Bài giảng khí tượng thuỷ văn rừng

D biến thiên rất lớn từ mấy phần trăm đến mấy phần ngàn calo và phụ thuộc vào độ cao của mặt trời, độ trong suốt của khí quyển, lượng mây, độ cao trên mực nước biển và đặc điểm c

BÀI GIẢNG (Lưu hành nội bộ) KHÍ TƯỢNG THUỶ VĂN RỪNG

(Dành cho sinh viên ngành Lâm nghiệp, hệ cao đẳng chính quy)

Giảng viên: Lê Thị Hương Giang TRƯỜNG ĐẠI HỌC QUẢNG BÌNH KHOA NÔNG – LÂM - NGƯ

MỤC LỤC

PHẦN A: LÝ THUYẾT 1

BÀI MỞ ĐẦU 5

1 SỰ PHÁT TRIỂN CỦA KHÍ TƯỢNG HỌC 5

2 KHÁI NIỆM CƠ BẢN TRONG KHÍ TƯỢNG HỌC 7

3 KHÍ TƯỢNG THUỶ VĂN RỪNG 7

CHƯƠNG 1 9

THÀNH PHẦN VÀ CẤU TRÚC KHÍ QUYỂN 9

1.1 THÀNH PHẦN KHÍ QUYỂN 9

1.1.1 Không khí khô 9

1.1.2 Hơi nước 9

1.1.3 Bụi 10

1.1.4 Vai trò của các chất khí trong tự nhiên 10

1.2 CẤU TRÚC CỦA KHÍ QUYỂN 11

1.2.1 Sự không đồng nhất của khí quyển theo chiều thăng đứng 11

1.2.2 Sự không đồng nhất của khí quyển theo chiều ngang 12

CHƯƠNG 2 14

BỨC XẠ TRONG KHÍ QUYỂN 14

2.1 Ảnh hưởng của bức xạ mặt trời đối với cây trồng 14

2.1.1 Ảnh hưởng của thành phần quang phổ của mặt trời đối với cây trồng 14

2.1.2 Ảnh hưởng của thời gian chiếu sáng trong ngày đối với cây trồng 15

2.2 Các dạng bức xạ mặt trời 16

2.2.1 Bức xạ trực tiếp (trực xạ) 16

2.2.2 Bức xạ khuyếch tán (tán xạ) 17

2.2.3 Bức xạ tổng cộng (Tổng xạ) 18

2.2.4 Sự phản xạ bức xạ mặt trời (Albêđô) 18

2.3 Bức xạ sóng dài của mặt đất và khí quyển 19

2.4 Cân bằng bức xạ của mặt đất 20

CHƯƠNG 3 22

CHẾ ĐỘ NHIỆT CỦA ĐẤT VÀ KHÔNG KHÍ 22

3.1 CHẾ ĐỘ NHIỆT CỦA ĐẤT 22

3.1.1 Các đặc tính nhiệt lực của đất 22

3.1.2 Cân bằng nhiệt của bề mặt đất 24

3.1.3 Diễn biến của nhiệt độ bề mặt đất 25

3.1.4 Các biện pháp điều tiết nhiệt độ mặt đất 29

3.2 CHẾ ĐỘ NHIỆT CỦA KHÔNG KHÍ 30

3.2.1 Sự truyền nhiệt trong không khí 30

3.2.2 Sự biến thiên của nhiệt độ không khí 32

b Diễn biến hàng năm của nhiệt độ không khí 33

c Sự biến thiên nhiệt độ của không khí theo phương thẳng đứng của khí quyển 33

3.2.3 Những chỉ tiêu đánh giá nhiệt độ không khí 34

3.2.4 Những biện pháp cải thiện chế độ nhiệt độ không khí 36

CHƯƠNG 4 37

TUẦN HOÀN NƯỚC TRONG TỰ NHIÊN 37

4.1 Chu trình nước trong tự nhiên 37

4.2 Các đại lượng vật lý đặc trưng cho độ ẩm không khí 38

4.3 Bốc hơi nước trong tự nhiên 39

4.3.1 Bản chất của quá trình bốc hơi nước 39

4.3.2 Vai trò của bốc hơi nước trong sản xuất nông nghiệp 41

4.4 Sự ngưng kết hơi nước trong tự nhiên 42

4.4.1 Điều kiện ngưng kết hơi nước trong khí quyển 42

4.4.2 Kết quả của sự ngưng kết hơi nước 42

4.5 Giáng thuỷ 45

4.5.1 Phân loại mưa 45

4.5.2 Nguyên nhân hình thành mưa 45

4.5.3 Các đại lượng đặc trưng cho tính chất của mưa 47

4.5.4 Những nhân tố ảnh hưởng đến lượng mưa 48

4.6 Nước trong mạng lưới thuỷ văn 48

4.6.1 Dòng chảy 48

4.6.2 Sự hình thành dòng chảy sông ngòi 49

4.6.3 Những nhân tố ảnh hưởng đến dòng chảy 51

4.6.4 Những đại lượng đặc trưng của dòng chảy 53

4.6.5 Phương trình cân bằng nước trong một lưu vực 54

4.6.6 Phân phối dòng chảy trong năm 54

CHƯƠNG 5 ÁP SUẤT KHÍ QUYỂN VÀ GIÓ 56

5.1 Áp suất khí quyển 56

5.1.1 Khái niệm 56

5.1.2 Sự biến đổi của áp suất khí quyển 56

5.1.3 Những đại lượng đặc trưng cho áp suất khí quyển 57

5.2 Gió 57

5.2.1 Nguyên nhân sinh ra gió 57

5.2.2 Các đại lượng đặc trưng của gió 57

5.3 Hoàn lưu khí quyển 59

5.3.1 Phân bố khí áp trên mặt đất 59

5.3.2 Hoàn lưu khí quyển 60

5.3.3 Một số loại gió địa phương 61

THIÊN TAI KHÍ TƯỢNG Ở VIỆT NAM 63

6.1 Sương muối 63

6.1.1 Điều kiện hình thành 63

6.1.2 Tác hại và phương pháp phòng chống 63

6.2 Gió phơn khô, nóng 63

6.2.1 Điều kiện hình thành 64

6.2.2 Tác hại và biện pháp phòng chống 65

6.3 Hạn hán 65

6.3.1 Điều kiện hình thành 65

6.3.2 Phân bố hạn và biện pháp phòng chống 66

6.4 Lũ lụt 66

6.4.1 Tác hại của lũ lụt 66

6.4.2 Đặc điểm lũ lụt ở nước ta và các biện pháp phòng chống lụt và úng 67

6.5 Mưa đá 67

6.6 Dông nhiệt 69

6.7 Bão và áp thấp nhiệt đới 71

6.7.1 Điều kiện hình thành bão và áp thấp nhiệt đới 71

6.7.2 Hoạt động của bão và áp thấp nhiệt đới ở Việt Nam và biện pháp phòng tránh 73 CHƯƠNG 7 KHÍ HẬU VIỆT NAM 74

7.1 Cơ chế hình thành khí hậu Việt Nam 74

7.1.1 Khí hậu Việt Nam là khí hậu nhiệt đới 74

7.1.2 Khí hậu Việt Nam chịu ảnh hưởng của gió mùa 75

7.1.3 Khí hậu Việt Nam bị chia cắt mạnh bởi địa hình 76

71.4 Khí hậu Việt nam rất đa dạng có nhiều á đới và các đai cao 77

71.5 Khí hậu Việt nam rất thất thường trong chế độ nhiệt và chế độ ẩm 77

7.2 Một số đặc trưng cơ bản của khí hậu Việt Nam 77

7.2.1 Nắng và bức xạ: 77

7.2.2 Chế độ nhiệt 78

7.2.3 Chế độ mưa 79

7.2.4 Ðộ ẩm không khí 80

7.2.5 Các hiện tượng thời tiết 80

7.3 Phân vùng khí hậu Việt Nam: 81

7.3.2 Vùng khí hậu Ðồng bằng và Trung du Bắc bộ: 83

7.3.3 Vùng khí hậu Tây Bắc 83

7.3.4 Vùng khí hậu Bắc Trung Bộ 84

7.3.5 Vùng khí hậu Nam Trung Bộ 86

7.3.6 Vùng Khí hậu Tây Nguyên 87

7.3.7 Vùng khí hậu Nam Bộ 88

CHƯƠNG 8 91

8.1 VAI TRÒ CỦA CÁC YẾU TỐ KHÍ TƯỢNG TRONG ĐỜI SỐNG THỰC VẬT RỪNG 91

8.1.1 Bức xạ mặt trời và đời sống thực vật rừng 91

8.1.2 Chế độ nhiệt và thực vật rừng 96

8.1.3 Ảnh hưởng của chế độ nước đến thực vật 98

8.2 ẢNH HƯỞNG TỔNG HỢP CỦA CÁC YẾU TỐ KHÍ TƯỢNG ĐẾN RỪNG 102

8.2.1 Những quy luật chung nhất về ảnh hưởng của các yếu tố khí tượng đến rừng 102 8.2.2 Phân bố các vùng thực vật và điều kiện khí hậu 103

8.3 TIỂU KHÍ HẬU RỪNG 104

8.3.1 Thành phần không khí trong rừng 104

8.3.2 Chế độ bức xạ trong rừng 105

8.3.3 Nhiệt độ trong rừng 106

8.4.4 Rừng và chế độ thuỷ văn 107

8.4 ẢNH HƯỞNG CỦA RỪNG ĐẾN ĐIỀU KIỆN KHÍ HẬU THUỶ VĂN LÃNH THỔ 108

8.4.1 Rừng và thành phần khí quyển 108

8.4.2 Rừng và điều kiện khí tượng các khu vực lân cận 109

8.4.3 Rừng và điều kiện thuỷ văn lãnh thổ 110

8.5 CÁC PHƯƠNG PHÁP NGHIÊN CỨU TRONG KHÍ TƯỢNG THUỶ VĂN RỪNG 114

8.5.1 Phương pháp quan trắc song song 114

8.5.2 Phương pháp gieo trồng định kỳ 114

8.5.3 phương pháp gieo trồng theo vùng địa lý 115

8.5.4 Phương pháp thống kê tài liệu lịch sử 115

8.5.5 Phương pháp nghiên cứu trong phòng thí nghiệm hoặc nhà khí hậu 115

8.5.6 Phương pháp phân tích khu phân bố 115

8.5.7 Phương pháp phân tích vòng năm 116

PHẦN B: THỰC HÀNH 117

CÂU HỎI ÔN TẬP 126

PHẦN A: LÝ THUYẾT BÀI MỞ ĐẦU

1 SỰ PHÁT TRIỂN CỦA KHÍ TƯỢNG HỌC

Trái đất có lớp vỏ không khí gọi là lớp khí quyển Trong lòng khí quyển, đặc biệt

ở tầng gần mặt đất luôn diễn ra các hiện tượng và các quá trình vật lý phức tạp như: Nắng, mưa, nóng, lạnh, giông tố, gió bão Tuỳ mức độ phát triển mà các hiện tượng

ấy có thể có lợi hoặc có hại, bình thường hoặc nguy hiểm đối với đời sống và hoạt động kinh tế của con người Có thể nói, không ở đâu trên trái đất, con người không chịu ảnh hưởng trực tiếp hoặc gián tiếp của các quá trình vật lý khí quyển

Để an toàn cho cuộc sống, để tiến hành một cách có hiệu quả mọi hoạt động của con người dưới ảnh hưởng thường xuyên và phức tạp của khí quyển, con người đã không ngừng tìm hiểu, nghiên cứu các hiện tượng và quá trình xảy ra trong khí quyển Trong quá trình đó đã dần dần hình thành một môn khoa học độc lập - “Khí tượng học”

Khí tượng học là khoa học nghiên cứu bản chất vật lý của các hiện tượng và quá trình xảy ra trong khí quyển, tìm ra quy luật khống chế chúng, xây dựng biện pháp dự báo trước các hiện tượng sẽ xảy ra, nghiên cứu biện pháp can thiệp, giúp con người từng bước làm chủ khí quyển

Thế giới còn giữ lại được nhiều tài liệu chứng tỏ khoa học khí tượng được bắt nguồn từ lâu đời, đặc biệt ở các trung tâm văn minh cổ đại như: Ai Cập, Hy Lạp, Ấn

Độ, Trung Quốc Nổi bật nhất trong số tư liệu cổ để lại là cuốn “Meteorolog” (Khí

tượng học) của Aristot (Khoảng 200 năm trước công nguyên) Tuy nội dung đơn giản nhưng cuốn sách cho thấy ở các thế kỷ trước, bằng mắt thường, con người đã biết quan sát, ghi chép và phân tích các hiện tượng khí quyển Nhưng vì khoa học chưa phát triển, thiếu phương tiện nghiên cứu nên trong thời gian dài, khí tượng học vẫn là khoa học định tính, kiến thức về khí tượng học của con người còn rất nghèo nàn

Khí tượng học trở thành khoa học định lượng từ thế kỷ 17 cùng với sáng chế ra nhiệt biểu của Ga-Li-Lê năm 1603 và khí áp kế của Tô-Ni-Xen-Li năm 1643 Đây là hai dụng cụ quan trọng bậc nhất của những nghiên cứu khí tượng học Mười năm sau,

ở Pháp và Ba Lan người ta bắt đầu tiến hành quan trắc khí tượng

Cùng với sự ra đời của các dụng cụ khí tượng, con người ngày càng có khả năng

nghiên cứu, tìm hiểu “đời sống” khí quyển Phát triển mạnh mẽ nhất của khí tượng học

được bắt đầu vào thế kỷ 20 cùng với sự phát triển của kỹ thuật toán, vật lý, sự ra đời của các máy móc cho phép nghiên cứu tầng cao khí quyển: Vô tuyến thám không, tên lửa khí tượng, vệ tinh khí tượng, ra đa thời tiết

Ngày nay, trong khoa học khí tượng đã hình thành nhiều môn học chuyên sâu khác nhau về phương pháp, nội dung và mục đích nghiên cứu

Theo phương pháp nghiên cứu có các môn học sau đây:

- Khí tượng học cơ sở (khí tượng học đại cương) là khoa học nghiên cứu bản chất vật lý, xác lập những quy luật chung nhất của các hiện tượng và quá trình khí quyển

- Khí tượng dự báo (khí tượng Si-nốp) là khoa học nghiên cứu quá trình hình thành, phân bố và biến đổi thời tiết, nghiên cứu phương pháp dự báo thời tiết bằng cách phân tích thời tiết trên bản đồ địa lý có ghi các số liệu quan trắc khí tượng

