Tải bản đầy đủ

Giao trinh bai tap c4songoi

Chương 3:

NƯỚC TRONG KHÍ QUYỂN
Mưa và bốc hơi là hai quá trình quan trọng nhất trong số các quá trình
khí tượng liên tục xảy ra trong không khí
3.1 LUÂN CHUYỂN CỦA KHÔNG KHÍ.
Trái đất liên tục tiếp nhận nhiệt từ mặt trời qua bức xạ mặt trời và phát
nhiệt trở lại không gian qua bức xạ phản hồi. Các quá trình này được
cân bằng ở suất trung bình 210 W/m2. Tuy nhiên, ở xích đạo, mức thu
nhận trong bầu không khí cao hơn (khoảng 270 W/m2) do tia bức xạ gần
như thẳng góc với mặt đất. Còn ở hai cực, mức thu nhận này thấp hơn
(90 W/m2 ) do góc bức xạ nhỏ hơn. Do có sự không cân bằng như vậy,
đã có sự vận chuyển năng lượng (nhiệt năng) từ xích đạo đến các đòa
cực theo mức trung bình khoảng 4.109 MW.
Nếu xem trái đất là quả cầu cố đònh. Ở vùng xích đạo, do nóng hơn nên
luồng khí bốc lên cao hơn, di chuyển trong tầng cao hơn của khí quyển
về các cực, tại đó gặp lạnh, luồng khí hạ xuống thấp hơn và quay
ngược trở về xích đạo tạo thành một hoàn lưu của một hành tinh không
quay. Sự luân chuyển này gọi là luân chuyển Hadley.
Chuyển động quay từ Tây sang Đông của trái đất đã tạo ra một lực phụ
Coriolic (lực này bằng hai lần tích hữu hướng của hai véc tor vận tốc

dòng khí u và vector vận tốc quay của trái đất ω: Fc = 2u^ ω , và
hướng của Fc được xác đònh theo quy tắc bàn tay phải) làm cho luân
chuyển Hadley bò thay đổi. Tại xích đạo, có một vòng đai khí xung
quanh nó di chuyển về phía cực, dưới ảnh hưởng của lực Coriolic Fc ,
luồng không khí này đã chuyển động lệch về bên phải (nếu ở Bắc bán
cầu, hay bên trái (nếu ở Nam bán cầu) so với chiều dọc theo vector u.
Kết quả của ảnh hưởng này là sự xuất hiện luồng gió hướng Tây (gió
hướng Tây là luồng gió từ hướng Tây thổi đến). Ởû vùng gần xích đạo:


Bắc bán cầu có gió theo hướng Tây Nam, ví dụ như nước ta có gió
mùa Tây Nam (từ hướng Tây Nam thổi lên), còn ở Nam bán cầu, gió
theo hướng Tây Bắc.
Ngược lại, khi khối khí lạnh từ các cực di chuyển về xích đạo, dưới ảnh
hưởng của lực Coriorlic, khối khí đã di chuyển lệch về bên phải (ở Bắc
bán cầu), hay bên trái (ở Nam bán cầu). Điều này làm xuất hiện các
luồng gió Đông ở vùng cực (còn ở vùng gần xích đạo: Đông Bắc ở Bắc
bán cầu , Đông Nam ở Nam bán cầu).

ω
u*

u

Fc

Fc
u* u
ω
u* u
Fc
u

3.2 HƠI NƯỚC.

Fc
u*

Nước trong khí quyển phần lớn tồn tại dưới dạng hơi hoặc khí nhưng ở
từng chỗ và thời gian tồn tại ngắn, sau đó, tùy điều kiện nhiệt độ và áp

