Khí Tượng - Thuỷ Văn Hàng Hải K.S Nguyễn Sỹ Kiêm

K.S NGUYỄN SỸ KIÊM

KHÍ TƯỢNG - THUỶ VĂN
HÀNG HẢI

NHÀ XUẤT BẢN XÂY DỰNG
HÀ NỘI - 2003

1


LỜI NÓI ĐẦU
Cuốn Giao trình khí tượng thuỷ văn hàng hải xem xét đến các quá
trình vật lý và các hiện tượng xảy ra trong khí quyển và Đại dương
thế giới.
Cuốn sách này trình bày các nguyến tắc tổ chức và phương pháp
bảo đảm hàng hải về khí tượng, đưa ra các hướng dẫn về quan sát
thời tiết và mặt biển.
Nội dung của giáo trình chủ yếu dành cho sinh viên chuyên ngành
điều khiển tàu biển, đồng thời có thể bổ ích cho đối với giáo viên
giảng dạy môn học này, các sỹ quan boong và những ai quan tâm
đến hàng hải và khí tượng – thuỷ văn mà hiện đang công tác trên
các tàu vận tải, tàu đánh cá và tàu hải quân.
Tác giả

BÀI MỞ ĐẦU
1. VAI TRÒ VNTRÍ CỦA NGÀNH “KHÍ TƯỢNG - THUỶ VĂN HÀNG HẢI” ĐỐI
VỚI NGÀNH HÀNG HẢI
Ngành giao thông vận tải đường biển Việt Nam, cũng như nhiều nước khác trên
thế giới, đã và đang phát triển mạnh. Nhiều loịa tàu đánh cá, tàu vận tải biển đã và đang
hoạt động trên tất cả các biển và đại dương của trái đất. Các tàu hiện đại được trang bị

các phương tiện dẫn đường tối tân, cho phép đi biển trong mọi điều kiện thời tiết. Sự
hoàn thiện kết cấu thân tàu, kích thước cuả tàu chứng tỏ rằng việc đi biển trong thời gian
hiện nay không phụ thuộc quá nhiều vào ảnh hưởng của môi trường. Tuy vậy, những
người điều khiển tàu biển, trong hoạt động thực tiễn của mình luôn luôn phải chú ý đến
các điều kiện thời tiết và tình trạng mặt biển (đại dương), vì chúng có ảnh hưởng đáng kể
đến mức độ an toàn và hiệu quả kinh tế của việc khai thác các tàu biển.

2


Vì vậy đối với người điều khiển tàu biển phải biết được các điều kiện khí
tượng - thuỷ văn nơi tàu mình đang hoạt động và sắp đi tới, để có thể tránh mọi nguy
hiểm cho tàu, bảo đảm an toàn và mang lại hiệu quả kinh tế cao nhất.
2. ĐỐI TƯỢNG VÀ NHIỆM VỤ CỦA “KHÍ TƯỢNG - THUỶ VĂN HÀNG HẢI”
Giáo trình này bày khoa học cơ sở của khí tượng và hải dương học. Trong từng
phần có đề cập đến ảnh hưởng của các yếu tố khí tượng - thuỷ văn đối với tàu biển.
Khí tượng học - khoa học về khí quyển trái đất nghiên cứu các quá trình vật lý và
những hiện tượng xảy ra trong đó.
Hải dương học - khoa học về các đại dương và biển, nghiên cứu các quá trình lý
hoá và các hiện tượng xảy ra trong đó.
Các quá trình và các hiện tượng khí quyển có ảnh hưởng mạnh chủ yếu nằm ở lớp
khí quyển sát đất và sát mặt biển. Giữa khí quyển với bề mặt đất, mặt nước luôn xảy ra
các quá trình trao đổi nhiệt Nm và sự tương tác động lực giữa các khối khí với nước đại
dương và biển.
Trong phần thứ nhất của giáo trình này (phần khí tượng học) cũng được đưa vào
một cách ngắn gọn những kiến thức của khí tượng học Si-nốp.
Khí tượng học Si-nốp hay khoa học dự đoán thời tiết là khoa học nghiên cứu các
quá trình khí quyển và các nguyên nhân thay đổi thời tiết với mục đích dự báo nó.
Phương pháp chính để nghiên cứu khí tượng học, hải dương học và dự báo thời
tiết là quan sát và phân tích số liệu quan trắc được. Để đạt mục đích đó người ta thành lập

nhiều trạm khí tượng- thuỷ văn cả trên đất liền, trên hải đảo, cả trên các phao nổi và trên
các tàu biển di động. N goài ra, ở các trạm khí tượng, các viện nghiên cứu và các trung
tâm dự báo thời tiết tiến hành xử lý các số liệu quan trắc được, thường xuyên xem xét sự
thay đổi của thời tiết và thành lập các dự báo thời tiết, dự báo tình trạng mặt biển (đại
dương).
Yêu cầu của “Khí tượng – thuỷ văn hàng hải” là trang bị những kiến thức cần
thiết cho sỹ quan boong:
1. N ắm được những quá trình và các hiện tượng xảy ra trong khí quyển, trên mặt
biển và đại dương.

3


2. Đánh giá đúng ảnh hưởng của các điều kiện thời tiết và thuỷ văn đến các loại
tàu biển.
3. Tiến hành quan trắc các yếu tố khí tượng – thuỷ văn trên tàu, mã hoá các số
liêuk đó và chuyển cho các trung tâm thời tiết.
4. Sử dụng trong thực tiễn hàng hải các bản đồ thời tiết facsimile, các dự báo bão,
dự báo thời tiết, mà tàu thu được từ các trung tâm dự báo của nhiều nước khác nhau.
5. Thống kê được những dấu hiệu thời tiết địa phương (quan sát được từ trên tàu)
để làm chính xác thêm các thông tin dự báo thời tiết chính thức đã thu được.
6. Đánh giá một cách thông thạo những hướng dẫn về việc chọn đường đi tối ưu
trong sự phụ thuộc vào các điều kiện khí tượng – thuỷ văn.
Trong phần thứ 3 (phần cuối cùng) của giáo trình là các phụ lục. Ở đó trích dẫn
một phần của “Bảng tra Nm độ”, các ví dụ đơn giản xác định các đại lượng đặc trưng cho
độ Nm, các ảnh mây và những ký hiệu quy ước về mây và các hiện tượng trên bản đồ thời
tiết…
CÂU HỎI ÔN TẬP BÀI MỞ ĐẦU
1. Cho biết vai trò và vị trí của môn “Khí tượng – thuỷ văn hàng hải ” đối với
ngành hàng hải?