- Khí hậu học là môn học nghiên cứu các quy luật hình thành khí hậu và chế độ khí hậu của các nước, các vùng

Theo mục đích ứng dụng có các môn:

- Khí tượng học Hàng không

- Khí tượng học Hàng hải

- Khí tượng học Quân sự

- Khí tượng Y học

- Khí tượng Nông nghiệp

- Khí tượng Lâm nghiệp

Về thành tựu trong khí tượng học cần phải nói đến những kết quả của công tác dự báo thời tiết và nghiên cứu khí hậu

Ở các nước tiên tiến trên thế giới, mức độ chính xác của các tin tức dự báo thời tiết ngắn hạn đã đạt trên 85% Ở nước ta, theo đánh giá của Tổng cục khí tượng thuỷ văn, mức độ chính xác của các tin tức dự báo thời tiết là trên 75% Tuy nhiên, độ chính xác của dự báo các hiện tượng diễn ra trên quy mô lớn thường rất cao Chẳng hạn, dự báo bão, gió mùa Đông Bắc ở nước ta có độ chính xác xấp xỉ 100% Đối với các hiện tượng có quy mô nhỏ như mưa rào, dông độ chính xác thường chỉ đạt 75 %

Trong khí hậu học, người ta đã nghiên cứu các quy luật phân hoá khí hậu và điều kiện khí hậu các vùng khác nhau trên thế giới, lập ra phân vùng khí hậu trên thế giới Kết quả nghiên cứu quy luật hình thành khí hậu thực sự trở thành cơ sở khoa học cho những biện pháp cải tạo khí hậu, ngăn chặn sa mạc hoá, duy trì cân bằng sinh thái môi trường cho nhiều vùng trên thế giới

Trong những năm của thế kỷ XX, ngoài những phương pháp quan sát các hiện tượng khí quyển, các nhà khí tượng đã bắt đầu áp dụng các phương pháp thực nghiệm vào nghiên cứu khí tượng, trong đó có nghiên cứu quá trình hình thành mây, mưa, gió mùa Con người cũng bắt đầu can thiệp vào các quá trình khí quyển như : Gây mưa nhân tạo, phá mưa đá, chống sương muối, cải tạo khí hậu

Tuy vậy, các hiện tượng khí tượng thường rất phức tạp, chúng phát sinh trong toàn bộ khí quyển với những quy mô có thể biến động từ 106 m (sự ngưng kết hơi nước) đến hàng nghìn km (bão, giải hội tụ ) Vì thế, nghiên cứu khí tượng đòi hỏi một mặt phải mở rộng phạm vi quan trắc, bổ sung các yếu tố khí tượng vào nội dung quan trắc, cải tiến các phương pháp quan trắc, sử dụng các phương tiện kỹ thuật hiện đại Mặt khác phải có sự phối hợp của nhiều nước, của cả thế giới trong nghiên cứu khí tượng Sự hợp tác về thông tin khí tượng ở các nước Anh, Pháp, Đức, Nga được bắt đầu từ thế kỷ XIX, đến năm 1847, tổ chức của các nước này được đổi tên thành tổ chức khí tượng thế giới (WMO) Hiện nay tham gia vào tổ chức khí tượng thế giới có trên 100 nước thành viên

Ở Việt Nam, từ xưa nhân dân đã biết quan sát, dự đoán thời tiết dựa vào những kinh nghiệm về liên hệ giữa các hiện tượng khí tượng với nhau, giữa các hiện tượng khí tượng với các hiện tượng tự nhiên khác Những kinh nghiệm ấy được lưu truyền từ thế hệ nay sang thế hệ khác dưới hình thức ca dao, tục ngữ: “Nắng sáng đi trồng cà, mưa sáng ở nhà phơi thóc”, “Ráng mỡ gà thì gió, ráng mỡ chó thì mưa”, “ Cỏ gà mọc lang, cả làng ngập nước”, “Kiến cánh vỡ tổ ra, bão táp mưa sa gần tới”

Những tài liệu còn lưu trữ lại đến nay cho thấy nước ta có Lê Quý Đôn và Hải Thượng Lãn Ông là những học giả có nhiều ghi chép, nghiên cứu về khí tượng học Lê Quý Đôn là nhà bác học đã tổng hợp lý luận và nêu lên quan điểm của mình một cách

có hệ thống về các hiện tượng khí tượng, chu kỳ khí hậu, vật hậu Hải Thượng Lãn Ông là nhà y học có nhiều nghiên cứu về quan hệ giữa khí hậu, thời tiết với sức khoẻ và bệnh tật con người

Trước năm 1954, người Pháp đã xây dựng một số trạm quan trắc khí tượng ở nước ta, mục đích chủ yếu là phục vụ hàng không, quân sự và một số nghiên cứu nhằm

Sau hoà bình lập lại, ngành khí tượng đã xây dựng được hệ thống quan trắc khí tượng, tổ chức các viện nghiên cứu, đào tạo đội ngũ cán bộ khí tượng Ngành đã có những cống hiến lớn lao trong nghiên cứu tài nguyên khí hậu, thuỷ văn đất nước Tin tức dự báo thời tiết và toàn bộ số liệu quan trắc khí tượng của ngành đã phục vụ đắc lực cho hoạt động của nhiều lĩnh vực kinh tế khác nhau, đặc biệt là Nông nghiệp, Lâm nghiệp, Hàng không, Hàng hải, Giao thông

Hiện nay, trên cả nước có hơn 150 trạm quan trắc khí tượng và gần 2000 trạm đo mưa Ở mỗi tỉnh có 2 đài khí tượng với nhiệm vụ nghiên cứu tài nguyên khí hậu địa phương, dự báo thời tiết bổ sung theo yêu cầu của các ngành sản xuất chủ yếu là Nông nghiệp, hướng dẫn nông dân phòng tránh thiên tai

Ở Hà Nội, với những thông tin được cung cấp liên tục từ các trạm quan trắc của nhiều nước, từ các vệ tinh Viện dự báo khí tượng tiến hành phân tích và dự báo thời tiết cho các vùng trong cả nước Tin dự báo thời tiết được gửi đến các địa phương, các

cơ quan chức năng và nhân dân có thể biết được thông qua Đài tiếng nói Việt Nam hoặc một số phương tiện thông tin khác để chuẩn bị cho các hoạt động sản xuất và đời sống

Năm 1975, Việt nam trở thành thành viên chính thức của Tổ chức khí tượng thế giới, tham gia tích cực vào các chương trình nghiên cứu khí tượng do tổ chức này hoạch định và chỉ đạo, trong đó có chương trình nghiên cứu bão, chương trình nghiên cứu gió mùa nhiệt đới Việt Nam cũng hợp tác trao đổi thông tin với nhiều nước trên thế giới

2 KHÁI NIỆM CƠ BẢN TRONG KHÍ TƯỢNG HỌC

Trong nghiên cứu khí tượng, thời tiết và khí hậu được xem là hai khái niệm cơ bản:

- Thời tiết là trạng thái của khí quyển quan sát thấy ở một nơi nào đó tại một thời điểm nào đó Để mô tả thời tiết, người ta dùng nhiều yếu tố khí tượng khác nhau Đó là các đại lượng phản ánh tính chất vật lý của khí quyển, chẳng hạn như nhiệt độ, áp suất không khí, ẩm độ không khí, hướng và tốc độ gió, lượng mưa, tầm nhìn

- Khí hậu là chế độ thời tiết của một địa phương nào đó, khí hậu của một địa phương được xác định thông qua quan trắc khí tượng nhiều năm

Khi mô tả khí hậu thường dùng các giá trị trung bình, cực trị và toàn bộ đặc điểm biến đổi của các chỉ tiêu tổng hợp hay riêng lẻ của những yếu tố khí tượng, các chỉ tiêu

ấy được gọi là chỉ tiêu khí hậu

3 KHÍ TƯỢNG THUỶ VĂN RỪNG

Là một bộ phận quan trọng của môi trường, khí quyển ảnh hưởng đến toàn bộ đời sống của rừng Tính chất vật lý của khí quyển, hay điều kiện khí tượng ảnh hưởng đến

sự phân bố, sinh trưởng phát triển, tái sinh, hình thành rừng, đến khả năng chống sâu bệnh hại, chống gió bão và lửa rừng Nói chung điều kiện khí tượng ảnh hưởng đến tồn tại, năng suất và tính ổn định của rừng Phần lớn các yếu tố khí tượng là nhân tố sinh thái

Với tầng tán rậm rạp và kết cấu tầng phức tạp, rừng đã hình thành dưới tán một tiểu hoàn cảnh khí hậu độc đáo - tiểu khí hậu rừng Dưới tán rừng, độ ẩm không khí luôn cao hơn, biên độ nhiệt độ, lượng bức xạ, tốc độ gió luôn thấp hơn ngoài đất trống Hoàn canh đặc biệt dưới tán rừng quyết địng sự tồn tại và phát triển của cả tập đoàn động vật, vi sinh vật đất, của toàn bộ cây bụi thảm tươi, quyết định cường độ và chiều hướng của tái sinh và hình thành rừng

Chiếm lĩnh không gian rộng lớn, rừng không chỉ ảnh hưởng đến điều kiện khí tượng dưới tán mà còn cải thiện cả điều kiện khí tượng các vùng lân cận, cả lãnh thổ Rừng làm giảm biên độ nhiệt, làm tăng ẩm độ không khí, tăng lượng mưa, giảm tác hại của bão, của gió khô nóng Ngoài khả năng cải tạo khí hậu, rừng còn có những chức năng sinh thái quan trọng khác như: Giữ đất, bảo vệ và điều tiết nguồn nước, làm trong lành khí quyển

Để nâng cao năng suất rừng, phát huy tối đa các chức năng sinh thái của rừng, các nhà lâm học không thể không nghiên cứu một bộ phận rất quan trọng của môi trường là khí quyển cùng toàn thể mối quan hệ qua lại giữa nó với rừng, những biện pháp tác động nhằm điều chỉnh mối quan hệ ấy Đó là nội dung cơ bản của môn học

độc lập- “Khí tượng thuỷ văn rừng”

Như vậy, đối tượng của Khí tượng thuỷ văn rừng là các hiện tượng, quá trình xảy ra trong khí quyển và mối quan hệ qua lại phức tạp giữa chúng với rừng Theo nghĩa rộng, khí tượng thủy văn là khoa học nghiên cứu mối quan hệ qua lại giữa các hiện tượng khí tượng thủy văn và sản xuất Lâm nghiệp, vì điều kiện khí tượng không chỉ ảnh hưởng đến rừng - đối tượng của sản xuất lâm nghiệp, mà còn ảnh hưởng tới các hoạt động sản xuất nói chung, chẳng hạn như: Gieo ươm, trồng rừng, khai thác, vận chuyển

Nghiên cứu Khí tượng thuỷ văn rừng có những nhiệm vụ chủ yếu sau đây:

Tìm hiểu quy luật biến đổi của các yếu tố khí tượng cơ bản có ảnh hưởng đến đối tượng và quá trình sản xuất Lâm nghiệp Các yếu tố khí tượng được nghiên cứu ở đây là các yếu tố sinh thái, bao gồm bức xạ, nhiệt độ đất, nhiệt độ không khí, các yếu tố phản ánh đảm bảo mức độ nước, tốc độ gió, thời tiết và khí hậu cũng được nghiên cứu tổng hợp nhưng không thể tách rời các yếu tố khí tượng thuỷ văn có ảnh hưởng đến sản xuất Lâm nghiệp

Vận dụng những quy luật biến đổi của các yếu tố khí tượng thuỷ văn và quy luật sinh học để làm sáng tỏ ảnh hưởng của chế độ khí tượng thuỷ văn đến rừng cũng như tác động ngược lại Anh hưởng của chế độ khí tượng thuỷ văn đến rừng được nghiên cứu theo tác động của từng yếu tố riêng lẻ cũng như tập hợp chúng trong tổng thể môi trường sinh thái Anh hưởng của rừng đến chế độ khí tượng thuỷ văn được nghiên cứu với tính chất tìm hiểu những chức năng sinh thái của rừng Đó là khả năng biến đổi hoàn cảnh tiểu khí hậu dưới tán rừng và điều kiện khí hậu thuỷ văn lãnh thổ

Đối tượng sản xuất lâm nghiệp chủ yêu là cây rừng Khác với cây nông nghiệp, chúng có kích thước và đời sống dài hơn Vì vậy, trong nghiên cứu khí tượng thuỷ văn rừng cũng như nghiên cứu sinh thái cây gỗ nói chung đòi hỏi phải xây dựng những phương pháp thích hợp Ngày nay, ngoài những phương pháp truyền thống như “quan trắc song song”, “gieo trồng định kỳ”, “thống kê tài liệu lịch sử”, “phân tích khu phân bố” các nhà nghiên cứu đang xây dựng một phương pháp mới- phương pháp phân tích vòng năm Đây là phương pháp có triển vọng, khắc phục được nhiều nhược điểm của các phương pháp khác

CHƯƠNG 1 THÀNH PHẦN VÀ CẤU TRÚC KHÍ QUYỂN

1.1 THÀNH PHẦN KHÍ QUYỂN

Không khí trong khí quyển là hỗn hợp cơ học của 3 thành phần: Không khí khô, hơi nước và bụi

1.1.1 Không khí khô

Không khí sau khi đã loại hết hơi nước và bụi được gọi là không khí khô

Trong lớp khí quyển có độ cao từ 0 đến 100 km, thành phần không khí khô gần như không đổi: 4 chất khí chủ yếu là N2, O2, Ar và CO2 chúng chiếm tới 99% thể tích không khí ( Bảng 1)

Bảng 1 Thành phần chủ yếu của không khí khô

Phần còn lại của không khí gồm các chất : Cr Xe, He, NH3, CH4, NO2, H2S

Ở các lớp khí quyển trên cao, dưới tác dụng của tia vũ trụ và các tia bức xạ sóng ngắn, nhiều chất khí bị phân ly và ion hoá Ở độ cao 95 đến 100 km trở lên, ôxy và nitơ chủ yếu tồn tại dưới dạng nguyên tử tự do