suất, nó có thể thành hạt nước dạng mưa rào, hạt nhỏ li ti dạng mây,
hạt rắn dạng tuyết, mưa đá. Lượng nước trong khí quyển tuy rất nhỏ
(1/100000 tổng lượng nước) nhưng giữ vai trò rất quan trọng trong tuần
hoàn thủy văn.
Ta dùng đònh lý vận tải Reynolds để mô tả sự vận chuyển hơi nước qua
một không gian cố đònh W. Gọi X là khối lượng của hơi nước qua W, k
là X trong một đơn vò khối lượng không khí ẩm; k chính là độ ẩm riêng
qv và được tính bằng:


qv =

ρv
ρa

(3.1)

với ρv là khối lượng riêng của hơi nước, ρa là khối lượng riêng của
không khí ẩm.
Từ đònh luật bảo toàn khối lượng, ta có dX/dt=mv là lưu lượng khối
lượng hơi nước thêm vào (mang dấu cộng, bốc hơi), hay bớt ra (mang
dấu trừ, ngưng tụ) khoảng không gian W. Ta có:

mv =


∂t

∫∫∫ q vρa dw + ∫∫ q vρa VdA
w

(3.2)

A

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

(3.3)

Trong đó Rv là hằng số chất khí đối với hơi nước.
3.2.2 Áp suất hơi bão hoà es:
Là áp suất hơi nước trong không khí mà tại đó tốc độ bốc hơi bằng tốc
độ ngưng tụ.
3.2.3 Độ ẩm tương đối Rh:
Là tỷ số giữa áp suất có thực và áp suất hơi bão hoà

Rh =

e
es

(3.4)

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


Trong cột không khí có mặt cắt ngang A. Xét một vi phân thể tích
dW=A.dz, có khối lượng là :ρaAdz, và khối lượng hơi nước chứa trong
đó là: ρvAdz = qvρaAdz.
Tổng lượng nước có thể tạo ra mưa trong cột không khí có độ cao từ z1
đến z2 là:

mp =
Tính gần đúng:

z2

∫ q vρa Adz

(3.5)

Δm p = q v ρ a AΔz

(3.6)

z1

trong đó q v ; ρ a lần lượt là các giá trò trung bình của độ ẩm riêng và
khối lượng riêng của không khí ẩm trong khoảng đang xét. Tổng các số
gia Δmp trong toàn bộ cột không khí cho ta tổng lượng nước mưa.
Ví dụ: tính lượng nước có thể tạo ra mưa của một cột không khí bão
hoà hơi nước có chiều cao 10km trên diện tích 1m2. Áp suất không khí
trên mặt đất là 101,3Kpa, với nhiệt độ là 300C. Biết rằng cứ lên cao
1km thì nhiệt độ giảm đi 6,50C.
Giải:
Để tính được lượng nước mưa cho toàn bộ cột khí 10km, ta chia nhỏ
cột không khí này ra làm 5 đoạn theo z, mỗi đoạn cao 2km=2000m,
ta tính riêng lượng nước mưa cho từng đoạn độ cao:Δmpi, sau đó
cộng dồn lại: M=Σ(Δmpi).
Trongcông thức (3.6) Δm p = q v ρ a AΔz , ta cần tính q v và

ρa .

Như vậy, ta cần tính giá trò qv và ρv cho mỗi lớp chiều cao tương ứng
(cho 0km, 2km, 4km, 6km, 8km, 10km) và sau đó lấy giá trò trung bình:

q v = (q i −1 + q i ) / 2
tương tự tính cho giá trò trung bình ρ a
Giá trò ρa được tính từ phương trình trạng thái khí: p=ρaRaT. Suy ra:

ρa=p/RaT
Với Ra=287 J/(kg.K), là hằng số khí ẩm.
Giá trò qv được tính như sau: qv=0,622(e/p)