2. Cho biết đối tượng nghiên cứu và những nhiệm vụ cơ bản của “Khí tượng –
thuỷ văn hàng hải ”?

4


Phần thứ nhất
KHÍ TƯỢNG HỌC
Chương I

KHÍ QUYỂN TRÁI ĐẤT
§ 1.1. THÀN H PHẦN KHÍ QUYỂN TRÁI ĐẤT
1.1.1. Thành phần khí quyển gần mặt đất
Khí quyển tạo thành từ hỗn hợp của nhiều chất khí khác nhau, trong đó (theo thể
tích) bao gồm: nitơ (chiếm 78,09%), ôxy (20,95%) và ocgon (0,93%). Còn lại một lượng
không đáng kể (tổng cộng là 0,03%) là khí cac-bô-nic, nê-ôn, he-li, me-tan, hiđrô, ôzôn
v.v…trong không khí bao giờ cũng có hơi nước và các tạp chất lơ lửng khác. Không khí
không chứa hơi nước và các tạp chất cơ học gọi là không khí sạch và khô. Khối lượng
phân tử tương đối của không khí khô bằng 20.97; gần bằng khối lượng phân tử tương đối
của ni-tơ (28.02).
Các nghiên cứu nhờ bóng thám không và tên lửa xác định rằng thành phần hoá
học của không khí đến độ cao 90 – 100km giữ ổn định. Đồng thời khối lượng phân tử của
không khí cũng gần như không thay đổi trong lớp khí đó, vì thế lớp khí này được gọi là
khí đồng nhất. Sự ổn định của thành phần khí quyển trong lớp khí đồng nhất được giải
thích nhờ sự trao đổi thẳng đứng và nằm ngang của không khí ở trong lớp đó.

5


Hơi nước đi vào khí quyển do sự bốc hơi từ bề mặt nước, mật đất Nm, lớp phủ

thực vật v.v… Lượng hơi nước giảm rất nhanh khi độ cao tăng lên. Sự tồn tại của hơi
nước phần nào làm thay đổi thành phần (theo thể tích ) của không khí. Hơi nước đóng vai
trò quan trọng trong khí quyển. Do sự ngưng kết và đóng băng tạo ra các dạng mây,
mưa,tuyết,sương mù… làm giảm tầm nhìn xa. N goài ra hơi nước còn có tính chất hấp thụ
bức xạ sóng dài cùa trái đất nên ảnh hưởng rõ rệt đến nhiệt đọ của khí quyển.
Khí các - bô – nít đi vào khí quyển từ các đám cháy, từ sự mục nát, sinh hoá của
sinh vật, từ sự thở ra của động vật… Lượng khí các - bô – nít thay đổi phụ thuộc vào đièu
kiện địa phương, thời gian trong ngày và mùa trong năm. Khi lượng khí các - bô – nít
tăng dẫn đến sự tăng lên của nhiệt độ không khí gàn mặt đất.
Khí ô-zôn tạo thành từ ba nguyên tử ôxy. Ở tầng thấp của khí quyển khí ô-zôn tạo
ra từ các loại chớp giông. Ở các tầng cao của khí quyển, khí ô-zôn sinh ra trong kết quả
của sự tương tác tia tử ngoại mặt trời với ôxy. Vai trò chính và rất quan trọng của khí
ôzôn với cuộc sống trên trái đất là khả năng hấp thụ bức xạ tử ngoại mặt trời. Khí ôzôn có
thể hấp thụ 4% năng lượng tia của mặt trời, làm tăng nhiệt độ không khí ở độ cao từ 2050 km.
1.1.2. Thành phần khí quyển trên cao
Từ độ cao 90-100 km trở lên thì thành phần khí quyển thay đổi mạnh. Trên 100
km quan sát thấy có ôxy đơn nguyên tử, còn trên 300 km thì một phần ni-tơ bị phân rã. Ở
độ cao trên 1000 km khí quyển tạo thành chủ yếu từ khí hê-li và khí hyđrô. Các quan sát
của trạm tự động cho biết ở độ cao trên 2000 km còn tồn tại dấu hiệu của khí quyển trái
đất.
§1.2. CẤU TRÚC KHÍ QUYỂN
1.2.1. Độ cao và khối lượng khí quyển
Dưới tác dụng của lực hút của trái đất, mật độ không khí lớn nhất ở lớp gần mặt
đất. Theo chiều tăng của độ cao, mật độ giảm xuống (khoảng cách giữa các phần tử tăng
lên). Dần dần mật độ không khí tiến gần đến mật độ của không gian vũ trụ (ở độ cao trên
2000 km).

6

N gày nay, người ta tạm thời công nhận giới hạn vật lý trên cùng của khí quyển
trái đất nằm ở độ cao 2000 km.
Khối lượng tổng cộng của khí quyển bằng 5,16×10²¹ g gần 50% khối lượng ở
trong bề dày cách mặt đất 5 km, 75% nằm trong lớp dày đến 10 km và 90% đến 16 km.
1.2.2. Sự phân chia khí quyển thành các tầng
Đặc điểm chính của tầng bình lưu là sự ổn định nhiệt độ theo độ cao ở phần dưới
và sự gia tăng lên theo độ cao bắt đầu từ km thứ 25 cho đến tận giới hạn trên. Ở giới hạn
trên của tầng bình lưu nhiệt độ tăng đến 0º, và cũng có thể đạt cực đại đến +10º thậm chí
+30º. Điều đó được giải thích bởi tính hấp thụ lớn của ôzôn mà khối lượng lớn của nó
nằm ở lớp này. Tong tầng bình lưu hơi nước rất hiếm và hầu như không có mây.
Tầng trung gian: Lớp chuyển tiếp giữa tầng bình lưu và tầng trung gian gọi là lớp
bình lưu hạn. Trong tầng trung gian nhiệt độ hạ theo độ cao. Tại giới hạn trên của tầng
này nhiệt độ xuống tới âm 70º, âm 80º. Tầng trung gian có dặc trưng là sự nhiễu loạn
mạnh và xáo trộn theo chiều thẳng đứng, mật độ không khí ở đây không đáng kể. Tại giới
hạn trên của tầng này áp suất không khí khoảng 200 lần, nhỏ hơn áp suất trên mặt đất.
Tốc độ gió đạt tới vài trăm km trong một giờ. Trên độ cao chừng 82-85 km, thỉnh thoảng
quan sát thấy loại mây ánh bạc được tạo thành từ các tinh thể băng nhỏ xíu.
Tầng nhiệt: Đặc trưng của tầng này là sự tăng lên của nhiệt độ theo độ cao, có liên
quan tới sự hấp thụ năng lượng mặt trời bởi các nguyên tử ôxy. Theo tính toán, tại giới
hạn trên (khoảng 800 km), nhiệt độ có thể đạt tới 750-1500º. Dĩ nhiên, nhiệt độ này
không thể đo được. Khí quyển tầng nhiệt vô cùng loãng.
Tầng khí quyển ngoài: nhiệt độ của không khí ở tầng này còn có thể đạt giá trị cao
hơn ở tầng nhiệt. Chuyển động của các chất khí nhẹ như hyđrô và hêli với tốc độ rất lớn,
có thể đạt tới 11,2 km/s và có thể thắng lực hấp dẫn của trái đất đi vào không gian giữa
các hành tinh.
N goài cách phân chia khí quyển thành năm tầng theo trạng thái nhiệt trên đây,
người ta còn phân chia theo tính chất điện. Theo cách này tầng nhiệt được gọi là tầng
điện ly. Trong phần lớn độ dày của tầng điện ly (từ 60-80 km đến 800-1000 km) có mật
độ lớn của các I-ôn nguyên tử và phân tử của các chất khí khác nhau.