Trong đất, hàm lượng ôxy thường giảm đi, do bị sử dụng trong các quá trình phân huỷ chất hữu cơ Ở đất có độ ẩm cao, sự trao đổi với trên mặt đất bị hạn chế làm cho đất nghèo ôxy Những quá trình phân giải yếm khí thườnglàm tăng hàm lượng các chất khí độc như: CH4, C2H6, H2S Kết quả của các quá trình phân giải chất hữu cơ, hô hấp của vi sinh vật, động vật đất còn làm tăng hàm lượng CO2, trong nhiều trường hợp

có thể tới 10% thể tích không khí, tức gấp hàng trăm lần không khí trên mặt đất Có thể cải thiện thành phần không khí trong đất bằng các biện pháp thuỷ lợi hoặc xới đất Trong rừng hay quần thể thực vật nói chung, thành phần không khí có những khác biệt nhất định so với ngoài đất trống Một mặt rừng có tầng tán rậm rạp ngăn cản

sự trao đổi không khí ở trong rừng với trên tán rừng, mặt khác trong hoạt động sống của rừng, rừng đã hấp thu một số chất khí này và đưa vào khí quyển một số chất khí khác Trên tán rừng, vào ban ngày, khi trời lặng gió hàm lượng CO2 thường xuyên cao Giá trị cao nhất đã ghi chép được là 0,07% Ngoài ra thực vật còn làm giàu khí quyển bằng các chất phitôxít, các chất thơm, đó là những chất hữu cơ dễ bay hơi do chúng tiết ra trong quá trình trao đổi chất

Ở gần các khu công nghiệp, do khí thải của nhà máy, hàm lượng các chất khí độc thường tăng lên, trong đó có CO2, H2S, NO2, NO, Cl2, F2

1.1.2 Hơi nước

Trong không khí thường xuyên có hơi nước Tuỳ từng điều kiện cụ thể, hàm lượng nước có thể chiếm từ 0 đến 4% thể tích không khí

Nguồn hơi nước trong khí quyển có từ mặt đất, nước có từ các ao hồ, biển, sông,

từ thực vật bốc hơi vào khí quyển Vì vậy, càng xa mặt đất, hàm lượng hơi nước

trong khí quyển càng thấp Lên khỏi tầng bình lưu không khí hầu như không còn hơi nước nữa

Đại dương là nguồn cung cấp hơi nước khổng lồ, càng vào sâu trong lục địa hàm lượng hơi nước càng thấp Phần lớn các vùng ít mưa, các vùng khô hạn, sa mạc đều sâu trong lục địa

Nhờ thoát hơi nước mạnh, các thảm thực vật, đặc biệt là thực vật vùng rừng hoặc lân cận với rừng, hàm lượng hơi nước thường cao hơn các vùng khác

1.1.3 Bụi

Bụi là những phần tử vật chất ở thể lỏng hoặc ở thể rắn lững lờ trong khí quyển Bụi được đưa vào không khí từ nhiều nguồn khác nhau: Do gió cuốn lên từ mặt đất, các hạt muối do sóng biển tung vào không khí, bụi khói từ các nhà máy, phương tiện giao thông, các đám mây, núi lửa, các phần tử phấn hoa phát tán vào không trung, vật chất tạo ra do quá trình cháy của các thiên thạch khi vào khí quyển

Số lượng hạt bụi trong 1 cm3

không khí biến động lớn, có thể vài chục đến vài vạn hạt Nói chung mật độ bụi giảm dần từ mặt đất đến lên cao, từ thành phố về nông thôn và thấp nhất ở vùng rừng

Hàm lượng bụi cao gây hại cho sức khoẻ con người và động vật Bụi phủ dày trên mặt lá làm giảm hiệu năng quang hợp của thực vật Tuy nhiên, trong khí quyển bụi cũng có những ý nghĩa nhất định, chúng là những hạt nhân ngưng kết hơi nước

1.1.4 Vai trò của các chất khí trong tự nhiên

- Ôxy (O 2 )

Ôxy là chất chiếm tỷ lệ nhiều thứ hai trong khí quyển (21%) Nó cần thiết cho sự

hô hấp của cơ thể sống, sự phân giải các chất hữu cơ Nhờ ôxy mà tuần hoàn vật chất trong khí quyển diễn ra bình thường Trong không khí, ôxy luôn dư thừa đối với yếu cầu của thực vật Nhưng trong đất, trong nước hàm lượng ôxy đôi khi không đủ yêu cầu của chúng

Với các quá trình trong khí quyển, ôxy có khả năng hấp thụ mạnh các tia bức xạ sóng dài từ 0,13 đến 0,24µm Sự hấp thụ của ôxy góp phần làm tăng nhiệt độ của các lớp khí quyển trên cao và bảo vệ sinh vật dưới mặt đất khỏi bị tia tử ngoại

Với các quá trình khí quyển, Carbonnic giữ vai trò quan trọng Nó có khả năng hấp thu mạnh các bức xạ hồng ngoại phát ra từ mặt đất, vì vậy làm tăng hiệu ứng nhà kính của khí quyển Người ta tính rằng, nếu hàm lượng Carbonnic tiếp tục tăng với tỷ

lệ 0,5% hàng năm như hiện nay thì trong vòng một thế kỷ tới, nhiệt độ trái đất có thể tăng 3o

đến 6oC

- Ôzon (O 3 )

Ôzon là dạng hình thù của ôxy Nó được hình thành từ các phân tử ôxy có nguồn gốc quang hợp Dưới tác dụng của các tia bức xạ có năng lượng cao, phân tử ôxy phân

ly thành nguyên tử tự do Chúng liên kết tạo thành phân tử ôzon

Ôzon có khả năng hấp thu mạnh các tia tử ngoại, giải hấp chính của ôzon là từ 0,022 đến 0,29 µ, ôzon được hình thành và tập trung chủ yếu ở độ cao từ 20 đến 25 km, tạo nên một lớp “áo giáp” bảo vệ sinh vật dưới mặt đất khỏi tác hại của tia tử ngoại Người

ta tính rằng, nếu không có ôzôn, dưới trời năng to, dưới tác dụng của tia tử ngoại toàn

bộ thực vật sẽ chết sau 15 phút

Hiện nay, hàm lượng ôzon của nhiều vùng đang giảm đi, nguyên nhân chủ yếu là do các nhà máy thải ra những chất có khả năng liên kết với ôzon, chẳng hạn như chất clorophlorocacbon do công nghiệp điện lạnh tạo ra Mặt khác, phá rừng cũng là nguyên nhân làm giảm lượng oxy có nguồn gốc quang hợp, tức là giảm nguồn nguyên liệu tái tạo ôzon

- Hơi nước

Hơi nước có vai trò quan trọng đối với đời sống động thực vật, nó ảnh hưởng lớn đến quá trình trao đổi nước, và do đó ảnh hưởng tới trao đổi vật chất và năng lượng nói chung của thực vật Độ ẩm cao có thể làm giảm khả năng thoát hơi nuớc của thực vật, giảm khả năng điêu tiết nhiệt độ của cơ thể, khả năng hút dinh dưỡng khoáng trong đất Ngược lại, độ ẩm không khí quá thấp có thể làm tăng cường độ thoát hơi nước, dẫn đến mất cân bằng nước trong cây, làm rối loạn các quá trinh sinh lý bình thường

Với các quá trình khí quyển, hơi nước được xem là quan trọng nhất Nó là thành phần duy nhất của không khí trong điều kiện tự nhiên có thể chuyển từ thể răn sang thể lỏng, thể khí và ngược lại Cùng với sự chuyển hoá của nước trong khí quyển là sự thay đổi các hiện tượng thời tiết như mây, mưa, sấm chớp, quầng, tán Có thể nói, nếu không có hơi nước sẽ không có hiện tượng thời tiết

1.2 CẤU TRÚC CỦA KHÍ QUYỂN

1.2.1 Sự không đồng nhất của khí quyển theo chiều thăng đứng

Những kết quả quan trắc cho thấy, các tính chất vật lý như nhiệt độ, độ ẩm, áp suất không khí, tốc độ gió, thành phần không khí biến đổi mạnh mẽ theo độ cao Căn

cứ sự phân hoá theo chiều cao của các tính chất vật lý có thể phân khí quyển thành nhiều tầng khác nhau Hiện nay có 4 cách phân chia khí quyển như sau:

* Phân tầng khí quyển theo tính chất nhiệt

Theo tính chất nhiệt, khí quyển chia thành 5 tầng:

+ Tầng đối lưu: Có độ cao từ 0 đến 18 km ở nhiệt đới, 11 km ở ôn đới, 7-8km ở

vùng cực Đặc điểm cơ bản của tầng đối lưu như sau:

- Khoảng 3/4 khối lượng không khí tập trung ở tầng này

- Nhiệt độ không khí giảm dần theo chiều cao với mức trung bình là 0,6 oC/100 m

- Chuyển động đối lưu diễn ra mạnh mẽ

- Tầng đối lưu chứa gần toàn bộ hơi nước của khí quyển, vì vậy chỉ ở đây mới có các hiện tượng thời tiết

+ Tầng bình lưu: Có bề dày từ đỉnh tầng đối lưu đến độ cao 50 - 55 km Tầng

bình lưu có những đặc điểm sau:

- Nhiệt độ không đổi trong giới hạn từ đỉnh tầng đối lưu lên đến độ cao 35 km ( chừng - 70oC đến - 80oC ở xích đạo, -55 đến 65oC ở vùng cực)

- Từ độ cao 35 km trở lên, nhiệt độ không khí tăng dần và xấp xỉ 0oC ở đỉnh tầng bình lưu

- Gần như không có chuyển động đối lưu

- Hầu như không có hơi nước, do đó không có các hiện tượng thời tiết

+ Tầng trung gian : Có độ cao từ đỉnh tầng bình lưu đến 80-90 km, trong tầng

này nhiệt độ giảm dần theo độ cao và đạt -80oC ở đỉnh

+Tầng điện ly: Có độ cao từ 80 đến 800 km.Ở đây nhiệt dđộ không khí tăng theo

độ cao và đạt chừng 1000oC ở giới hạn trên

+Tầng khuếch tán: Là lớp chuyển tiếp của khí quyển trái đất vào không gian vũ

trụ Không khí bị khuếch tán liên tục vào không gian vũ trụ Giới hạn trên cùng của khí quyển ở độ cao khoảng 2000 km cách mặt đất, nơi không còn gặp các phân tử khí của khí quyển

* Phân tầng khí quyển theo thành phần không khí

Theo cách này, khí quyển được chia thành hai tầng:

+ Tầng đồng nhất: Có độ cao từ 0 đến 95 km trong tầng nay thành phần không

khí gần như không đổi

+ Tầng ê-te: Có độ cao trên 95 km Ở tầng này, phần lớn các chất khí tồn tại ở

dạng nguyên tử tự do

* Phân tầng theo mức phụ thuộc vào mặt đất

Theo cách này khí quyển được phân thành hai lớp:

+ Lớp khí quyển tầng biên có độ cao từ 0 đến 1 km Ở đây các yếu tố khí tuợng

biến đổi mạnh mẽ theo độ cao, chuyển động của không khí chịu ảnh hưởng của lực ma sát với mặt đất

+ Lớp khí quyển tự do có độ cao từ 1,5 km trở lên Các yếu tố khí tượng biến đổi

chậm hơn, ít chịu ảnh hưởng của mặt đất

* Phân chia theo điều kiện bay của vệ tinh

Theo cách này, khí quyển phân thành 2 lớp:

+ Lớp dày đặc: Có độ cao từ 0 đến 150 km trong lớp này, mật độ không khí dày

đặc, tạo lực cản lên các vật thể bay trong khí quyển Phần lớn các thiên thạch khi rơi vào khí quyển trái đất đều bị bốc cháy do ma sát với khí quyển ở độ cao 70 đến 150

km

+ Lớp không gian vũ trụ gần trái đất: Có độ cao từ 150 km trở lên Ở đây không

khí rất loãng, ảnh hưởng không đáng kể đến các vật thể bay trong khí quyển Ở độ cao

150 km, mật độ không khí chỉ còn một vài phần triệu so với mặt đất

1.2.2 Sự không đồng nhất của khí quyển theo chiều ngang

Theo chiều ngang trên mặt đất khí quyển cũng không đồng nhất Biểu hiện này đặc biệt rõ rệt trong tầng đối lưu Phân tích các tính chất của khí quyển theo chiều ngang cho thấy khí quyển bao gồm nhiều khối không khí nằm cạnh nhau Giữa chúng là những lớp chuyển tiếp được gọi là front

* Khối không khí là những thể tích không khí lớn có kích thước tương đương với kích thước của lục địa hay biển, trong đó có sự đồng nhất nhất định về các yếu tố khí tượng Đôi khi khối không khí còn được gọi là các khí đoàn Bề dày của khối không khí có thể vài km đến toàn bộ tầng đối lưu

Tính chất của khối không khí phụ thuộc vào đặc điểm địa lý, vật lý của mặt đệm, nơi nó hình thành hoặc dừng lâu trong quá trình di chuyển Chẳng hạn, nếu hình thành

ở vùng biển nhiệt đới thì khối không khí sẽ mang tính chất nóng, ẩm, nếu hình thành ở vùng lục địa trong mùa Đông khối không khí sẽ có tính chất khô lạnh Vì vậy, người

ta thường phân loại và đặt tên các khối không khí theo điều kiện địa lý, nơi nó hình thành, bao gồm các khối không khí sau:

- Khối không khí cực đới

- Khối không khí ôn đới

- Khối không khí nhiệt đới

- Khối không khí xích đạo

Trong mỗi loại trên chia thành khối không khí biển và khối không khí lục địa Chẳng hạn, khối không khí ôn đới biển, khối không khí ôn đới lục địa

Đôi khi các khối không khí còn được phân chia theo tính chất nhiệt Khối không khí nóng là khối không khí đang di chuyển trên mặt đệm lạnh hơn, khối không khí lạnh là khối không khí di chuyển trên mặt đệm nóng hơn

* Front là lớp chuyển tiếp giữa các khối không khí, bề dày của front có thể dày từ vài trăm mét đến vài kilômét, còn bề rộng có thể hàng nghìn kilômét Trong vùng front các yếu tố khí tượng biến đổi mạnh, gây nên các hiện tượng thời tiết đặc biệt gọi là thời tiết front

Front thường nằm nghiêng so với mặt đất một góc vài phần mười độ, giao tuyến của mặt front với mặt đất được gọi là đường front

Front thường được chia thành hai loại tuỳ theo hướng di chuyển của nó Front nóng là front di chuyển về phía không khí lạnh, front lạnh là front di chuyển về phía không khí nóng Với những đặc điểm nhiệt học khác nhau, hệ quả là thời tiết trong mỗi loại front có sự thay đổi