⎛ 17, 27T ⎞

⎝ 237,3 + T ⎠

Trong đó e là áp suất hơi bão hoà: es = 611exp ⎜
Trong đó T tính bằng 0 C

T là nhiệt độ tại mỗi lớp độ cao tính toán, tính bằng độ K
p là áp suấtä tại mỗi lớp độ cao tính toán, tính bằng N/m2.
Áp suất tại mỗi độ cao tương ứng z phụ thuộc vào từng độ cao, được
xác đònh nhờ vào phương trình trạng thái khí và phương trình vi phân
của lưu chất tónh, gọi là phương trình khí tónh:

p i +1

⎛T ⎞
= p i ⎜⎜ i +1 ⎟⎟
⎝ Ti ⎠

g

αR a

trong đó: pi+1: là áp suất ở lớp độ cao i+1, Pa
pi: là áp suất ở lớp độ cao i, Pa
Ti+1: là nhiệt độ ở lớp độ cao i+1, 0K
Ti: là nhiệt độ ở lớp độ cao i, 0K

α: là hằng số =0,0065
T là nhiệt độ tại mỗi lớp độ cao tính toán, tính bằng độ K
Ti+1=T1- α(Zi+1-Zi)
Zi+1- là cao độ lớp i+1
Zi – là cao độ lớp i
Các tính toán được lập thành bản sau:
3.3 HIỆN TƯNG NƯỚC RƠI - MƯA.
Hiện tượng nước rơi bao gồm mưa, tuyết, và các quá trình nước rơi
khác xuống mặt đất như mưa đá, mưa tuyết.
Khi khối không khí ẩm bốc lên cao trong bầu khí quyển thì nhiệt độ
giảm đi, một phần hơi ẩm ngưng kết lại. Có nhiều cơ chế tạo ra sự
chuyển động lên của khối không khí: Bốc lên vì không khí được hun
nóng bốc lên, vì khối khí di chuyển qua đồi núi, vì do chuyển động đối
lưu.


Quá trình ngưng kết đòi hỏi phải có hạt nhân ngưng kết để các phân tử
nước bám chặt chung quanh (ví dụ như các hạt bụi lơ lửng). Đặc biệt
các hạt nhân có chứa các ion (ví dụ các hạt bụi muối biển bốc hơi)
càng khiến cho các phân tử nước càng dễ bám chặt chung quanh hơn.
Các hạt nước nhỏ li ti lớn dần lên do ngưng kết, khi đủ nặng, các hạt ấy
sẽ rơi xuống thành mưa (trong quá trình rơi xuống, có khả năng bốc hơi
một phần).
Gieo hạt nhân ngưng kết nhân tạo vào các đám mây sẽ làm cho hơi
nước dễ ngưng kết hơn (ví dụ Iodur bạc, từ tạo ra mưa nhân tạo. Hoặc
ta có thể tạo ra nắng ngay trong mùa mưa để được bầu trời khô ráo
trong các dòp lễ hội bằng cách gieo các hạt nhân ion nặng, sẽ làm cho
hạt nặng hơn với kích thứơc nhỏ, và trong quá trình rơi xuốâng đã bốc
hơi ngược lên, nên dưới đất vẫn khô ráo.
3.4 LƯNG MƯA LƯU VỰC
Để xác đònh lượng mưa trung bình trên một khu vực có diện tích là A,
ta dùng phương pháp trung bình cộng:
1 n
P = ∑ Pi
n i =1

(3.7)

trong đó Pi là lượng mưa của mỗi trạm đo (mm).
Ngoài ra người ta còn dùng phương pháp Thiessen: P =

1
A

n

∑ A iPi
i =1

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

A=

n

∑ Ai
i =1

3.5 BỐC HƠI.
Bao gồm bốc hơi từ mặt thoáng nước, từ mặt đất, từ thực vật
Tính toán bốc hơi bằng nhiều phương pháp: Cân bằng năng lượng, khí
động lực học, kết hợp giữa hai phương pháp trên, ..
Lượng bốc hơi được đặc trưng bởi cường độ bốc hơi E:là độ sâu cột
nước (có diện tích ngang A) bốc hơi trong một đơn vò thời gian
(mm/ngày)



Tài liệu bạn tìm kiếm đã sẵn sàng tải về

Tải bản đầy đủ ngay

×