7


Tầng điện ly lại được chia thành ba lớp theo mức độ ảnh hưởng của chúng đến sự
truyền sóng vô tuyến. Đó là lớp D (ở độ cao 60-80 km); lớp E (100-120 km) và lớp F (ở
độ cao 200-400 km).
Trong tầng điện ly thường quan sát thấy hiện tượng cực quang và sự hửng sáng
của phông trời đêm.
CÂU HỎI ÔN TẬP CHƯƠNG I
1. Cho biết các thành phần khí quyển gần mặt đất? N êu lên tầm quan trọng của
hơi nước, khí các-bô-nic và ôzôn?
2. Cho biết sự phân bố khí quyển theo độ cao? N êu những đặc điểm nổi bật của
các tầng khí quyển?

Chương II

HIỆN TƯỢNG NHIỆT TRONG KHÍ QUYỂN
§ 2.1. TRẠN G THÁI N HIỆT CỦA KHÍ QUYỂN
Nguồn gốc của nhiệt
N guồn gốc chính của năng lượng của hầu hết tất cả các quá trình và các hiện
tượng trong khí quyển là nhiệt mặt trời đi tới khí quyển và bề mặt đất dưới dạng năng
lượng tia.

8


N ăng lượng mặt trời làm chuyển động các khối khí và các dòng chảy biển, bảo
đảm sự tuần hoàn của nước trong tự nhiên, hun nóng bề mặt đất. N hiệt từ mặt đất dần dần
truyền xuống dưới sâu và tạo ra nhiệt lượng dự trữ ở đó, chúng rất cần cho mọi cơ thể
sống. Ánh sáng nhìn thấy của năng lượng mặt trời cho ta độ sáng ban ngày và là nguồn

gốc của mọi hiện tượng quang học khác nhau trong khí quyển.
Bức xạ mặt trời
N ăng lượng tia mặt trời do mặt trời toả ra gọi là bức xạ mặt trời. N ó truyền đi
dưới dạng sóng điện từ với tốc độ 300.000 km/s. Trong khí quyển và trên trái đất nó
chuyển sang dạng nhiệt lượng.
Khí quyển và trái đất nhận được nhiệt lượng tổng cộng từ mặt trời trong suốt một
năm là 1,3×10 24 ca lo… N hiệt lượng này có thể làm tan một lớp băng dày 36 m phủ kín
toàn bộ địa cầu ở nhiệt độ 0ºC.
Tổ hợp toàn bộ dải sóng mà trên đó bức xạ mặt trời phát ra gọi là phổ bức xạ mặt
trời. Phổ mặt trời chia làm ba dạng tia: bức xạ tử ngoại - bức xạ sóng ngắn với độ dài
bước sóng từ 0,10 – 0,40µm; bức xạ nhìn thấy hay bức xạ ánh sáng với độ dài bước sóng
từ 0,40 – 0,76 µm; bức xạ hồng ngoại - bức xạ sóng dài với độ dài bước sóng từ 0.76 –
4,0 µm.
Bức xạ trực tiếp và bức xạ khuyếch tán
Bức xạ mặt trời đến mặt đất dưới dạng tia trực tiếp (đi thẳng) và tia khuyếch tán
(do tính tán xạ của các thành phần khí quyển).
Bức xạ đến một cách trực tiếp từ mặt trời dưới dạng các chùm tia song song gặp
bề mặt đất và các lớp khác nhau trong khí quyển gọi là bức xạ trực tiếp. Cường độ của
bức xạ trực tiếp phụ thuộc vào độ cao của mặt trời trong thời gian ban ngày. Cường độ
bức xạ trực tiếp đạt tới cực đại vào lúc giữa trưa địa phương.
Bức xạ mặt trời bị tán xạ nhiều lần trong khí quyển gọi là bức xạ khuyếch tán.
Bức xạ khuyếch tán đến bề mặt đất từ tất cả các hướng của phông trời. Cường độ bức xạ
khuyếch tán phụ thuộc cào độ cao mặt trời, độ trong suốt khí quyển, sự hiện diện của
mây, đặc điểm phản xạ của mặt đệm, độ cao của địa điểm so với mặt biển.
Bức xạ khuyếch tán tạo ra màu xanh da trời, đưa sự rọi sáng vào những vùng nhá
nhem (đang thời kỳ hoàng hôn hoặc bình minh) lúc trời quang mây và độ rọi sáng ban
ngày lúc trời mây dày đặc.