CHƯƠNG 2 BỨC XẠ TRONG KHÍ QUYỂN

2.1 Ảnh hưởng của bức xạ mặt trời đối với cây trồng

2.1.1 Ảnh hưởng của thành phần quang phổ của mặt trời đối với cây trồng

Bức xạ mặt trời được hình thành từ những sóng điện từ với những bước sóng khác nhau Độ dài sóng được thể hiện bằng:

Micromet (m) =10-6m hay nanometre (na)=10-9m

Quang phổ của mặt trời chia làm 3 nhóm:

- Nhóm tử ngoại gồm những tia có bước sóng nhỏ hơn 0,4m chiếm 7% thành phần quang phổ của mặt trời

- Nhóm tia có bước sóng trông thấy: gồm những tia có bước sóng lớn hơn 0,4 và nhỏ hơn 0,76 Chiếm 46% thành phần quang phổ của mặt trời

- Nhóm tia hồng ngoại: gồm những tia có bước sóng lớn hơn 0,76 Chiếm 47% thành phần quang phổ của mặt tời

Nhóm tia tử ngoại và tia hồng ngoại mắt thường không thể nhìn thấy được Nhóm tia có bước sóng trông thấy khi phân tích người ta thấy hàng loạt tia được sắp xếp lần lượt theo sự giảm dần của bước sóng: đỏ, da cam, vàng, lục, lam, chàm, tím Tia nhìn thấy có ảnh hưởng nhiều đến quá trình sinh trưởng và phát triển của cây xanh Để xét tác dụng quang phổ của mặt trời đối với cây trồng, Ủy ban chiếu xạ Hà Lan (1953) đã chia quang phổ mặt trời ra làm 8 dải sau:

Dải 1: gồm những tia có độ dài bước sóng lớn hơn 1 Là những tia khi được cây hấp thụ thì̀ biến thành nhiệt mà không tham gia vào tiến trình sinh hóa

Dải 2: gồm những tia có bước sóng từ 1 đến 0,72 có tác dụng làm cho cây cối mọc dài ra Các tia này đóng vai trò quan trọng đối với quang kỳ tính, sự nảy mầm của hạt, màu sắc trái

Dải 3: gồm những tia có độ dài bước sóng từ 0,72 đến 0,61 (tia đỏ và da cam) rất quan trọng trong quá trình quang hợp của cây xanh Các tia này bị lục tố hấp thụ mạnh, ảnh hưởng nhiều đến quang kỳ tính

Dải 4: gồm các tia có độ dài bước sóng từ 0,61 đến 0,51 (vàng, lục) ảnh hưởng ít đến sự quang hợp và sự hình thành trái

Dải 5: gồm những tia có độ dài bước sóng từ 0,51 đến 0,4 (chàm, tím) Những tia này bị lục tố và sắc tố vàng hấp thụ mạnh cho nên dải này ảnh hưởng nhiều đến quá trình hình thành trái

Dải 6: gồm những tia có độ dài bước sóng từ 0,4 đến 0,315 (tử ngoại), tác dụng chủ yếu trong quá trình hình thành trái, ức chế quá trình dài ra của cây xanh và làm cho lá dài hơn

Dải 7: gồm những tia có bước sóng từ 0,315 đến 0,28 (tử ngoại) là những tia làm hư phần lớn cây trồng

Dải 8: Gồm những tia có bước sóng <0,28 (tử ngoại) Rất nguy hiểm đối với cây trồng Có tính chất hủy diệt đối với cây xanh Nhưng những tia này hầu như không tới được mặt đất

2.1.2 Ảnh hưởng của thời gian chiếu sáng trong ngày đối với cây trồng

Độ dài ngày được xác định bằng thời gian chiếu sáng trên mặt đất Ánh sáng của mặt trời là sự tác động tổng hợp tác động của trực xạ, tán xạ, albêđô của mặt trời Thời gian chiếu sáng trong ngày thay đổi tùy theo mùa và phụ thuộc vào vĩ độ của địa phương

Ở xích đạo thời gian chiếu sáng trung bình năm: 12 giờ 30 phút Từ xích đạo đến cực, sau ngày Xuân phân (23/III), độ dài ngày tăng về phía Bắc cực và giảm khi đi về phía Nam cực Sau ngày Thu phân (23/IX) thì sự biến động về độ dài ngày lại ngược lại

Ở Bắc bán cầu ngày 22 tháng VII là độ dài ngày dài nhất Đối với cây trồng một phần tia bức xạ khuyếch tán của hoàng hôn (trước khi mặt trời lặn) vẫn có tác dụng sinh lý Vì vậy, đối với cây trồng thời gian chiếu sáng trong ngày phải tính đến thời gian chiếu sáng của buổi hoàng hôn

Bảng 2 Độ dài ngày sinh lý (giờ) trên vùng vĩ tuyến từ 00đến 700 vào ngày 15 hàng tháng ( theo UA.Sunghina)

IV 12,50 13,06 13,24 13,47 14,13 14,55 16,07 18,55

V 12,53 13,21 13,53 14,35 15,27 16,45 19,16 24,00

VI 12,53 13,31 14,22 15,02 16,08 17,50 22,19 24,00 VII 12,54 13,26 14,04 14,48 15,51 17,24 20,46 23,16 VIII 12,51 13,13 13,37 14,06 14,47 15,46 17,37 15,38

IX 12,50 12,55 13,00 13,02 13,26 13,46 14,23 11,18

X 12,51 12,39 12,27 12,17 12,06 11,57 11,41 7,12

XI 12,51 12,25 12,00 11,31 11,00 10,19 9,26 4,16 XII 12,53 12,21 11,07 10,09 10,26 9,26 7,54 4,16

Ghi chú: vĩ độ đp: vĩ độ địa phương

Độ dài ngày, đêm tác động lên quá trình sinh trưởng và phát triển của cây trồng, thúc đẩy hoặc kìm hãm quá trình ra hoa của cây Người ta phân cây trồng ra một số nhóm theo sự thích nghi của chúng với độ dài ngày và đêm như sau:

- Nhóm cây trung tính là nhóm cây quá trình ra hoa không phụ thuộc vào độ dài ngày

- Nhóm cây ngày ngắn là nhóm cây quá trình ra hoa đòi hỏi thời gian chiếu sáng trong ngày nhỏ hơn 10-12 giờ

- Nhóm cây ngày dài là nhóm cây chỉ có thể ra hoa trong điều kiện thời gian chiếu sáng trong ngày lớn hơn 13 giờ

Phần lớn cây trồng vùng ôn đới như lúa mạch, củ cải đường chỉ ra hoa trong điều kiện ngày dài Còn những cây nhiệt đới như: ngô, lúa mùa, đậu tương, quýt vv là những cây ngày ngắn Những cây trung tính có thể phát triển trong điều kiện ngày dài cũng như ngày ngắn như: cà rốt, dưa chuột, thuốc lá, bông, vv Thời gian chiếu sáng (quang kỳ tính) được áp dụng trong chọn giống, để đưa giống mới đến địa phương Ánh sáng nhân tạo được sử dụng trong việc điều chỉnh thời gian trỗ bông của cây trồng theo ý muốn

Nếu quang kỳ tính thích hợp cây sẽ sinh trưởng, phát triển tốt và cho năng suất cao Còn quang kỳ tính không thích hợp sẽ làm giảm năng suất hoặc cây không thể ra hoa (không có năng suất)

Cần lưu ý khi sử dụng ánh sáng nhân tạo phải chú ý đến yếu tố nhiệt độ Nếu ánh sáng tốt song nhiệt độ không thích hợp cây cũng không ra hoa kết trái

2.2 Các dạng bức xạ mặt trời

2.2.1 Bức xạ trực tiếp (trực xạ)

2.2.1.1 Khái niệm

Luồng tia sáng mặt trời chiếu trực tiếp xuống mặt đất gọi là trực xạ

2.2.1.2 Cường độ của bức xạ trực tiếp

Cường độ bức xạ trực tiếp được tính bằng công thức:

S’= S.sinho

- S’: là cường độ bức xạ trực tiếp được tính bằng calo/cm2/phút chiếu trên bề mặt nằm ngang

- S: cường độ bức xạ mặt trời chiếu lên bề mặt vuông góc với tia tới

- ho: Độ cao của mặt trời

Địa điểm quan sát càng cao (so với mực nước biển) thì trực xạ càng lớn Ở độ cao

1 km cường độ bức xạ tăng 0,10-0,20 calo/cm2/phút, ở độ cao 4-5 km cường độ tăng 0,70 calo/cm2/phút

Mây tầng thấp hầu như không cho tia trực xạ qua mà nó hấp thụ gần như toàn bộ

Vì vậy khi trời nhiều mây thì bề mặt đất hầu như không có trực xạ Ở những vùng vĩ

độ thấp, lớp không khí dưới thấp nhiều hơi nước hơn so với vùng vĩ độ cao nên nếu cùng một độ cao trong cùng một thời điểm trong năm thì cường độ bức xạ trực tiếp ở vùng vĩ độ cao lớn hơn so với vùng vĩ độ thấp

Khoảng 1/2 năng lượng của bức xạ trực tiếp tham gia vào bức xạ hoạt tính quang

2.2.1.3 Sự diễn biến hàng ngày và hàng năm của bức xạ trực tiếp

Sự diễn biến của bức xạ được xác định bởi sự biến thiên của độ cao của mặt trời trong ngày hoặc trong năm

a Diễn biễn hàng ngày của bức xạ trực tiếp

Nếu độ trong suốt của khí quyển trong ngày không đổi thì diễn biến của trực xạ sẽ đối xứng vào lúc giữa trưa (khi độ cao ho của mặt trời bằng 900) Từ khi mặt trời mọc cường độ trực xạ tăng dần và đạt cực đại khi mặt trời ở thiên đỉnh Rồi sau đó lại giảm dần và đạt cực tiểu khi mặt trời nằm ở đường chân trời

Nhưng hệ số trong suốt của khí quyển trong ngày luôn thay đổi, đặc biệt vào lúc giữa trưa lại giảm do đối lưu tăng Vì vậy cường độ bức xạ trực tiếp không đạt cực đại vào lúc giữa trưa mà vào lúc 13 giờ

Cường độ bức xạ trực tiếp chiếu lên mặt phẳng nằm ngang vào tất cả thời gian trong ngày đều nhỏ hơn chiếu lên mặt phẳng thẳng góc

Cường độ bức xạ trực tiếp thay đổi tùy theo vĩ độ địa phương Vùng vĩ độ thấp diễn biến trong ngày rõ rệt hơn so với vùng vĩ độ cao

b Diễn biến hàng năm của bức xạ trực tiếp

Ở cực Trái đất nửa năm mùa đông không có trực xạ Tại xích đạo hàng năm có hai cực đại xảy ra vào Xuân phân và Thu phân và hai cực tiểu xảy ra vào Đông chí và

Hạ chí

Tại các vĩ độ trung bình điểm cực đại trong năm quan sát thấy vào ngày Hạ chí và cực tiểu vào Đông chí

2.2.2 Bức xạ khuyếch tán (tán xạ)

Bức xạ mặt trời khi đi qua khí quyển một phần bị khí quyển hấp thụ, một phần bị

nó khuyếch tán vào không gian vũ trụ, một phần khác được khuyếch tán về phía mặt đất

Tia bức xạ được khí quyển khuyếch tán về phía mặt đất gọi là tia bức xạ khuyếch tán Nhờ bức xạ khuyếch tán mà trong những ngày trời nhiều mây không có trực xạ ta

có thể phân biệt ngày và đêm Cũng nhờ có bức xạ khuyếch tán mà ta thấy được màu xanh của bầu trời vào buổi trưa, thấy hiện tượng hoàng hôn và bình minh v.v

Cường độ bức xạ khuyêch tán được đo bằng calo mà một đơn vị diện tích là 1cm2

nhận được trong 1 phút từ toàn thể bầu trời (kí hiệu là D=calo/cm2/phút)

D biến thiên rất lớn (từ mấy phần trăm đến mấy phần ngàn calo) và phụ thuộc vào

độ cao của mặt trời, độ trong suốt của khí quyển, lượng mây, độ cao trên mực nước biển và đặc điểm của bề mặt đệm

Mặt trời càng lên cao trên đường chân trời thì cường độ bức xạ khuyếch tán càng lớn

Khí quyển càng trong sạch thì cường độ bức xạ khuyếch tán càng nhỏ, nghĩa là không khí càng nhiều tạp chất thì cường độ tán xạ càng lớn

Mây làm tăng trị số của bức xạ khuyếch tán, khi mây dày D có thể tăng gấp 1,5 đến 2 lần so với trời quang Chỉ khi mây rất dày đặc và trời đang mưa thì D mới nhỏ hơn khi trời quang

D phụ thuộc vào đặc điểm của mặt đệm, vào khả năng phản chiếu albêđô của nó Nếu mặt đệm sáng thì cường độ tán xạ sẽ tăng Cường độ tán xạ chỉ bằng 1/3 cường độ của trực xạ Song bức xạ sinh lý chiếm 50-90% Do đó diệp lục hấp thụ ánh sáng tán

xạ hầu như hoàn toàn

Trước khi mặt trời mọc, toàn bộ luồng bức xạ tới chỉ do bức xạ khuyếch tán gây

ra Từ khi mặt trời mọc bức xạ trực tiếp và bức xạ khuyếch tán đều tăng, song bức xạ khuyêch tán tăng chậm hơn Khi mặt trời ở độ cao ho = 80 thì trị số của bức xạ trực tiếp và bức xạ khuyếch tán ngang nhau Sau đó phần tỷ lệ bức xạ khuyếch tán nhỏ dần so với bức xạ trực tiếp cho tới giữa trưa Rồi sự biến thiên đó lại diễn ra theo chiều ngược lại

Khí quyển càng trong suốt thì D trong Q càng nhỏ và S’ càng lớn Khi mặt trời ở thấp (ho < 8o) thì Q ~ D và khi mặt trời không có mây thì D chỉ chiếm 10- 20%

Diễn biến hàng năm của bức xạ trực tiếp phụ thuộc vào diễn biến hàng năm của lượng mây trung bình tháng Thời gian mây ít (cực tiểu của mây) thì tổng lượng bức

xạ hàng tháng lớn và ngược lại thời gian mây nhiều (cực đại của mây) thì tổng lượng bức xạ hàng tháng thấp

Vĩ độ địa phương tăng thì tổng lượng bức xạ giảm Vĩ độ càng nhỏ thì tổng lượng bức xạ càng tăng và phân phối điều hòa trong năm

