Khí tượng biển - Chương 2 ppt

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 n

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:

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:

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)

+ 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)

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)

Điểm cố tù

Hình 2-3

L N Lớp đẳng nhiệt

N L

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

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 khoảng 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

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

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

xạ của chùm tia sáng đó đi qua mặt

phẳng AB vuông góc với tia sáng

có diện tích M trong cùng một đơn

hO A1 B

BA

AB

1

= I sin hO Vậy:

Công thức (2-4) để tính độ chiếu nắng trên bề mặt nằm ngang

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:

8 π3 2 − 2

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:

iλ = ελ

β

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

trời lấy một chùm tia đơn sắc có

bước sóng λ Giả sử rằng: tại biên

giới trên của khí quyển (A) luồng

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

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: k λ là hệ số giảm yếu khối lượng

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

λ λ

λ E

0

dE = − ∫B λ ρ

A

ds

B

A

ds k

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 λ ρ

A

ds

k = θ gọi là khối lượng quang học của khí quyển

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:

Chọn vị trí mặt trời ở thiên đỉnh (hO = 90o), lúc đó đoạn đường AB = H (độ cao khí quyển) và:

θ(90o) = H∫ λ ρ

0

ds k

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:

θ(90o) = kλ ρ H Với: θ(90o) = kλ.ρ.H được gọi là 1 đơn vị khối lượng quang học khí quyển

Biểu diễn khối lượng quang học θ(hO) theo đơn vị khối lượng quang học θ(90o) thì θ(hO) sẽ có m đơn vị khối lượng quang học, tức là:

)90(

)h(

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

bao nhiêu lần quãng đường từ điểm M1

1 =

ohsin

1 (2-8) 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:

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

ohsin

1, ta có:

P

P0

ohsin

1

(2-10) 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:

- Công thức (2-8) và (2-10) chỉ dùng với trường hợp độ cao mặt trời hO > 150 thì

độ chính xác đảm bảo Còn nếu độ cao mặt trời hO ≤ 15o 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:

ohsin

1 − 2

o

h

8,2 (2-10’)

- 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:

Eλ = E0λ e - θ(90).m (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:

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 − 0

(2-14’)

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 quyển ứng với m = 2 (khi độ cao mặt trời hO = 30o) 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:

Cm 1

- 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:

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

Nếu ta đặt: β =

α

αt = 1 +

α

ω + α

d

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:

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

qlg

Plg

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 < q < 1 và do đó β > 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:

dzdS = 10 -2 ÷ 10 - 3 cal/cm2ph/100m

Trong phạm vi độ cao dưới 2.000 m:

dz

dS = 0,02 cal/cm2ph/100m

- 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 S’ = S0

2 O

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

π2

440

1 dω Thay vào (2-20) ta có:

Wngày = +∫ω

ω

−

ωπ

0

0

d'S2

440.1

π2

440

P (sinϕ sinδ + cosϕ cosδ cos ω) dω (2-21)

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