9

Bức xạ tồng cộng là tổng hợp bức xạ trực tiếp và bức xạ khuyếch tán đã đến được
mặt đất trong điều kiện hiện tại.
Bức xạ phản hồi: bức xạ tổng cộng đi vào một bề mặt nào đó, một phần được bề
mặt đó hấp thụ, còn một phần khác phản hồi trở lại. Mức độ hấp thụ và phản hồi bức xạ
phụ thuộc vào hoạt tính của mặt đệm.
§ 2.2. TÁC DỤN G N HIỆT CỦA MẶT ĐỆM ĐỐI VỚI KHÍ QUYỂN DƯỚI THẤP
2.2.1. Mặt đệm: Là bề mặt đất, mặt nước, lớp phủ thực vật, lớp phủ băng
tuyết… nằm dưới đáy của đại dươnng khí quyển. Do đặc điểm khác nhau về màu sắc và
độ Nm của từng loại mặt đệm mà sự hấp thụ và phản hồi bức xạ mặt trời cũng khác nhau.
Đối với mặt đất Nm màu đen, màu xám thì mức độ hấp thụ bức xạ là lớn nhất, còn cát
khô, màu sáng thì hấp thụ ít nhất và phản hồi nhiều nhất. Thêm vào đó bề mặt nước đại
dương, nhất là ở miền xích đạo, thì sự hấp thụ bức xạ mặt trời là lớn nhất.
2.2.2. Sự nóng lên và lạnh đi của các loại mặt đệm: Sự nóng lên và lạnh đi của
mặt đệm phụ thuộc vào sự cân bằng nhiệt của nó, tức là phụ thuộc vào mối quan hệgiữa
lượng nhiệt hấp thụ và nhiệt toả ra của nó.
2.2.3. Biến trình ngày và năm của nhiệt trên đại dương
Độ dẫn nhiệt lớn của nước và sự truyền nhiệt nhanh xuống dưới sâu làm chậm
dần sự nóng lên và lạnh đi của nước tầng mặt. Đối với bể nước càng lớn (trên các đại
dương) thì sự nóng lên và lạnh đi càng được thực hiên một cách chậm chạp hơn. Điều đó
dẫn đến biến độ hàng ngày cảu nhiệt trên đại dương rất nhỏ (cỡ 0,1-0,2°); trên các biển
(đại dương) miền nhiệt đới gần 0,5°. Giá trị lớn nhất của nhiệt trên đại dương quan sát
thấy vào lúc 15-16h, nhỏ nhất khoảng 2-3h sau khi mặt trời mọc.
Dao động hàng năm của nhiệt độ ở lớp nước tầng mặt lớn hơn rất nhiều so với
dao động nhiệt hàng ngày. Ở miền nhiệt đới dao động khoảng 2-3°, ở các vĩ độ trung
bình 40°N là gần 10° còn 40°S là 5°. N hiệt độ lớn nhất hàng năm của lớp nước tầng mặt
ở bắc bán cầu vào tháng 8 và nhỏ nhất vào tháng 2 và 3. Cụ thể là đối với mặt đất, vào
mùa hạ nhất là vào những giờ giữa trưa dòng nhiệt đi đến vượt quá dòng nhiệt toả ra, vì
vậy mặt đất nóng lên. Vào ban đêm đặc biệt là mùa đông, lượng nhiệt toả ra (bức xạ sóng
dài từ mặt đất) lớn hơn nhiều nhiệt lượng mặt đất hập thụ được, cho nên nó lạnh đi.

Sự nóng lên (ban ngày) và lạnh đi (ban đêm) của bề mặt nước cũng xảy ra tương
tự nhưng chậm hơn nhiều. Bởi vì ở nước sự lan truyền nhiệt xảy ra nhanh hơn trong đất,

10


nên nhiệt xuống được các lớp nước sâu hơn; điều đó làm cho nhiệt lượng thu được ban
ngày của các lớp nước tầng mặt không giữ lại được lâu và không hun nóng lên nhanh như
trong đất liền. Mặt khác, sự bốc hơi của nước trên biển và trên đại duơng, sự xáo trộn của
các khối nước cũng đóng vai trò truyền nhiệt khỏi lớp nước tầng mặt.
Chế độ nhiệt của lớp khí dưới thấp rất ít chịu ảnh hưởng của bức xạ mặt trời, bởi
vì sự hấp thụ bức xạ mặt trời trong lớp khí này rất nhỏ. N guồin gốc của sự nóng lên đối
với lớp khí dưới thấp hoàn toàn do mặt đệm chi phối. Bức xạ sóng dài của mặt đệm một
phần lớn bị hấp thụ bởi các lớp khí dưới thấp sát mặt đệm (sát mặt đất, sát mặt nước).
Đến lượt mình, các lớp khí ở thấp nhất đó truyền nhiệt cho lớp khí bên trên kế cận. N hư
thế xảy ra quá trình nóng lên của khí ở các lớp cao hơn. Ban đêm quá trình truyền nhiệt
của các lớp khí dưới thấp xảy ra ngược lại.
2.2.4. Đối lưu nhiệt và loạn lưu nhiệt
Loạn lưu: là chuyện động vô hướng của từng đám không khí nhỏ riêng biệt bên
trong dòng chảy chung của không khí. Trong đó, các thành phần này của không khí thì đi
lên, còn thành phần kia thì hạ xuống. Kết quả của nó là tạo nên sự trao đổi nhiệt theo
hướng thăng đứng. Dòng loạn lưu mạnh lên khi tốc độ gió tăng cường.
Trao đổi nhiệt bằng đối lưu và loạn lưu là hình thức truyền nhiệt chính từ lớp khí
nóng hơn đến lớp khí lạnh hơn.
2.2.5. Gradien nhiệt thẳng đứng
Cùng với độ cao, nhiệt độ không khí có thể giảm xuống, có thể không đổi hoặc là
thậm chí tăng lên. Sự biến thiên của nhiệt độ không khí theo độ cao được dặc trưng bởi
giá trị và dấu của gradien nhiệt thẳng đứng, nó thường được ký hiệu bằng chữ cái Hy Lạp
γ (gama).
Gradien nhiệt thẳng đứng (γ) là đại lượng biến thiên của nhiệt độ không khí trên

mỗi 100 m độ cao.
γ = ∆t° C/100 m
Gradien là một đại lượng véc tơ, tức là nó được xác định cả về hướng lẫn đại
lượng. Hướng của Gradien nhiệt thẳng đứng được xác định là chiều tăng của độ cao. Sự
thay đổi nhiệt độ không khí ∆t được xác định là lượng nhiệt độ giữa mức dưới và mức
trên. Khi nhiệt độ không khí giảm theo độ cao thì γ > 0, khi không đổi γ = 0 (sự đẳng
nhiệt); còn khi nhiệt tăng lên γ < 0 (sự nghịch nhiệt).

11


Gradien nhiệt thẳng đứng trong các lớp khác nhau của khí quyển có thể khác
nhau. N ó phụ thuộc vào độ cao, mùa trong năm, vĩ độ địa dư và các nhân tố khác.
Ở phần dưới của tầng đối lưu (đến 4 km) γ ≈ 0°5/100 m còn ở vùng cực và mùa
đông ở các vĩ độ trung bình có thể giảm đến 0,1° – 0,4°/100 m. Ở phần trên tầng đối lưu
tăng trưởng đến 0,7° – 0,8°/100 m.
Lạnh đoạn nhiệt, nóng đoạn nhiệt: Trong chuyển động tăng của khối không khí
dẫn đến sự thay đổi nhiệt ở bên trong của khối khí đó. Sự thay đổi nhiệt này không phải
do quá trình trao đổi nhiệt với môi trường xung quanh, mà do sản ra công trong quá trình
giãn nở (đối với khối khí dịch chuyển xuống).
Quá trình thay đổi nhiệt kể trên gọi là quá trình đoạn nhiệt. Đối với chuyển động
thăng của khối khí xảy ra quá trình lạnh đoạn nhiệt, còn chuyển động giáng - nóng đoạn
nhiệt.
Chính xác mà nói thì quá trình đoạn nhiệt trong khí quyển không quan sát thấy.
Tuy nhiên, trong sự dịch chuyển lên khá nhanh của từng khối khí, sự trao đổi nhiệt với
môi trường bên ngoài là không đáng kể và vì thế ta coi đó là quá trình đoạn nhiệt.
Đối với không khí khô, hoặc chưa bão hoà hơi nước thì quá trình đoạn nhiệt được
gọi là đoạn nhiệt khô. Còn khí đã bão hoà - đoạn nhiệt ẩm.
2.2.6. Dạng phân bố nhiệt độ không khí theo độ cao
Đối lưu nhiệt: là sự chuyêể dịch của nhiều khối khí riêng biệt theo chiều thẳng