Tuy vậy trong những trường hợp cụ thể tổng xạ có thể không tuân theo quy luật trên

2.2.4 Sự phản xạ bức xạ mặt trời (Albêđô)

Bức xạ tổng cộng khi chiếu xuống mặt đất không được mặt đất hấp thụ hoàn toàn mà một phần bị phản chiếu lại bầu khí quyển

Tỷ số giữa trị số của toàn thể luồng bức xạ sóng ngắn Rn phản xạ từ một bề mặt

đi mọi phía với luồng bức xạ tổng cộng Q chiếu tới mặt đất đó gọi là Albêđô (kí hiệu

là A)

% 100 Q

Rn

Trị số A cho biết bao nhiêu phần của năng lượng bức xạ chiếu tới một bề mặt, bị

bề mặt đó phản xạ đi

Albêđô của mặt đất phụ thuộc vào tính chất và trạng thái của bề mặt, vào màu sắc và độ nhám của nó, vào lớp phủ thực vật và tính chất của lớp phủ đó

Đất thẫm, gồ ghề phản xạ kém hơn so với đất sáng và nhẵn

Đất ướt phản xạ kém hơn đất khô vì khả năng hấp thụ nhiệt nhanh

Trị số của Albêđô thường lớn nhất vào lúc buổi sớm và buổi chiều, nhỏ nhất vào lúc giữa trưa

Albêđô của mặt nước trung bình nhỏ hơn so với Albêđô của đất liền

Độ vẫn đục của nước càng cao thì Albêđô càng lớn

Albêđô phụ thuộc vào độ cao của mặt trời, độ cao mặt trời càng giảm thì Albêđô càng tăng

2.3 Bức xạ sóng dài của mặt đất và khí quyển

Bản thân mặt đất có nhiệt độ cao hơn không độ tuyệt đối nên nó cũng tự phát ra năng lượng, sự phát xạ này gọi là bức xạ riêng của mặt đất Nếu ta gọi Eđ là cường độ phát xạ của mặt đất thì

 - hệ số hấp thụ của vật đen tuyệt đối

T – nhiệt độ trung bình của bề mặt đất (tính theo thang độ tuyệt đối)

Người ta thường lấy  = 95%,  = 0,826 10-10

Mặt đất bức xạ hay phát xạ cả ngày lẫn đêm, song ban ngày phát xạ có thể được đền bù có dư bằng lượng nhiệt mặt trời chiếu xuống, chỉ có ban đêm khi không có luồng bức xạ mặt trời chiếu tới nữa thì sự phát xạ mới thể hiện hoàn toàn Cho nên đôi khi còn gọi sự phát xạ trái đất là luồng phát xạ ban đêm

Khí quyển giữ lại một phần bức xạ của mặt trời và hấp thụ phần lớn phát xạ của mặt đất Đồng thời cũng phát xạ vào không gian vũ trụ và ngược trở lại mặt đất luồng phát xạ sóng dài Phát xạ sóng dài của khí quyển hướng về mặt đất gọi là phát xạ nghịch (bức xạ nghịch của khí quyển - Ekq) Nó là nguồn nhiệt quan trọng làm cho mặt đất đỡ lạnh về ban đêm

Phát xạ này hầu như chỉ gồm những loại sóng dài mà hơi nước có khả năng hấp thụ Mặt đất mất đi một lượng nhiệt do phát xạ sóng dài, đồng thời nó cũng nhận được một lượng nhiệt do phát xạ sóng dài của khí quyền

Phát xạ nghịch của khí quyển tỷ lệ thuận với lượng mây có trong khí quyển Phát

xạ nghịch của khí quyển lớn nhất ở xích đạo vì nhiệt độ không khí ở đây cao lại có nhiều hơi nước, ở các khu vực hoang mạc phát xạ nghịch của khí quyển nhỏ vì không khí ở đây ít hơi nước thường quang mây

Như vậy, trong thực tế bao giờ cũng có 2 luồng phát xạ đồng thời một lúc – phát

xạ của trái đất và phát xạ của khí quyển Sự hao hụt thực tế của trái đất sẽ là:

Ehd = Eđ – Ekq

Ehd: phát xạ hiệu dụng (bức xạ hiệu dụng)

Eđ: phát xạ của mặt đất

Ekq: phát xạ của khí quyển

Trị số phát xạ hiệu dụng của 1 bề mặt phụ thuộc vào khả năng phát xạ của bề mặt

đó, của khí quyền và độ ẩm của không khí

Nhiệt độ của bề mặt tăng, Ehd tăng Nếu ẩm độ tăng thì Ehd giảm Lượng mây tăng, độ trong suốt của khí quyển giảm thì Ehd giảm

Nếu t0

kq = t0đ thì Eđ = Ekq hay Eđ – Ekq = 0 (Ehd = 0)

Nếu t0

kq > t0đ thì Eđ - Ekq < 0, mặt đất nhận được nhiệt từ khí quyển, bề mặt đất

ấm lên Và ngược lại, nếu Eđ > Ekq thì bề mặt đất nhường nhiệt cho bầu khí quyển và

bề mặt đất lạnh đi

Bức xạ hiệu dụng thực tế là sự mất nhiệt về ban đêm Thời tiết trong sáng có bức

xạ hiệu dụng lớn vì khi đó bức xạ nghịch của khí quyển nhỏ Thời tiết đầy mây thì bức

xạ hiệu dụng nhỏ vì khi đó bức xạ nghịch của khí quyển lớn Bức xạ hiệu dụng lớn ở vùng hoang mạc, nhỏ ở khu vực xích đạo Ở các vĩ độ trung bình bức xạ hiệu dụng khoảng bằng một nửa lượng nhiệt hấp thụ được của bức xạ tổng cộng

Cân bằng bức xạ vào ban ngày: B>0 vì có Q(1-A) > Ehd

Còn vào ban đêm: Q=0 nên Q(1-A)=0 và B= -Ehd

Ban ngày diễn biến của cân bằng bức xạ gần như song song với trực xạ, còn ban đêm trùng với diễn biến của phát xạ hiệu dụng

Nghiên cứu cân bằng bức xạ có ý nghĩa quan trọng trong việc đánh giá chế độ nhiệt mỗi vùng, cơ cấu mùa vụ, sự sinh trưởng, phát triển và năng suất của các loại cây trồng

Theo M.I.Budưcô thì tại mọi nơi trên trái đất, cân bằng bức xạ đều có giá trị dương trừ những vùng quanh năm băng tuyết vì ở đó phát xạ hiệu dụng và Albêđô quá lớn lượng nhiệt mất đi nhiều hơn lượng nhiệt nhận được

CHƯƠNG 3

CHẾ ĐỘ NHIỆT CỦA ĐẤT VÀ KHÔNG KHÍ

3.1 CHẾ ĐỘ NHIỆT CỦA ĐẤT

3.1.1 Các đặc tính nhiệt lực của đất

a Nhiệt dung của đất

Nhiệt dung của đất là đại lượng dùng để đánh giá khả năng nóng lên nhanh hay chậm của đất Nhiệt dung của đất được chia làm hai loại:

* Nhiệt dung khối lượng Cp (calo/g.độ) là lượng nhiệt cần thiết để làm 1gam đất nóng lên 1oC

* Nhiệt dung thể tích Cv (calo/cm3.độ) là lượng nhiệt cần thiết để làm 1cm3 đất nóng lên 1oC

Gọi d là tỷ khối của đất, mối quan hệ giữa nhiệt dung thể tích và nhiệt dung khối lượng được biểu diễn: Cv = Cp.d (calo/cm3.độ)

Bảng 5: Nhiệt dung cuả 1 số thành phần cấu tạo đất

Thành phần Nhiệt dung khối lượng

Cp (calo/g/độ) Nhiệt dung thể tích Cv

Nhiệt dung của đất phụ thuộc vào:

- Thành phần cấu tạo đất: các loại đất có cấu tạo từ thành phần khác nhau có nhiệt dung khác nhau:

+ Nhiệt dung thể tích của mọi thành phần rắn trong đất dao động từ 0,4-0,6 calo/cm3.độ

+ Nhiệt dung thể tích của không khí trong đất là 0,0003 calo/cm3.độ

+ Nhiệt dung của nước bằng 1 calo/cm3.độ (V1g= 1cm3)

Trong đất hầu như luôn có chứa nước và không khí Chính vì vậy trong đất càng nhiều nước, càng ít không khí thì nhiệt dung thể tích càng lớn

Từ đó ta có thể giải thích được sự nóng lên và lạnh đi rất khác nhau của các loại đất khi có cùng một nguồn năng lượng bức xạ mặt trời như nhau

- Các loại đất có nhiệt dung nhỏ dễ bị đốt nóng lên và lạnh đi nhanh hơn so với đất có nhiệt dung lớn làm cho các loại đất có nhiệt dung nhỏ biến động mạnh mẽ hơn so với các loại đất có nhiệt dung lớn

- Đất ẩm có chế độ nhiệt ôn hoà hơn ít dao động hơn so với đất khô

Vì vậy, các loại đất khô thiếu ẩm thường có chế độ nhiệt không ổn định, chúng

nóng lên về ban ngày nhanh và lạnh đi về ban đêm nhanh Sự biến động này đã ảnh

hưởng lớn đến quá trình sinh trưởng và phát triển của cây trồng, đặc biệt đối với đất cát

b Hệ số dẫn nhiệt của đất λ (calo.cm-2.cm-1.s-1.độ-1): hệ số dẫn nhiệt của đất là đại lượng dùng để đánh giá khả năng truyền nhiệt của các loại đất

Hệ số dẫn nhiệt của đất λ (calo.cm-2cm-1.s-1.độ-1) là lượng nhiệt đi qua một đơn

vị diện tích 1 cm2, có độ dày 1 cm, trong thời gian một giây, khi nhiệt độ chênh lệch giữa hai lớp kế cận nhau là 10

+ Hệ số dẫn nhiệt (HSDN) của nước: 0,0013 calo.cm-2.cm-1.s-1.độ-1

+ Hệ số dẫn nhiệt của không khí: 0,00005 calo.cm-2.cm-1.s-1.độ-1

+ HSDN của thành phần rắn trong đất: 0,001-0,006 calo.cm-2.cm-1.s-1.độ-1

- Ẩm độ đất : nước trong đất có thể làm tăng thêm hệ số dẫn nhiệt của đất

Nước và không khí trong đất là hai thành phần có tính chất đối kháng Sự có mặt của nước và không khí trong đất nhiều hay ít đã ảnh hưởng đến tính dẫn nhiệt của đất Chính vì vậy ở những loại đất có ẩm độ cao chế độ nhiệt ôn hoà hơn, ổn định hơn, biên độ nhiệt độ ngày đêm nhỏ, ngược lại đối với đất khô chế độ nhiệt ngày đêm biến động lớn, biên độ nhiệt độ ngày đêm cao

- Độ xốp: đất càng xốp hệ số dẫn nhiệt càng kém Kích thước của hạt đất càng lớn thì hệ số dẫn nhiệt càng nhỏ

- Bốc hơi: hệ số dẫn nhiệt trong đất còn phụ thuộc nhiều vào sự bốc hơi

c Hệ số truyền nhiệt của đất (k):

Tốc độ truyền nhiệt độ trong lớp đất trồng trọt và đặc biệt ở tầng canh tác có

ý nghĩa lớn trong kỹ thuật trồng trọt Khi thực hiện các biện pháp canh tác thường dựa trên sự phân bố nhiệt độ ở các lớp đất khác nhau Để giải quyết vấn đề này người

ta dùng một khái niệm gọi là hệ số truyền nhiệt độ của đất

Hệ số truyền nhiệt độ của đất là tỷ số giữa hệ số dẫn nhiệt (λ) và nhiệt dung thể tích (Cv) của chúng K= λ.Cv-1

( (cm2/s)

Hệ số truyền nhiệt độ của đất phụ thuộc vào độ ẩm và tỷ khối của đất Kết quả nghiên cứu của A.I.Gupalo cho thấy tỷ khối của đất càng cao thì hệ số truyền nhiệt của đất càng lớn Hệ số truyền nhiệt độ của đất đạt giá trị lớn nhất khi ẩm độ đất khoảng 18 – 20 %

Hệ số truyền nhiệt độ của nước và không khí nhỏ hơn so với phần rắn trong đất cho nên đất ẩm và đất xốp truyền nhiệt xuống sâu và mất nhiệt trong không khí chậm hơn so với đất khô và cứng

3.1.2 Cân bằng nhiệt của bề mặt đất

Mặt trực tiếp nhận và phát nhiệt người ta là gọi mặt hoạt động Bề mặt hoạt động có thể là mặt rừng cây, mặt nước, đá, cát v.v, cho nên tính chất nhiệt của chúng rất khác nhau Vì vậy quá trình nóng lên, nguội đi và truyền nhiệt vào sâu trong đất của các bề mặt này cũng rất khác nhau Nên có sự biến thiên nhiệt độ ngày đêm và năm

Mặt đất nóng lên là nhờ năng lượng của mặt trời, vì vậy những giờ có mặt trời, mặt đất được đốt nóng và nhiệt của bề mặt đất nhận được lại truyền cho những lớp không khí tiếp giáp và cho những lớp đất sâu hơn Vào ban đêm và cả vào những ngày mùa đông lạnh, mặt đất bị nguội đi do phát xạ Sự nguội lạnh này cũng làm cho lớp không khí kế tiếp và những lớp đất dưới lạnh đi

a Các quá trình thu chi năng lượng

Thông thường mặt đất không ngừng nhận được nhiệt và cũng không ngừng mất nhiệt thông qua các quá trình chủ yếu sau đây:

- Quá trình 1: Hấp thụ và phát xạ: bức xạ mặt trời và bức xạ nghịch của khí quyển dồn

tới mặt đất, mặt đất nhận được (hấp thụ) một phần và biến thành nhiệt đốt nóng mặt đất Mặt khác, mặt đất cũng bị mất nhiệt do chính nó phát ra và đi vào khí quyển Phần còn lại chính là cân bằng bức xạ của bề mặt đất

- Quá trình 2: Ngưng kết và bốc hơi: khi bốc hơi 1 gam nước cần phải có 600 calo,

năng lượng này phải tồn tại để giữ cho nước ở thể hơi, khi gặp lạnh hơi nước ngưng kết thành thể lỏng cũng toả ra một năng lượng tương đương và truyền xuống mặt đất Như vậy, khi nước bốc hơi làm cho mặt đất mất nhiệt, khi ngưng kết mặt đất nhận được nhiệt

