ở vùng cực (còn ở vùng gần xích đạo: Đông Bắc ở Bắc bán cầu , Đông Nam ở Nam bán cầu)

3.2 HƠI NƯỚC

Nước trong khí quyển phần lớn tồn tại dưới dạng hơi hoặc khí nhưng ở từng chỗ và thời gian tồn tại ngắn, sau đó, tùy điều kiện nhiệt độ và áp suất, nó có thể thành hạt nước dạng mưa rào, hạt nhỏ li ti dạng mây, hạt rắn dạng tuyết, mưa đá Lượng nước trong khí quyển tuy rất nhỏ (1/100000 tổng lượng nước) nhưng giữ vai trò rất quan trọng trong tuần hoàn thủy văn

Ta dùng định lý vận tải Reynolds để mô tả sự vận chuyển hơi nước qua một không gian cố định W Gọi X là khối lượng của hơi nước qua

W, k là X trong một đơn vị khối lượng không khí ẩm; k chính là độ ẩm riêng qv và được tính bằng:

v v

q

ρ

ρ

với ρv là khối lượng riêng của hơi nước, ρa là khối lượng riêng của không khí ẩm

Từ định luật bảo toàn khối lượng, ta có dX/dt=mv là lưu lượng khối lượng hơi nước thêm vào (mang dấu cộng, bốc hơi), hay bớt ra (mang dấu trừ, ngưng tụ) khoảng không gian W Ta có:

∫∫∫ ρ + ∫∫ ρ

∂

∂

=

w v a A v a

v q dw q VdA t

3.2.1 Áp suất hơi nước:

định luật Dalton: Áp suất gây ra bởi các chất khí riêng phần thì độc lập với các chất khí khác Gọi e là áp suất hơi nước, theo định luật chất khí lý tưởng, ta có:

Trong đó Rv là hằng số chất khí đối với hơi nước

3.2.2 Áp suất hơi bão hoà e s :

Là áp suất hơi nước trong không khí mà tại đó tốc độ bốc hơi bằng tốc độ ngưng tụ

3.2.3 Độ ẩm tương đối R h:

Là tỷ số giữa áp suất có thực và áp suất hơi bão hoà

s

h e

e

3.2.4 Lượng nước có thể tạo thành mưa:

Lượng hơi ẩm trong cột không khí được gọi là lượng nước có thể được tạo thành mưa

Trong cột không khí có mặt cắt ngang A Xét một

vi phân thể tích dW=A.dz, có khối lượng là :ρaAdz, và khối lượng hơi nước chứa trong đó là:

ρvAdz = qvρaAdz

Tổng lượng nước có thể tạo ra mưa trong cột không khí có độ cao từ z1 đến z2 là:

∫ ρ

= 2 1

z z

a v

Tính gần đúng: Δmp = qvρaAΔz (3.6)

trong đó q ρv; a lần lượt là các giá trị trung bình của độ ẩm riêng và khối lượng riêng của không khí ẩm trong khoảng đang xét Tổng các số gia Δmp trong toàn bộ cột không khí cho ta tổng lượng nước mưa

Ví dụ: tính lượng nước có thể tạo ra mưa của một cột không khí bão hoà hơi nước có chiều cao 10km trên diện tích 1m2 Áp suất không khí trên mặt đất là 101,3Kpa, với nhiệt độ là 300C Biết rằng cứ lên cao 1km thì nhiệt độ giảm đi 6,50C

Giải:

Để tính được lượng nước mưa cho toàn bộ cột khí 10km, ta chia nhỏ cột không hkí này ra làm 5 đoạn theo z, mỗi đoạn cao 2km=2000m,

ta tính riêng lượng nước mưa cho từng đoạn độ cao:Δmp i , sau đó cộng dồn lại: M=Σ(Δmp i )

Trongcông thức (3.6)Δmp = qvρaAΔz, ta cần tính qv và ρa Như vậy, ta cần tính giá trị qv và ρv cho mỗi lớp chiều cao tương ứng (cho 0km, 2km, 4km, 6km, 8km, 10km) và sau đó lấy giá trị trung bình:

2

1 q ) / q

(

qv = i− + i

tương tự tính cho giá trị trung bình ρa

Giá trị ρa được tính từ phương trình trạng thái khí: p=ρaRaT Suy ra:

ρa=p/(RaT) Với Ra=287 J/(kg.K), là hằng số khí ẩm

dz

Z 2

Z 1

Giá trị qv được tính như sau: qv=0,622(e/p)

⎠

⎞

⎜

⎝

⎛

+

=

T ,

T , exp

es

3 273

27 17 611

Trong đó T tính bằng 0 C

T là nhiệt độ tại mỗi lớp độ cao tính toán

p là áp suấtä tại mỗi lớp độ cao tính toán, tính bằng N/m2

Áp suất tại mỗi độ cao tương ứng z phụ thuộc vào từng độ cao, được xác định nhờ vào phương trình trạng thái khí và phương trình vi phân của lưu chất tĩnh, gọi là phương trình khí tĩnh:

a R g

i

i i

i T

T p

⎠

⎞

⎜⎜

⎝

⎛

trong đó: pi+1: là áp suất ở lớp độ cao i+1, Pa

pi: là áp suất ở lớp độ cao i, Pa

Ti+1: là nhiệt độ ở lớp độ cao i+1, 0K

Ti: là nhiệt độ ở lớp độ cao i, 0K

α: là hằng số =0,0065

T là nhiệt độ tại mỗi lớp độ cao tính toán, tính bằng độ K

Ti+1=Ti- α(Zi+1-Zi)

Zi+1- là cao độ lớp i+1

Zi – là cao độ lớp i

Các tính toán được lập thành bản sau:

3.3 HIỆN TƯỢNG NƯỚC RƠI - MƯA

Hiện tượng nước rơi bao gồm mưa, tuyết, và các quá trình nước rơi khác xuống mặt đất như mưa đá, mưa tuyết

Khi khối không khí ẩm bốc lên cao trong bầu khí quyển thì nhiệt độ giảm đi, một phần hơi ẩm ngưng kết lại Có nhiều cơ chế tạo ra sự chuyển động lên của khối không khí: Bốc lên vì không khí được hun

nóng bốc lên, vì khối khí di chuyển qua đồi núi, vì do chuyển động đối lưu

Quá trình ngưng kết đòi hỏi phải có hạt nhân ngưng kết để các phân tử nước bám chặt chung quanh (ví dụ như các hạt bụi lơ lửng) Đặc biệt các hạt nhân có chứa các ion (ví dụ các hạt bụi muối biển bốc hơi) càng khiến cho các phân tử nước càng dễ bám chặt chung quanh hơn Các hạt nước nhỏ li ti lớn dần lên do ngưng kết, khi đủ nặng, các hạt ấy sẽ rơi xuống thành mưa (trong quá trình rơi xuống, có khả năng bốc hơi một phần)

Gieo hạt nhân ngưng kết nhân tạo vào các đám mây sẽ làm cho hơi nước dễ ngưng kết hơn (ví dụ Iodur bạc, từ tạo ra mưa nhân tạo Hoặc

ta có thể tạo ra nắng ngay trong mùa mưa để được bầu trời khô ráo trong các dịp lễ hội bằng cách giep các hạt nhân ion nặng, sẽ làm cho hạt nặng hơn với kích thứơc nhỏ, và trong quá trình rơi xúông đã bốc hơi ngược lên, nên dưới đất vẫn khô ráo

3.4 LƯỢNG MƯA LƯU VỰC

Để xác định lượng mưa trung bình trên một khu vực có diện tích là A,

ta dùng phương pháp trung bình cộng:

∑

=

i i

P n

P

1

trong đó Pi là lượng mưa của mỗi trạm đo (mm)

Ngoài ra người ta còn dùng phương pháp Thiessen: ∑

=

i i i

P A A

P

1

1

Trong đó Ai là diện tích mỗi đa giác gán cho mỗi trạm đo, với

∑

=

i i

A

A

1

3.5 BỐC HƠI

Bao gồm bốc hơi từ mặt thoáng nước, từ mặt đất, từ thực vật

Tính toán bốc hơi bằng nhiều phương pháp: Cân bằng năng lượng, khí động lực học, kết hợp giữa hai phương pháp trên,

Lượng bốc hơi được đặc trưng bởi cường độ bốc hơi E:là độ sâu cột nước (có diện tích ngang A) bốc hơi trong một đơn vị thời gian (mm/ngày)