đứng. Hầu hết đối lưu nhiệt xảy ra do sự hun nóng của lớp khí dưới thấp. Trên biển và đại
dương đối lưu có thể xảy ra khi bề mặt nước ấm hơn lớp khí nằm trên nó điều đó quan sát
thấy trong mùa lạnh của năm và vào những giờ ban đêm. Trong đối lưu, lớp không khí
nóng hơn chuyển động thăng nhường chỗ cho không khí lạnh hơn chuyển động giáng.
Đối lưu có thể vươn tới những lớp cao của khí quyển và vì thế nó là cách trao đổi nhiệt
hiệu quả từ mặt đệm đến các lớp của khí quyển.
Ở lớp thấp nhất của tầng đối lưu (đến độ cao gần 2 km) sự thay đổi nhiệt độ
không khí theo độ cao chịu sự chi phối mạnh của các quá trình bức xạ của mặt đệm. Rõ
ràng là vào ban ngày (nhất là mùa hạ), trên đất liền, lớp khí sát đất bị hun nóng mạnh,
nhiệt độ tăng nhanh, còn lớp khí bên trên chưa kịp nóng, hoặc bị nóng chậm, nhiệt độ
tăng không đáng kể và sự khác biệt về nhiệt độ ở lớp khí dưới thấp và phía trên được gia

12


tăng. Còn ban đêm, do sự toả nhiệt mà mặt đất lạnh đi dẫn đến sự lạnh dần của lớp khí
thấp nhất. Lớp khí mà ở đó nhiệt độ hạ theo độ cao gọi là lớp bình thường. Trong một số
lớp khí khác của tầng đối lưu quan sát thấy có sự ổn định của nhiệt độ theo độ cao và lớp
khí đó được gọi là lớp đẳng nhiệt. Thậm chí còn quan sát thấy sự gia tăng nhiệt độ của
một số lớp khí theo độ cao, trường hợp này gọi là lớp nghịch nhiệt.
Sự đẳng nhiệt hoặc nghịch nhiệt đó là sự khác biệt với tiến trình bình thường của
nhiệt độ trong tầng đối lưu. Trên hình vẽ 1 đưa ra ba đường cong của các dạng phân bố
nhiệt theo độ cao. Ta thấy, đa số trường hợp nhiệt độ giảm theo độ cao. N ghịch nhiệt có
thể xảy ra hoặc là ở lớp khí thấp nhất (đường xong a), hoặc là ở khí quyển tự do (đường
cong c). Còn đẳng nhiệt có thể thấy trong lớp khí dưới thấp (đường cong b).

Hình 1
a, Nghịch nhiệt gần mặt đất; b, Đẳng nhiệt dưới thấp;
c, Nghịch nhiệt trong khí quyển tự do.

§ 2.1. N HIỆT ĐỘ KHÔN G KHÍ TRÊN MẶT ĐẤT VÀ CÁCH ĐO N Ó
2.3.1. Các thang đo nhiệt độ không khí
N hiệt độ không khí - một trong những yếu tố khí tượng quan trọng nhất. Để đo
nó, người ta dùng một số thang đo sau đây:
Thang độ Celcius (°C) còn gọi là thang độ bách phân. Đây là thang độ thực hành
quốc tế. Trong đó, 0° tương đương với nhiệt độ tan của băng, còn 100° - nhiệt độ sôi
của nước (ở áp suất 760 mHg, độ cao trên mực nước biển). Mỗi khoảng cách bằng 1/100
giữa hai điểm nói trên tương đương với 1°C của thang kế.
2.3.2. Các dụng cụ đo nhiệt độ không khí

13


Để đo nhiệt độ không khí người ta dùng nhiệt kế lỏng, nhiệt kế biến dạng và nhiệt
kế điện.
Nhiệt kế lỏng gồm một bầu chứa nhỏ gắn với một ống thủy tinh có mao dẫn rất
nhỏ. N gười ta đổ chất lỏng như thuỷ ngân hay cồn vào bầu chứa và ống mao dẫn. Đầu
trên của ống được hàn kín. Vì thế nên có tên gọi nhiệt kế thuỷ ngân hay nhiệt kế cồn.
N hiệt kế thuỷ ngân hay dùng để đo nhiệt độ tối cao, còn nhiệt kế cồn – đo nhiệt độ tối
thấp trong các kì hạn quan trắc. N goài ra khi nhiệt độ không khí thấp hơn - 40°C (dưới
điểm đóng băng của thuỷ ngân) thì trong khí tượng thực hành được dùng chủ yếu là
nhiệt kế cồn.
N hiệt kế lỏng (xem hình 2) không những chỉ đo nhiệt độ không khí tại các kì hạn
quan trắc mà còn sử dụng nó như một nhiệt kế “khô” trong việc xác định độ Nm tương
đối của không khí bằng Nm kế.

Hình 2: Nhiệt kế lỏng
1 - Bầu chứa thuỷ ngân hay cồn; 2 - Ống mao dẫn; 3 – Thang chia độ
Nhiệt kế biến dạng dựa trên tính chất biến dạng của kim loại khi thay đổi nhiệt độ.
Chúng được dùng trong các nhiệt kế tự ghi và trên các bóng thám không.

Nhiệt ký (hay nhiệt kế tự ghi) (hình 3) dùng để ghi lại liên tục sự thay đổi của
nhiệt độ không khí theo thời gian.
Nhiệt kế điện dựa trên nguyên tắc thay đổi độ dẫn điện khi nhiệt độ biến đổi.
Chúng thương được dùng trên các trạm khí tượng nơi xa xôi hẻp lánh.