- Quá trình 3: Truyền dẫn: giữa mặt đất và các lớp đất bên dưới có chênh lệch về nhiệt

nên tạo ra sự dẫn nhiệt từ nơi có nhiệt độ cao đến nơi có nhiệt độ thấp hơn Khi mặt đất lạnh nó sẽ nhận được một lượng nhiệt ở lớp đất bên dưới nóng hơn truyền lên

Ngược lại, khi nóng hơn, mặt đất lại bị mất đi một lượng nhiệt truyền xuống lớp đất lạnh hơn ở bên dưới

- Quá trình 4: Trao đổi: giữa mặt đất và không khí bên trên có sự chênh lệch về nhiệt

độ nên có sự trao đổi nhiệt giữa mặt đất và lớp không khí bên trên thông qua sự trao đổi loạn lưu, khi không khí chuyển động đi xuống thì mặt đất nhận được nhiệt, khi chuyển động đi lên mặt đất mất nhiệt

b Phương trình cân bằng nhiệt của mặt đất

Cân bằng nhiệt của mặt đất là hiệu số giữa phần năng lượng nhận được và phần năng lượng mất đi của mặt đất Nếu cân bằng nhiệt có giá trị dương thì mặt đất nóng lên, nếu bằng 0 thì nhiệt độ mặt đất không đổi, còn nếu cân bằng nhiệt là một số âm thì mặt đất sẽ bị lạnh đi

Vào ban ngày bề mặt đất nhận được nguồn nhiệt từ: Tổng xạ (trực xạ và tán xạ – Q), luồng phát xạ sóng dài của khí quyển (Ekq), đồng thời cũng mất đi lượng nhiệt do: phát xạ sóng ngắn (Rn), phát xạ sóng dài của bề mặt đất (Eđ), lượng nhiệt do dòng thăng đi lên (V), luồng nhiệt truyền vào trong lòng đất (P), Lượng nhiệt mất đi do quá trình bốc hơi nước (LE) Vì vậy phương trình cân bằng nhiệt của bề mặt đất vào ban ngày có dạng:

Phương trình trình cân bằng nhiệt của mặt đất vào ban đêm có dạng sau:

B2 = V + LE + P + Ekq – Eđ

Hay B2 = V + LE + P - Ehd

Thường thì B2 có giá trị âm hoặc bằng 0, bởi phát xạ hiệu dụng vào ban đêm rất lớn mà lượng nhiệt nhận được lại rất ít Đặc biệt là những đêm trời quang mây lặng gió, độ ẩm không khí thấp Còn những đêm trời nhiều mây, độ ẩm không khí cao, khi

đó phát xạ hiệu dụng nhỏ cân bằng nhiệt sẽ dương

3.1.3 Diễn biến của nhiệt độ bề mặt đất

a Sự diễn biến hàng ngày của nhiệt độ đất

Sự nóng lên vào ban ngày và lạnh đi vào ban đêm của mặt đất gây ra sự biến thiên nhiệt độ liên tục trong suốt thời gian một ngày đêm, gọi là sự diễn biến hàng ngày của nhiệt độ đất

* Thời gian xuất hiện các cực trị về nhiệt độ đất trong ngày

Dao động hằng ngày của nhiệt độ mặt đất là một dao động đơn giản, có một trị số cực đại và một trị số cực tiểu

- Cực đại của nhiệt độ mặt đất trong ngày thường xuất hiện vào giữa trưa (khoảng 13 giờ)

- Cực tiểu của nhiệt độ mặt đất thường xuất hiện vào trước khi mặt trời mọc khoảng 1 giờ

* Biên độ biến thiên hằng ngày của nhiệt độ mặt đất

Biên độ biến thiên hàng ngày của nhiệt độ mặt đất là hiệu số giữa trị số nhiệt độ cao nhất và nhiệt độ thấp nhất trong ngày đó và được biểu diễn như sau:

Δt = tmax – tmin trong đó: tmax là giá trị nhiệt độ cao nhất trong ngày (0C)

tmin là giá trị nhiệt độ thấp nhất trong ngày đó (0C)

Biên độ biến thiên hằng ngày của nhiệt độ mặt đất là yếu tố biến động rất lớn và

nó phụ thuộc vào những yếu tố sau:

- Thời gian trong năm: mùa hè biên độ biến thiên hàng ngày của nhiệt độ đất lớn hơn mùa đông Biên độ biến thiên hàng ngày của nhiệt độ đất vào mùa hè khoảng 200C và trên nữa, mùa đông vào khoảng 10-110C và dưới nữa tuỳ theo vĩ

độ địa phương Riêng trong điều kiện khí hậu gió mùa, biên độ biến thiên hàng ngày của nhiệt độ đất cao nhất ở những ngày cuối thu, đầu đông và nhỏ nhất trong những ngày giữa mùa đông

- Vĩ độ địa phương: vĩ độ địa phương càng thấp thì biên độ biến thiên hàng ngày của nhiệt độ đất càng cao Ở vùng xích đạo và vùng nhiệt đới biên độ biến thiên hàng ngày của nhiệt độ đất có giá trị lớn nhất Vĩ độ càng cao, biên độ biến thiên hàng ngày của nhiệt độ đất càng giảm nhưng biên độ biến thiên hàng năm của nhiệt độ đất càng tăng

- Lượng mây: lượng mây trên bầu trời càng ít thì biên độ biến thiên hằng ngày của nhiệt độ đất càng cao (vì lượng mây làm giảm trực xạ vào ban ngày và giảm phát

xạ hiệu dụng vào ban đêm)

- Tính chất nhiệt của đất (nhiệt dung và hệ số dẫn nhiệt của đất):

+ Nhiệt dung của đất càng lớn thì biên độ biến thiên hàng ngày của nhiệt độ đất càng nhỏ

+ Hệ số dẫn nhiệt càng lớn thì biên độ biến thiên hàng ngày của nhiệt độ đất càng nhỏ

- Màu sắc của đất: biên độ biến thiên hàng ngày của nhiệt độ đất ở đất sẫm màu lớn hơn so với đất nhạt màu

- Độ ẩm đất : biên độ hằng ngày của đất ẩm nhỏ hơn đất khô

- Độ cứng: biên độ hằng ngày ở đất xốp nhỏ hơn đất cứng

- Địa hình và hướng dốc:

+ Địa hình càng cao thì biên độ biến thiên hàng ngày của nhiệt độ đất càng lớn + Biên độ biến thiên hằng ngày ở đất ghồ ghề lớn hơn đất bằng phẳng

+ Hướng sườn dốc khác nhau thì mức độ nóng lên của đất khác nhau Biên độ nhiệt độ hàng ngày của nhiệt độ đất ở sườn Tây lớn hơn sườn Đông

-Lớp phủ thiên nhiên của đất: Đất có phủ thực vật (cỏ cây, rừng,…) biên độ biến thiên hằng ngày của mặt đất nhỏ hơn so với đất trơ trụi (do thực vật ngăn cản được rất nhiều bức xạ mặt trời tới được mặt đất)

- Độ trong suốt của khí quyển: biên độ biến thiên hàng ngày của nhiệt độ đất tăng lên khi độ trong suốt của khí quyển tăng

Bảng 4 Những biến thiên nhiệt độ hàng ngày trên mặt những loại đất khác

nhau

Nhiệt độ (oC)

Không khí

Đá granit Cát

Than bùn

T max

T min Biên độ

22,7 9,6 13,1

34,8 14,5 20,1

42,3 7,8 34,5

27,7 6,3 21,4 Đối với cát do có nhiệt dung và hệ số dẫn nhiệt thấp nên biên độ biến thiên hằng ngày của của đất cát rất lớn Điều này gây ảnh hưởng lớn cho sự sinh trưởng và phát triển của cây trồng trên vùng đất cát

b Sự diễn biến hàng năm của nhiệt độ đất

Sự diễn biến hàng năm của nhiệt độ đất liên quan đến sự biến thiên hàng năm

của lượng nhập năng lượng bức xạ mặt trời Tại Bắc bán cầu điểm cực đại của nhiệt

độ đất thấy vào tháng 7, 8 Còn điểm cực tiểu vào tháng 1, tháng 2

Biên độ biến thiên hàng năm của nhiệt độ mặt đất là hiệu số giữa nhiệt độ đất trung bình tháng cao nhất và tháng thấp nhất trong năm đó

Δtn = t tmax – ttmin (0C)

trong đó: t tmax là nhiệt độ trung bình tháng cao nhất trong năm

t tmin là nhiệt độ trung bình tháng thấp nhất trong năm

Biên độ biến thiên hàng năm của nhiệt độ đất phụ thuộc vào:

- Vĩ độ địa phương: vĩ độ càng cao thì biên độ biến thiên hàng năm của nhiệt độ đất càng lớn Càng gần biển biên độ nhiệt độ càng giảm Tại những vĩ độ trung bình biên

độ hàng năm khoảng 300C

- Lớp phủ thực vật : biên độ nhiệt độ hàng năm của đất trơ trụi lớn hơn so với đất

có phủ thực vật

Biên độ biến thiên hàng năm cũng như hàng ngày của nhiệt độ đất giảm theo

độ sâu và ở một độ sâu nào đó là lớp có nhiệt độ hàng ngày (hàng năm) bất biến Tùy theo đặc điểm của đất mà biên độ nhiệt độ hàng năm (hàng ngày) triệt tiêu ở những

độ sâu khác nhau Tại những vùng nhiệt đới nơi biên độ nhiệt độ hàng năm bất biến ở

độ sâu khoảng 5-10m, còn ở vùng vĩ độ trung bình lớp đất có nhiệt độ hàng năm bất biến ở độ sâu 15-20m Thời gian xảy ra nhiệt độ hàng năm cực đại (cực tiểu) chậm dần theo độ sâu Vùng vĩ độ trung bình thường khoảng 20-30 ngày cho mỗi mét độ sâu

3.1.4 Các biện pháp điều tiết nhiệt độ mặt đất

Trong nhiều trường hợp, nhiêt độ mặt đất có thể quá cao hoặc quá thấp so với yêu cầu thực vật Hậu quả, làm chết các mầm non, cây con, tạo những vết bỏng ở cây ,ở đường cho sự xâm nhập của nấm bệnh Để đáp ứng yêu cầu sản xuất, người ta sử nhiều biện pháp khác nhau để điều tiết nhiệt độ đất

a Những biện pháp kỹ thuật giữ và tăng nhiệt độ đất trong mùa đông:

Trong thời kỳ mùa đông năng lượng bức xạ nhận được ít, lại kèm theo gió lạnh Chính vì vậy vấn đề giữ nhiệt trong thời kỳ mùa đông cần được quan tâm đến

Có một số biện pháp kỹ thuật cần quan tâm sau:

- Che phủ mặt đất : có thể dùng những biện pháp sau: Rơm rạ, cỏ mục, mùn trấu,…Cây phân xanh: rong, bèo, muồng,….Ny lông Rải tro trên mặt ruộng ở một

số ruộng mới gieo trồng sẽ làm tăng khả năng hấp thụ nhiệt mặt trời của mặt đất

- Tưới nước và giữ nước cho cây trồng cạn: tăng ẩm độ đất sẽ làm tăng nhiệt dung của đất, tăng hệ số dẫn nhiệt của đất sẽ làm tăng hệ số khả năng hấp thụ năng lượng bức xạ mặt trời Như vậy đất sẽ có nhiệt độ cao hơn

- Trồng cây theo luống, hàng và hướng: trồng cây theo luống có thể làm thay đổi trạng thái đất rất nhiều Trong điều kiện trồng cây theo luống sẽ làm cho

bề mặt hoạt động tăng lên 20-30% so với mặt đất phẳng Cho nên ban ngày mặt đất trồng theo luống hấp thu năng lượng bức xạ mặt trời nhiều hơn so với mặt đất không có luống

- Cải thiện thành phần cơ giới và kết cấu đất: giảm tỷ lệ cát, tăng tỷ lệ sét trong đất Xới xáo, giữ cho đất tơi xốp, thoáng khí, bón phân hữu cơ làm cho đất tơi xốp,

có kết cấu viên nhiều, lượng không khí trong đất tăng lên làm cho đất thoáng, nóng lên và lạnh đi chậm

- Xác định thời vụ thích hợp: là biện pháp có hiệu quả nhất tránh được thời gian

có nhiệt độ thấp Việc gieo trồng vụ Đông, vụ Xuân chỉ được thực hiện khi nào nhiệt

độ cao hơn nhiệt độ tối thấp sinh vật học mà hạt giống yêu cầu

b Các biện pháp kỹ thuật giảm nhiệt độ đất trong mùa hè:

- Biện pháp che phủ

+ Có thể dùng vật che tủ cho cây trong mùa hè bằng những giàn che đối với những cây non trong vườn ươm, vừa có tác dụng hạn chế sự tăng lên của nhiệt độ đất, lại có thể tránh mưa cho cây non

+ Có thể dùng rơm rạ, cỏ mục hay cây phân xanh phủ trên mặt đất để giảm năng lượng bức xạ chiếu trực tiếp xuống mặt đất, làm tăng phản xạ của mặt đất và làm giảm nhiệt độ của chúng vào những giờ ban ngày

- Tưới nước cho cây: dùng nước tưới cho cây trồng là biện pháp chóng nóng có hiệu quả cao Đất có tưới trong điều kiện nhiệt độ cao cường độ bốc hơi nước trên mặt đất tăng lên và làm cho nhiệt độ mặt đất giảm đi đáng kể Đối với cây trồng cạn, việc tưới nước giữ ẩm cho đất là biện pháp rất có hiệu quả Thiếu nước cây trồng phát triển kém do không đủ nước cho các nhu cầu thoát hơi nước mạnh Đối với cây trồng nước như lúa và các loại rau trồng trong nước về mùa hè nhất thiết phải

3.2 CHẾ ĐỘ NHIỆT CỦA KHÔNG KHÍ

Nhiệt độ không khí đóng vai trò hết sức quan trọng trong quá trình hình thành khí hậu trên trái đất Nhiệt độ không khí là một trong những yếu tố quyết định đến năng suất và phẩm chất cây trồng