14


Hình 3: Nhiệt kế tự ghi (nhiệt ký)
1) Mảnh kim loại cong; 2) Ốc điều chỉnh; 3) Khung đỡ bằng kim loại;
4) Nút ấn để đánh mốc; 5) Đế máy; 6) Nắp đậy máy; 7) Cần bút; 8) Ngòi bút
chứa mực chuyên dụng (gắn dầu cần bút) vẽ lên băng giấy;
9) mà được quấn quanh trống hình trụ (10)
2.3.3. Cách quan trắc nhiệt độ không khí trên đất liền và trên tàu biển
Thang độ Kelvin, còn gọi là thang độ tuyệt đối (°K). Trong các tính toán lý thuyết
cũng như trong nhiệt động học, người ta dùng thang độ Kelvin. N hiệt độ được tính từ 0°
tuyệt đối, là nhiệt độ mà ở đó chuyển động nhiệt của tất các phân tử đều ngừng lại. Độ
không tuyệt đối nằm ở -273,16°C. Mật độ chia trên thang độ Kelvin bằng độ chia của
thang độ bách phân.
Cách chuyển đổi từ thang độ này sang thang độ khác:
t°C =

5
(t°F - 32)
9

t°C = T°K – 273

15

Trên các trạm khí tượng, các nhiệt kế đặt trong các lều bằng gỗ, cao cách mặt đất
khoảng 1,5 m, trong đó các nhiệt kế “khô”, nhiệt kế “ướt”, nhiệt kế “tối cao” và nhiệt kế
“tối thấp” (xem hình 4).

-

Nhiệt kế bên trái – nhiệt kế khô

-

Nhiệt kế bên phải – nhiệt kế ướt

-

Nhiệt kế nằm ngang bên trên – nhiệt kế tối cao

-

Nhiệt kế nằm ngang bên dưới – nhiệt kế tối thấp

Hình 4: Ẩm kế bốc hơi (nhiệt ẩm kế)

Để đo nhiệt độ không khí ta chỉ cần dùng nhiệt kế bình thường (nhiệt kế “khô”).
Khi đọc nhiệt kế phải đưa tầm mắt nằm ngang đỉnh cột thuỷ ngân. Không nhìn từ trên
xuống hoặc từ dưới lên so với vạch ngang đỉnh cột. Không sờ tay hoặc đứng quá gần
nhiệt kế. Số lẻ phần mười độ đọc trước, phần nguyên đọc sau. Cần ghi số đọc vào sổ
quan trắc khí tượng. Để có nhiệt độ thực của không khí phải hiệu đính số đọc nhiệt kế
nhờ chứng từ kiểm định của dụng cụ.
Hàng ngày, người ta đo nhiệt độ không khí bốn lần vào các giờ: 0h, 6h, 12h và

18h GMT.
Trên tàu biển người ta đặt nhiệt kế trên một cái giá được đính chặt trên boong tàu
ở hướng đón gió. Bầu nhiệt kế được bảo vệ tránh được tác dụng trực tiếp của tia nắng và
mưa, tuyết…
Cũng như trạm khí tượng trên bờ, trên tàu biển quan trắc nhiệt độ phải tiến hành
đúng kỳ hạn. Độ chính xác của nhiệt độ là 0°1. Cuối cùng là việc hiệu đính số đọc nhiệt
độ. Ví dụ số đọc trên nhiệt kế 12°1C; số hiệu đính (dựa vào chứng từ kiểm định)là +0°1,
nhiệt độ thực sẽ là 12°1 + 0°1 = 12°2C, số đọc là 18°2; số hiệu đính -0°3 thì nhiệt độ thực
là: 18°2 + (-0°3) = 17°9. v.v…
N hiệt độ đo phải được ghi vào sổ nhật ký tàu.
2.3.4. Sự phân bố địa lý của nhiệt độ không khí
Để có nhãn quan về sự phân bố địa lý của một yếu tố khí tượng nào đó hay những
chênh lệch của nó khỏi giá trị cho trước, người ta xây dựng các bản đồ, trên đó vạch ra

16


các đường đẳng trị - nối liền các giá trị như nhau của các yếu tố khí tượng hoặc là những
giá trị chênh lệch (tương ứng).
Bản đồ phân bổ nhiệt độ không khí trên mặt đất (có tính đến địa hình) hoặc trên
mặt nước biển, hoặc trên một mức nào đó được thể hiện nhờ các đường đẳng nhiệt và
được gọi là bản đồ đẳng nhiệt.
Bây giờ chúng ta xem xét bản đồ khí hậu đẳng nhiệt tại mực biển đối với tháng
giêng (hình 5) đặc trưng cho mùa đông Bắc bán cầu và đối với tháng bảy (hình 6) – mùa
hạ. Dễ nhận biết là nhiệt độ không khí hạ xuống từ vành đai xích đạo đến hai cực trong
suốt cả năm. Trong đó, vành đai xích đạo có nhiệt độ cao được thể hiện bởi những đường
cong khép kín quanh trái đất với giá trị đẳng nhiệt là 25°. Tuy nhiên, vị trí của những
đường đẳng nhiệt đó, của các lò có nhiệt độ cao hơn bên trong vành đai xích đạo lại hạ
nhiệt rất nhanh về phía các cực còn phụ thuộc vào thời gian trong năm. Khi so sánh bản
đồ tháng giêng (hình 5) và tháng 7 (hình 6) dễ dàng nhận thấy vành đai xích đạo nhiệt độ

cao được giới hạn bởi đường đẳng nhiệt 25°, với phần lớn diện tích của mình được trải
rộng ở bán cầu mùa hạ (bán cầu mùa hạ được tính từ tháng 4 – tháng 9 – Bắc bán cầu và
từ tháng 10 đến tháng 3 – N am bán cầu ).

17


Hình 5: Sự phân bố nhiệt độ không khí tại mực biển, giá trị trung bình tháng
giêng nhiều năm

Hình 6:Sự phân bố nhiệt độ không khí tại mực biển, giá trị trung bình tháng 7
nhiều năm

Bên trong vành đai này vào mùa hạ trên các lục địa của Bắc bán cầu xuất
hiện các lò nung nhiệt độ cao (đến 30-40°). N hiệt độ đặc biệt cao quan sát thấy ở
Sahara, nơi đây giá trị trung bình của nhiệt lên đến 40°C, có một số ngày vượt quá
50°C. N hiệt độ cao nhất của không khí quan sát thấy ở Bắc Phi (EL-adda) lên tới
58°C. Tại thung lũng chết (Califocnia, Mỹ) nhiệt độ không khí đã từng lên tới
56°7 C. Không khí có nhiệt độ rất cao trên mặt vịnh Pecxich đã từng ghi nhận
35°6 C.
Trên các hải lưu lạnh đường đẳng nhiệt 25° uốn cong về phía xích đạo, tạo
nên những cái lưỡi lạnh ở rìa tây của Đại Tây Dương và Thái Bình Dương. Quanh
năm các lưỡi đó chiếm cả dòng chảy Bengin (gần bờ biển N am Phi) và trên biển
Peru (gần bờ nam Châu Mĩ). Vào mùa hạ (tháng 7) trên Bắc bán cầu chúng xuất
hiện trên các dòng chảy Canađa và Califocnia.
Sự giảm nhiệt chung từ vành đai đến cực thấy rõ trong mùa đông của bán
cầu.

18

Trên các vĩ độ trung bình của N am bán cầu, nơi mà lục địa hầu như không
có, thì các đường đẳng nhiệt trong mùa hạ cũng như mùa đông vẽ nên các đường
gần thẳng theo hướng vĩ tuyến. Trên các vĩ độ trung bình và cao của Bắc bán cầu
các đường đẳng nhiệt không trùng với vòng vĩ tuyến mà tạo ra các chỗ lồi trong
mùa đông về phía cực trên đại dương và chỗ lõm về phía xích đạo trên các lục
địa. N gược lại, vào mùa hạ, các đường lõm đó về phía xích đạo trên đại dương và
tiến cao hơn về cực trên các lục địa. Trong tháng giêng các đường lồi, lõm đó thể
hiện rõ ràng hơn. Điều đó nói lên rằng sự nóng dần của lục địa trong mùa hạ kém
phần dữ dội hơn so với sự lạnh dần trong mùa đông ở đó.
Một điều cần chú ý ở đây là sự thể hiện rõ của các lưỡi nóng trong mùa
đông (tháng giêng) trên Đại tây dương liên quan đến dòng chảy Golfstrim, và ổ
khép kín lạnh ở đong - bắc Á (tại Iakut) với nhiệt độ ở tâm xuống tới dưới -40°C.
Xích đạo nhiệt – vĩ tuyến nóng nhất được xác định theo nhiệt độ trung
bình vĩ độ. Theo cách tính đó thì trong tháng giêng xích đạo nhiệt nằm ở vĩ tuyến
5°S, còn tháng 7 - ở 20°N . N ếu tính trung bình năm thì xích đạo nhiệt sẽ qua vĩ
tuyến 10°N . Vậy xích đạo nhiệt không trùng với xích đạo địa lý, mà dịch lên Bắc
bán cầu, cũng như xích đạo nhiệt không trùng với xích đạo địa lý thì vùng có
nhiệt độ lạnh nhất - cực lạnh giá – cũng không trùng với địa cực.
Ở Bắc bán cầu có hai cực lạnh giá: một ở Iakut và một ở Grenlan. Tại cực
Iakut, nhiệt độ trung bình tháng giêng tại mực trạm là -50°C và thấp hơn, có một
số ngày xuống đến -70°C. Cực lạnh giá này chỉ có trong mùa đông. Vào màu hạ ở
đây cũng ấm như ở các nơi khác ở châu Âu cùng vĩ tuyến.
Cực Grenlan độ lạnh giá ổn định. N hiệt độ trung bình tháng giêng (ở mực
trạm) đến -55°C, còn thấp nhất gần bằng tại Iakut. N hưng nhiệt độ trung bình
tháng 7 taịi trung tâm Grenlan lại khác với Iakut không vượt quá 15°C.
Ở N am bán cầu, cực lạnh giá tồn tại quanh năm, tại vùng gần tâm của châu N am
cực, cách địa cực nam chừng 1000 km. Ở đây nhiệt độ trung bình mùa hạ là -35°C, thấp
nhất xuống đến -88°C. Đường đẳng nhiệt là những đường cong nối liền các điểm có giá
trị nhiệt độ như nhau của không khí. Trên bản đồ đẳng nhiệt thường được vẽ các đường

cong có giãn cách nhau khoảng 5° hay 4°.

19


Các bản đồ đẳng nhiệt được xây dựng theo số liệu quan trắc của từng kỳ hạn đo
nhiệt độ không khí, hoặc theo giá trị trung bình của nhiệt độ ở trong một khoảng thời gian
này hay khoảng thời gian khác, phần nhiều người ta theo giá trị trung bình nhiệt của
tháng, mùa hay năm.
N hững bản đồ đó, xây dựng theo số liệu nhiều năm (giá trị trung bình của một
loạt liên tục các quan sát sau một chu kỳ dài) và được gọi là bản đồ khí hậu. Rõ ràng
chúng là những bản đồ “chuNn” đặc trưng cho các điều kiện khí hậu trung bình bằng
thống kê.

CÂU HỎI ÔN TẬP CHƯƠNG II

1. Bức xạ mặt trời là gì? N ó đi đến được bề mặt đất (mặt nước) như thế nào?
2. Mặt đệm là gì? Sự nóng lên và lạnh đi của các loại mặt đệm? Tác dụng của các
loại mặt đệm đến lớp khí quyển dưới thấp?
Chương II

NƯỚC TRONG KHÍ QUYỂN
§ 3.1. SỰ BỐC HƠI CỦA N ƯỚC
3.1.1. Nguồn gốc của hơi nước trong khí quyển

N ước trong khí quyển có thể thấy trong 3 trạng thái (pha): trạng thái hơi, không
thể nhìn thấy được, đặc trưng cho độ Nm của không khí; trạng thái lỏng - dưới dạng mưa,
mây, sương mù; còn trạng thái rắn - ở dạng tuyết, mưa đá, các tinh thể băng của mây, mù.
N ước đi vào khí quyển ở trạng thái hơi,do sự bốc hơi từ bề mặt nước, bề mặt đất
Nm, từ lớp băng tuyết và kể cả sự thải hơi nước của thực vật. Từ trạng thái hơi, trong một

số điều kiện nhất định, nước có thể chuyển sang trạng thái lỏng hoặc rắn.
3.1.2. Thực chất của sự bốc hơi

Các phân tử nước luôn ở trạng thái chuyển động hỗn loạn. N hững phần tử chuyển
động nhanh hơn có thể bứt ra khỏi bề mặt nước (bề mặt bốc hơi) và đi vào khí quyển.
Đồng thời, một số phân tử hơi nước ở trên bề mặt nước có thể chuyển động trở về nước
(trở lại bề mặt bốc hơi). Càng nhiều phân tử nước bứt ra khỏi bề mặt bốc hơi đi vào khí
quyển và càng ít phân tử hơi nước quay ngược trở lại thì quá trình bốc hơi càng mạnh.