3.2.1 Sự truyền nhiệt trong không khí

Không khí được đốt nóng trực tiếp bởi tia bức xạ mặt trời rất ít Vì khả năng hấp thụ năng lượng bức xạ mặt trời của chúng rất kém Nguồn nhiệt cơ bản để đốt nóng không khí là do mặt đất cung cấp Mặt đất nhận được năng lượng bức xạ mặt trời và nóng lên Một phần lượng nhiệt đó được truyền cho các lớp đất dưới sâu Còn phần

khí quyển 37% năng lượng bức xạ mà nó nhận được Bề mặt cát nhường cho khí quyển 49% Mặt nước chỉ nhường cho khí quyển từ 0 – 4% năng lượng nhận được Quá trình trao đổi nhiệt giữa đất và không khí diễn ra suốt ngày đêm Vào ban ngày khi nhận được năng lượng bức xạ mặt trời mặt đất nóng hơn không khí, đất nhường nhiệt cho không khí Nhưng ban đêm khi mặt trời lạnh đi không khí lại nhường nhiệt cho mặt đất

Sự trao đổi nhiệt giữa đất và không khí là nhờ những phương thức truyền nhiệt sau:

a Phương thức truyền nhiệt phân tử

Khi mặt đất nóng lên làm cho những phân tử khí nằm sát mặt đất nóng lên Những phân tử này sau khi nhận nhiệt chuyển động nhanh hơn và truyền nhiệt cho những phân tử khí nằm xa mặt đất hơn, cứ như vậy một lớp không khí được đốt nóng lên Nhưng bằng phương thức này sự truyền nhiệt xảy ra chậm và chỉ có một lớp không khí rất mỏng được đốt nóng

b Phương thức đối lưu nhiệt

Phương thức này xảy ra khi mặt đất được đốt nóng lên dữ dội làm cho lớp không khí phía dưới nóng lên mạnh Đó chính là nguyên nhân sinh ra sự chuyển động của những thể tích khí riêng biệt (những dòng khí) theo phương thẳng đứng Không khí nóng từ dưới bốc lên, không khí lạnh ở bên trên tràn xuống Cứ như vậy một lớp không khí khá dày được đốt nóng

Đối lưu ở trên đất liền thường xảy ra ban ngày còn ở biển thường xảy ra vào ban đêm

c Phương thức bình lưu

Do mặt đất hấp thụ nhiệt mọi nơi không giống nhau, có nơi nhận được nhiều nhiệt, có nơi nhận được ít nhiệt, phụ thuộc vào đặc điểm của bề mặt Nơi nhận được nhiệt nhiều nhiệt độ cao hơn, nên áp suất thấp Nơi nhận được ít nhiệt lạnh hơn, áp suất cao hơn Vì vậy có sự chuyển dịch của không khí từ nơi áp suất cao đến nơi áp suất thấp Nhiệt được truyền đi theo sự chuyển vận của không khí theo phương nằm ngang như vậy gọi là phương thức bình lưu

d Phương thức loạn lưu

Khi không khí chuyển động trên bề mặt không bằng phẳng do ma sát sẽ xuất hiện những xoáy có kích thước không giống nhau Những xoáy này chuyển động không theo một hướng nhất định Có thể chuyển động theo phương thẳng đứng rồi lại chuyển động theo phương nằm ngay v.v Bề mặt càng gồ ghề, gió càng mạnh thì loạn lưu càng lớn Loạn lưu phát triển mạnh vào ban ngày còn ban đêm yếu

e Phương thức phát xạ

Các lớp không khí ở bên dưới được nóng lên khi hấp thụ sóng dài Eđ và luồng sóng ngắn Rn của mặt đất Các lớp này lại phát xạ làm nóng những lớp không khí bên trên (luồng phát xạ sóng ngắn Rn chỉ có vào ban ngày)

f Phương thức truyền nhiệt dưới dạng tiềm nhiệt

Khi mặt đất nóng lên, từ bề mặt đất hơi nước bốc cao Đến một độ cao nhất định nào đó, gặp điều kiện thuận lợi lượng hơi nước đó ngưng kết Trong quá trình ngưng kết sẽ tỏa nhiệt Lượng nhiệt này sẽ đốt nóng không khí

Trong những phương thức truyền nhiệt trên, phương thức truyền nhiệt đối lưu, loạn lưu, phương thức phát xạ và phương thức truyền nhiệt bình lưu đóng vai trò quan trọng hơn nhiều so với hai phương thức còn lại

3.2.2 Sự biến thiên của nhiệt độ không khí

a Diễn biến hàng ngày của nhiệt độ không khí

Sự biến thiên của nhiệt độ không khí chủ yếu phụ thuộc vào sự biến thiên của nhiệt độ đất Vì vậy càng xa mặt đất sự biến thiên càng nhỏ dần và thời điểm xảy ra cực đại và cực tiểu càng chậm lại

Diễn biến hàng ngày của nhiệt độ không khí là một dao động đơn giản với một cực đại xảy ra lúc 14-15 giờ và một cực tiểu xảy ra trước khi mặt trời mọc

Biên độ biến thiên hàng ngày của nhiệt độ không khí luôn nhỏ hơn biên độ biến thiên hàng ngày của nhiệt độ đất và phụ thuộc vào những yếu tố sau:

- Phụ thuộc vào vĩ độ địa phương: biên độ giảm khi vĩ độ tăng Biên độ lớn nhất quan sát thấy ở vùng cận nhiệt đới, ở vĩ độ 20 – 25o

(tại các sa mạc) Biên độ nhỏ nhất tại các vùng cực Trung bình hàng năm biên độ nhiệt độ tại vùng nội nhiệt đới là 12o

C, vùng ôn đới 8-10oC, vùng cực đới 3-4o

C

- Phụ thuộc vào mùa trong năm: tại vùng cực đới biến thiên hàng ngày biến mất trong thời kỳ mùa đông, biến thiên lớn nhất trong thời kỳ mùa thu và mùa xuân Tại các vĩ độ ôn đới biên độ nhỏ nhất vào mùa đông (2 – 4oC), lớn nhất vào mùa hè (8 –

12oC) Tại các vĩ độ nội nhiệt đới biến thiên hàng ngày thay đổi rất ít trong năm

- Phụ thuộc vào địa hình: địa hình lồi biến thiên hàng ngày giảm Địa hình lồi do

bề mặt tiếp giáp giữa không khí và đất ít và tại đó sự trao đổi tự do của các lớp không khí trên cao và lớp không khí sát mặt đất lớn Ban ngày luôn có những đám không khí mới còn chưa được sấy nóng dồn tới đó làm cho không khí ở đó nóng ít hơn Còn ban đêm không khí lạnh vì nặng hơn, theo sườn núi chảy xuống dưới, nhường chỗ cho không khí nóng hơn từ trên cao dồn về, làm giảm sự lạnh đi Chính vì vậy mà ở những nơi địa hình cao (đồi, núi) biên độ nhiệt độ hàng ngày thấp Còn những nơi địa hình trũng (thung lũng) biên độ nhiệt độ hàng ngày cao

- Phụ thuộc vào đặc điểm của mặt đệm: sự khác nhau về đặc tính của mặt đệm trên đất liền ảnh hưởng đến biên độ và dạng biến thiên hàng ngày của nhiệt độ không khí

Vùng ẩm biên độ nhỏ, vùng khô biên độ tăng Biên độ nhiệt độ không khí trên đất cát lớn hơn biên độ nhiệt trên đất sét Biên độ nhiệt không khí trên đất sáng màu lớn hơn trên đất sẫm màu

Trên các đại dương biên độ nhiệt độ không khí trong ngày thấp, càng vào sâu trong lục địa biên độ nhiệt độ càng tăng

- Phụ thuộc vào lượng mây: lượng mây càng nhiều biên độ nhiệt độ càng giảm

- Phụ thuộc vào độ cao so với mực nước biển: độ cao càng tăng thì biên độ càng giảm và thời điểm xảy ra cực đại, cực tiểu càng chậm lại

b Diễn biến hàng năm của nhiệt độ không khí

Sự chênh lệch nhiệt độ trung bình tháng nóng nhất và tháng lạnh nhất trong năm gọi là biến thiên nhiệt độ năm

Trên lục địa, cực đại của nhiệt độ không khí quan sát thấy vào tháng 7, cực tiểu vào tháng giêng Trên đại dương và vùng duyên hải của lục địa cực đại xảy ra vào tháng tám và cực tiểu vào tháng hai, tháng ba

Biến thiên hàng năm phụ thuộc vào:

- Vĩ độ địa phương: vĩ độ càng tăng biên độ nhiệt càng tăng, nhỏ nhất là ở xích đạo và lớn hơn là ở vùng cực

- Đặc điểm của mặt đệm (đất liền, biển, mức độ gần và xa biển)

- Độ cao so với mực nước biển: độ cao càng tăng thì biên độ càng giảm

- Lượng mây và mưa

c Sự biến thiên nhiệt độ của không khí theo phương thẳng đứng của khí quyển

* Gradiant nhiệt độ thẳng đứng

Sự biến thiên nhiệt độ không khí theo độ cao được đặc trưng bằng gradiant nhiệt

độ thẳng đứng, ký hiệu bằng chữ Hy Lạp ()

m100

t)

Lớp không khí có nhiệt độ không đổi theo độ cao  = 0 gọi là lớp đẳng nhiệt Lớp

có nhiệt độ tăng theo độ cao  < 0 gọi là lớp nghịch nhiệt

Lớp có nhiệt độ giảm theo độ cao  > 0 gọi là lớp biến thiên thuận

Sự biến thiên nhiệt độ theo độ cao trong lớp có gradiant nhiệt độ thẳng đứng là 

có thể biểu diễn bằng công thức:

100

z t

tz  o 

Trong đó tz là nhiệt độ ở độ cao z, to là nhiệt độ ở mực nước biển

* Những quá trình đoạn nhiệt trong khí quyển

Ở một độ cao bất kỳ xuất hiện một khối khí có nhiệt độ bằng nhiệt độ của môi trường xung quanh Nếu có một tác động nào đó mà khối khí đó phải nâng lên cao rất nhanh, làm cho nó không kịp trao đổi nhiệt với môi trường xung quanh Khi không khí chuyển động đi lên nhiệt độ giảm xuống vì nội năng phải chi vào công làm giãn nở thể tích không khí Khi chuyển động đi xuống, khối khí co lại sinh ra công co bóp, làm nội năng tăng lên, vì vậy nhiệt độ của khối khí tăng lên

Sự biến thiên trạng thái của một vật hay một khối khí khi nó nâng lên hay hạ xuống theo phương thẳng đứng của khí quyển, nhiệt độ của nó thay đổi nhưng nó không trao đổi nhiệt với môi trường xung quanh gọi là quá trình đoạn nhiệt

Sự thay đổi đoạn nhiệt có thể xảy ra ở cả không khí khô và không khí ẩm

Quá trình đoạn nhiệt xảy ra trong không khí khô hay không khí ẩm chưa bảo hòa

hơi nước gọi là quá trình đoạn nhiệt khô

Grandiant đoạn nhiệt khô (a) là trị số biến thiên của nhiệt độ không khí khô (hoặc chưa bão hòa hơi nước) khi không khí đó lên cao hoặc xuống thấp mỗi 100m a

= 1oC/100m

Sự đoạn nhiệt xảy ra đối với khối khí ẩm hoặc khối khí đã bão hoà hơi nước gọi

là quá trình đoạn nhiệt ẩm

Grandiant đoạn nhiệt ẩm (’) là trị số biến thiên của nhiệt độ không khí ẩm (đã bão hòa hơi nước) khi không khí đó lên cao hoặc xuống thấp mỗi 100m

Khi chuyển động đi lên, do có hiện tượng ngưng kết làm cho nhiệt độ giảm chậm lại, do đó Gradien đoạn nhiệt ẩm sẽ nhỏ hơn Gradien đoạn nhiệt khô

Khi chuyển động đi xuống:

- Nếu trong không khí không có sản phẩm ngưng kết thì nhiệt độ sẽ tăng lên theo đoạn nhiệt khô (’

= 1oC/100m)

- Nếu trong không khí có sản phẩm ngưng kết, khi hạ xuống nhiệt độ tăng lên chúng sẽ hoá hơi và thu nhiệt làm cho nhiệt độ tăng chậm lại tức là nhiệt độ sẽ tăng lên theo đoạn nhiệt ẩm (’

< 1oC/100m)

3.2.3 Những chỉ tiêu đánh giá nhiệt độ không khí

a Nhiệt độ trung bình

- Nhiệt độ trung bình ngày: nhiệt độ trung bình ngày là giá trị trung bình của nhiệt

độ của các lần quan trắc trong ngày (đo theo nhiệt kế khô)

Thường ở các trạm khí tượng người ta đo nhiệt độ theo 3 loại nhiệt kế: nhiệt khô (nhiệt kế thường), nhiệt kế max và nhiệt kế min Một ngày 24 giờ có 8 kỳ quan trắc:

07 giờ, 10 giờ, 13 giờ, 16 giờ, 19 giờ, 23 giờ, 01giờ, 04 giờ Ví dụ: ngày 15 tháng 8 nhiệt độ đo được là:

Nhiệt độ trung bình tháng là giá trị trung bình của nhiệt độ trung bình của tất cả các ngày trong tháng Ví dụ, một tháng có 30 ngày nhiệt độ trung bình từ ngày 1,2,3,4 ,30 sẽ là t1,t2,t3,t4, ,t30 Nhiệt độ trung bình tháng (ttb) sẽ là:

ttb = T1 + t2 + t3 + t4 + + tn

N Nhiệt độ trung bình năm là giá trị trung bình của nhiệt độ trung bình của tất cả các tháng trong năm Ví dụ: một năm có 12 tháng, mỗi tháng có một nhiệt độ trung bình là:

t1,t2,t3,t4, ,t12 Nhiệt độ trung bình năm (ttbn) sẽ là:

ttbn = t1 + t2 + t3 + t4 + + t12

12

b Nhiệt độ tối cao tuyệt đối

- Nhiệt độ tối cao tuyệt đối trong ngày là nhiệt độ cao nhất đo được trong ngày theo nhiệt kế max Theo như bảng số liệu đo được ở trên thì nhiệt độ tối cao tuyệt đối trong ngày 15 tháng 8 là 27,90C

- Nhiệt độ tối cao tuyệt đối trong tháng được xác định như sau: trong 1 tháng có

30 ngày, mỗi ngày có một nhiệt độ tối cao tuyệt đối Người ta so sánh 30 trị số tối cao tuyệt đối của các ngày trong tháng với nhau, trị số nào lớn nhất sẽ là trị số tối cao tuyệt đối trong tháng

- Nhiệt độ tối cao tuyệt đối trong năm: bằng cách so sánh giống như trên Người

ta so sánh trị số tối cao tuyệt đối của 12 tháng với nhau trị số nào lớn nhất sẽ là nhiệt

độ tối cao tuyệt đối trong năm

d Nhiệt độ hữu hiệu

Nhiệt độ hữu hiệu là nhiệt độ thực tế cây trồng sử dụng được Đối với mỗi loại cây trồng khác nhau, trong mỗi giai đoạn sống khác nhau chúng có một giới hạn thấp nhất về nhiệt độ khác nhau Nhiệt độ đó là giới hạn tối thấp sinh vật học

Nhiệt độ hữu hiệu (thh) được tính bằng công thức:

n- số ngày của giai đoạn sống nào đó của cây

b- giới hạn tối thấp sinh vật học

t tb tổng tích ôn

e Tổng tích ôn (tổng nhiệt độ trung bình)

Tổng tích ôn là nhiệt độ trung bình của một mùa, một giai đoạn hay một chu kỳ sống của cây trồng

Tính tổng nhiệt độ theo công thức:

t = t1 + t2 + t3 + t4 + + tn

t1 , t2 , , tn là nhiệt độ trung bình của ngày thứ nhất, ngày thứ hai và ngày thứ n Có thể tính tổng tích ôn theo công thức:

t = nt

t- là nhiệt độ trung bình của giai đoạn cần xác định tổng tích ôn

n- là số ngày của giai đoạn đó

Chỉ tiêu này dùng để đánh giá tài nguyên khí hậu của một vùng hoặc để xác định nhu cầu nhiệt của cây Và đây cũng là chỉ tiêu hết sức quan trọng để phân vùng khí hậu nông nghiệp

3.2.4 Những biện pháp cải thiện chế độ nhiệt độ không khí

* Những biện pháp sử dụng và cải thiện hợp lý nhiệt độ không khí phục vụ sản xuất nông nghiệp

Nghiên cứu nắm vững nhu cầu về nhiệt của các giống cây trồng khác nhau, trong từng giai đoạn sống khác nhau Đánh giá nguồn tài nguyên về nhiệt của từng vùng, trong từng thời kỳ (trong vụ Đông Xuân, vụ Hè Thu) Nghiên cứu tần suất xuất hiện những hiện tượng bất thường về nhiệt độ xảy ra ở từng vùng, trong từng thời kỳ (ảnh hưởng của chúng đối với mùa màng) Trên cơ sở đó xác định thời vụ, phân vùng khí hậu nông nghiệp hợp lý để sử dụng một cách có hiệu quả nhất tài nguyên về nhiệt Đồng thời hạn chế những tổn thất về mùa màng do thời tiết gây ra

Cải tạo khí hậu đồng ruộng bằng cách:

- Trồng rừng phòng hộ, bằng biện pháp này có thể làm giảm nhiệt độ không khí vào thời kỳ mùa hè và tăng nhiệt độ trong thời kỳ mùa đông

- Dùng biện pháp che tủ: Có thể che tủ bề mặt đất bằng rơm rạ, cỏ mục làm giảm phát xạ sóng ngắn vào thời gian ban ngày (giảm nhiệt độ không khí), tăng nhiệt độ không khí vào ban đêm

+Có thể trồng những cây họ Đậu một năm như: Đậu mèo, đậu rựa,v.v hoặc những cây lâu năm như cây tràm hoa vàng, cây so đữa Vừa có tác dụng cải tạo đất vừa điều hòa được chế độ nhiệt của không khí

- Các biện pháp kỹ thuật khác như: Bón phân hợp lý cho đất, tưới nước cho đất, xới xáo đất v.v là những biện pháp điều hoà chế độ nhiệt độ của đất đồng thời cũng là biện pháp điều hòa chế độ nhiệt của không khí

CHƯƠNG 4 TUẦN HOÀN NƯỚC TRONG TỰ NHIÊN 4.1 Chu trình nước trong tự nhiên

Nước tồn tại trong tự nhiên dưới 3 trạng thái: rắn, lỏng, khí Giữa 3 thể đó không ngừng chuyển hóa lẫn nhau Nước từ đại dương, biển, sông ngòi, đất, thực vật bốc hơi vào không khí Hơi nước gặp lạnh ngưng thành mây rồi hình thành mưa rơi xuống Nước mưa rơi xuống bề mặt trái đất, rồi lại tiếp tục vòng tuần hoàn

Vòng tuần hoàn gồm 3 khâu chính: bốc hơi, ngưng kết, mưa Các quá trình đó liên kết chặt chẽ với nhau, đó là những khâu riêng biệt trong vòng tuần hoàn chung (tuần hoàn hơi nước trong khí quyển) Qua nghiên cứu, người ta thấy rằng trong thiên nhiên có 1 chế độ xác định nào đó của chu trình nước, trong đó lượng mưa tổng cộng rơi trên Trái đất bằng lượng nước bốc hơi tổng cộng Tính trung bình trong một năm từ mặt các đại dương trên thế giới có 448.000 km3 và từ đất liền có 63.000 km3 nước bốc hơi vào khí quyển Cũng trong một năm có 412.000 km3 nước mưa rơi trên bề mặt đại dương và 99.000 km3 rơi trên đất liền Như vậy một năm có 511.000 km3 nước bốc hơi thì cũng có đúng một lượng nước như thế rơi xuống mặt đất

Hình 1 Vòng tuần hoàn nước trong tự nhiên Vòng tuần nước không có điểm bắt đầu nhưng chúng ta có thể bắt đầu từ các đại dương Mặt trời điều khiển vòng tuần hoàn nước bằng việc làm nóng nước trên những đại dương, làm bốc hơi nước vào trong không khí Những dòng khí bốc lên đem theo hơi nước vào trong khí quyển, gặp nơi có nhiệt độ thấp hơn hơi nước bị ngưng tụ thành những đám mây Những dòng không khí di chuyển những đám mây khắp toàn

cầu, những phân tử mây va chạm vào nhau, kết hợp với nhau, gia tăng kích cỡ và rơi xuống thành giáng thủy (mưa)

Giáng thuỷ dưới dạng tuyết được tích lại thành những núi tuyết và băng hà có thể giữ nước đóng băng hàng nghìn năm Trong những vùng khí hậu ấm áp hơn, khi mùa xuân đến, tuyết tan và chảy thành dòng trên mặt đất, đôi khi tạo thành lũ Phần lớn lượng giáng thuỷ rơi trên các đại dương; hoặc rơi trên mặt đất và nhờ trọng lực trở thành dòng chảy mặt Một phần dòng chảy mặt chảy vào trong sông theo những thung lũng sông trong khu vực, với dòng chảy chính trong sông chảy ra đại dương

Dòng chảy mặt, và nước thấm được tích luỹ và được trữ trong những hồ nước ngọt Mặc dù vậy, không phải tất cả dòng chảy mặt đều chảy vào các sông Một lượng lớn nước thấm xuống dưới đất Một lượng nhỏ nước được giữ lại ở lớp đất sát mặt và được thấm ngược trở lại vào nước mặt (và đại đương) dưới dạng dòng chảy ngầm Một phần nước ngầm chảy ra thành các dòng suối nước ngọt Nước ngầm tầng nông được

rễ cây hấp thụ rồi thoát hơi qua lá cây Một lượng nước tiếp tục thấm vào lớp đất dưới sâu hơn và bổ sung cho tầng nước ngầm sâu để tái tạo nước ngầm, nơi mà một lượng nước ngọt khổng lồ được trữ lại trong một thời gian dài Tuy nhiên, lượng nước này vẫn luân chuyển theo thời gian, có thể quay trở lại đại dương, nơi mà vòng tuần hoàn nước “kết thúc” … và lại bắt đầu

4.2 Các đại lượng vật lý đặc trưng cho độ ẩm không khí

a Sức trương hơi nước (e) (còn gọi là áp suất hơi nước): là phần áp suất do hơi nước

chứa trong không khí gây ra và được biểu thị bằng milimet thuỷ ngân (mmHg) hoặc mi-li-ba (mb)

1mb =0,75 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 hoà hay áp suất cực đại của hơi nước trong không khí và được ký hiệu là E

b Độ ẩm tuyệt đối (a): là lượng hơi nước chứa trong 1 m3 không khí (g/m3)

Nếu e tính bằng mm thì ( a) sẽ bằng:

) 1

d Độ thiếu hụt bão hoà (độ thiếu ẩm không khí –d): là hiệu số giữa sức trương hơi

nươc bão hoà và sức trương hơi nước của không khí ở một nhiệt độ nào đó, tính bằng

mb hoặc mmHg

d= E-e

e Điểm sương: là nhiệt độ của không khí mà ở nhiệt độ đó hơi nước có trong không

khí đã đạt tới bão hoà, tính bằng độ C như nhiệt độ

Như vậy, hơi nước đạt tới bão hoà khi nhiệt độ không khí hạ xuống điểm sương, hay nói cách khác là khi độ ẩm tương đối r=100% thì nhiệt độ không khí ở điểm sương Khi hơi nước trong không khí đã đạt tới bão hoà, mà nhiệt độ còn tiếp tục

hạ xuống dưới điểm sương thì sức trương hơi nước sẽ vượt qua sức trương hơi nước bão hoà Trong điều kiện đó lượng hơi nước thừa bắt đầu ngưng kết, tức là hơi nước bắt đầu chuyển từ thể hơi sang thể lỏng hoặc thể rắn, các sản phẩm ngưng kết này rơi xuống mặt đất thành mưa

4.3 Bốc hơi nước trong tự nhiên

4.3.1 Bản chất của quá trình bốc hơi nước

– Bốc hơi là hiện tượng quá trình chuyển hóa các phân tử nước từ trạng thái lỏng sang trạng thái hơi do tác dụng chính của nhiệt độ và gió

– Thóat hơi là sự bốc hơi xảy ra ở bề mặt các mô động thực vật

– Bốc thoát hơi đó là tổng lượng nước mất đi do sự bốc hơi từ mặt nước, mặt đất và qua lá cây của lớp phủ thực vật, …

Những phân tử của chất nước ở trạng thái chuyển động không ngừng, trong đó chúng chuyển động với những vận tốc khác nhau, những hướng khác nhau Những phân tử ngay trên bề mặt chất nước có vận tốc lớn nhất, đã thắng được lực dính kết phân tử và bay ra khỏi chất nước vào không gian xung quanh Nhiệt độ càng cao, vận tốc chuyển động của các phân tử nước càng lớn và càng nhiều phân tử nước bay ra khỏi bề mặt bốc hơi Kết quả là các phân tử nước đã chuyển sang trạng thái hơi Các phân tử hơi nước chuyển động theo những hướng khác nhau và một phần số phân tử

đó lại rơi vào chất nước Nếu lượng phân tử bay đi lớn hơn lượng phân tử quay trở lại, quá trình bốc hơi xảy ra

Nếu lượng nước bay đi bằng lượng nước quay trở lại thì sự bốc hơi ngừng lại Nếu lượng nước trong không gian ở trên bề mặt bốc hơi vì lý do nào đó lại lớn hơn lượng nước cần thiết để bão hòa (không gian đã quá bão hòa hơi nước) Như vậy lượng nước quay trở lại lớn hơn lượng nước bay hơi Bắt đầu quá trình ngược lại với bốc hơi - quá trình ngưng kết hơi nước

* Các yếu tố ảnh hưởng và diễn biến sự bốc hơi

Nhiệt độ càng cao, khả năng bốc hơi nước càng mạnh Để quá trình bốc hơi nước xảy ra liên tục cần phải cung cấp cho bề mặt bốc hơi một lượng nhiệt, nhiệt này gọi là nhiệt bốc hơi

Lượng nước bốc hơi được xác định bằng tốc độ hay cường độ bốc hơi, nghĩa là lượng nước bốc hơi trong một đơn vị thời gian (giây) từ một cm2

bề mặt

Trong thực tế, tốc độ bốc hơi được xác định bằng độ dày của một lớp nước đã bốc hơi, tính bằng mm Lớp dày 1mm bằng khối lượng 1kg nước bốc hơi từ bề mặt 1m2

– Sự bốc hơi phụ thuộc vào điều kiện vật lý bốc hơi như:

• Trạng thái vật thể: chất lỏng bốc hơi nhanh hơn chất rắn

• Hình dạng mặt ngoài: diện tích mặt ngoài lớn thì bốc hơi nhanh và ngược lại

• Nhiệt độ của vật bốc hơi: nhiệt độ vật cao thì bốc hơi cao vì động năng phân tử lớn

• Bốc hơi còn phụ thuộc vào tạp chất chứa trong nước (nước biển bốc hơi chậm hơn nước tinh khiết)

• Nhiệt độ không khí và gió

• Công thức Dalton tính tốc độ bốc hơi

p

e E A

(g/cm2/gy) W- tốc độ bốc hơi

E- Sức trương hơi nước bão hòa,

e- sức trương hơi nước

p- Áp suất khí quyển,

A là hệ số phụ thuộc vào tốc độ gió

Nhiệt độ càng tăng, E càng tăng dẫn đến độ thiếu hụt bão hòa (d) tăng và W tăng

Độ ẩm càng nhỏ, độ thiếu hụt bão hòa càng lớn nên tốc độ bốc hơi càng lớn

Cường độ bốc hơi phụ thuộc vào tốc độ chuyển dịch khuyếch tán hoặc loạn lưu của hơi nước theo phương thẳng đứng Như vậy, cường độ bốc hơi tỷ lệ thuận với vận tốc gió, tỷ lệ nghịch với áp suất khí quyển

Sự bốc hơi trong thiên nhiên phụ thuộc rất nhiều vào đặc điểm của bề mặt bốc hơi

Sự bốc hơi từ mặt đất chịu ảnh hưởng nhiều của các tính chất vật lý đất, trạng thái mặt đất, địa hình và những nhân tố khác:

- Địa hình: Tại nơi cao sự trao đổi loạn lưu mạnh nên tốc độ bốc hơi mạnh hơn

so với những nơi thấp Đất gồ ghề bốc hơi nước lớn hơn bề mặt đất bằng phẳng, địa hình lồi lớn hơn địa hình lõm

- Loại đất: Các loại đất khác nhau thì tốc độ bốc hơi của nước cũng khác nhau Đất cát khô bốc hơi nhanh hơn đất giàu mùn, đất sét Đất càng ẩm bốc hơi càng nhiều

- Mặt đất màu sẫm bốc hơi mạnh hơn mặt đất màu sáng vì ở đất màu sẫm nhiệt