20


Hay gọi sự bốc hơi được thực hiện. Còn khi lượng phân tử hơi nước đi vào khí quyển
bằng lượng hơi nước trở lại thì sự bốc hơi ngừng lại; hay không khí bão hoà hơi nước
(lượng hơi nước trong không khí không thể tăng lên nữa).
N hân tố chính quyết định cường độ bốc hơi là nhiệt độ của bề mặt bốc hơi; thêm
nữa là tốc độ gió. N hiệt độ của bề mặt bốc hơi càng lớn thì cường độ bốc hơi càng mạnh
và ngược lại. Tốc độ gió càng cao thì cường độ bốc hơi cũng càng cao.
3.1.3. Sức trương hơi nước

Một trong những động lực chính ảnh hưởng đến cường độ bốc hơi là lượng hơi
nước trong không khí trên bề mặt bốc hơi (mức độ bão hoà). Từ định luật Đan-tôn ta biết
rằng: áp suất của hỗn hợp các chất khí không có liên quan hoá học với nhau và bẳng tổng
áp suất của mỗi thành phần khí. Khí quyển là một tập hợp khí trong đó có hơi nước. Áp
suất của không khí là tổng hợp các chất khí và hơi nước.
Không khí không dễ dang đạt bão hoà hơi nước, bởi vì sức trương hơi nước (e)
thường rất nhỏ so với sức trương hơi nước bão hoà (E). Độ hụt bão hoà (E-e) càng lớn thì
không khí càng khô và cường độ bốc hơi càng mạnh.
§3.2.ĐỘ ẨM KHÔN G KHÍ
Lượng hơi nước có trong không khí gọi là độ Nm không khí. N ó thường được đặc

trưng bởi khối lượng hơi nước có trong một đơn vị thể tích, hay một đơn vị khối lượng.
3.2.1 Các đại lượng đặc trưng cho đọ ẩm không khí
Độ ẩm tuyệt đối – khối lượng hơi nước (kg) chứa trong một đơn vị thể tích (m³)

không khí Nm: kí hiệu a (kg/m³)
Mối liên hệ giữa độ Nm tuyệt đối a và sức trương hơi nước e như sau:
a = 2,17.10 ֿ◌³ e/T
trong đó: e – tính pa còn T- nhiệt độ tuyệt đối tính °K hay là:
a = 0,8 e/(1+αT)
trong đó: e – tính bằng mb, t – tính bằng °C; α - hệ số nở nhiệt của khí, bằng
1/273 = 0,00366 Áp suất riêng của hơi nước trong không khí gọi là sức trương hơi nước
kí hiệu e: đơn vị tính là mi-li-bar (mb) hay mi-li-mét thuỷ ngân; trong hệ SI – tính bằng

21


pascal (pa). Pa – áp suất gây nên bởi 1 lực 1 N iu tơn phân bố đều trên một diện tích 1m²;
1 pa = 0,01mb.
Giá trị giới hạn của sức trương hơi nước (giá trị cực đại của e) tại nhiệt độ đã cho
của không khí gọi là sức trương hơi nước bão hoà, kí hiệu E. Sức trương hơi nước bão
hoà ở các nhiệt độ khác nhau thì khác nhau. Ví dụ: t° không khí là +25°C, không khí sẽ
bão hoà nếu như E = 32°mi-li-bar, còn khi t° = 0° thì E = 6mb và nếu t°=-30° thì E =
0,5mb.
Độ ẩm riêng: kí hiệu q – khối lượng hơi nước chưa trong một khối lượng không

khí Nm, tính g/kg
Q = 622

e
p

Trong đó: p – áp suất không khí, mb hay pa, e – sức trương hơi nước, mb hay pa.
Cũng như sức trương hơi nước bão hoà E, độ Nm riêng cũng phụ thuộc vào nhiệt
độ. Ví dụ : tại nhiệt độ + 30°C lúc hơi nước bão hoà thì độ Nm riêng đạt cực đại, tức là 1
trở thành Q và bằng 36 g/kg; còn t° = 0° thì Q = 3,8 g/kg và khi t° = -30°C, Q= 0,3g/kg.
Độ hụt bão hoà: kí hiệu d – là hiệu của sức trương hơi nước bão hoà ở nhiệt độ đã
cho và sức trương hơi nước có trong không khí cũng như nhiệt độ đó:
d=E–e
Đơn vị tính của độ hụt bão hoà d cũng như của E hoặc e. N gười ta đưa ra khái
niệm độ hụt bão hoà bởi vì cảm giác khô hay ướt của không khí không có liên quan với
sức trương hơi nước, độ Nm tuyệt đối hay độ Nm riêng, mà liên quan tới mức độ tiếp cận
bão hoà của hơi nước. Cũng chính vì lẽ đó người ta đưa ra khái niệm độ Nm tương đối.
Độ ẩm tương đối: kí hiệu f - tỉ số lượng hơi nước có trong không khí (được đặc
trưng e,a hay q) so với lượng hơi nước cần để bão hoà không khí ở nhiệt độ đã cho (các
đại lượng tương ứng E,A hayQ). Độ Nm tương đối tính ra phần trăm:
f =

e
a
q
.100% = .100% = .100%
E
A
Q

Ví dụ: Ở nhiệt độ +25°C, E = 32 mb, còn nhờ phương pháp này hay phương pháp
khác tính ra được e = 15mb, như thế:
f = 15/32 x 100 = 47 %

22

Điểm sương: như đã nói ở trên, mỗi một giá trị của nhiệt độ không khí tương ứng
với một lượng hơi nước nhất định đủ để bão hoà không khí, thêm vào đó nhiệt độ càng
thấp, thì lượng hơi nước cần thiết để bão hoà càng thấp.
N ếu trong không khí chứa hơi nước bắt đầu lạnh dần thì đến một nhiệt độ nào đó
không khí sẽ bão hoà hơi nước, và khi sự lạnh vẫn tiếp tục, sự dư thừa hơi nước sẽ ngưng
kết và đóng băng (sự tạo ra các tinh thể băng từ hơi nước). N hiệt độ mà ở đó hơi nước
trong không khí đạt bão hoà gọi là điểm sương và thường được ký hiệu bằng chữ cái Hy
Lạp: τ.
Trong thực tiễn điểm sương được xác định nhờ bằng chuyên dụng (bảng tra Nm
độ). Trong không khí bão hoà điểm sương trùng với nhiệt độ không khí. Trong tất cả các
trường hợp khác, nó thấp hơn nhiệt độ không khí và phụ thuộc vào sức trương hơi nước
e. Chẳng hạn, tại nhiệt độ t = 15°C và e = 12 mb, τ = 9,7° , tức là không khí cần lạnh
thêm t – τ = 5,3° nữa thì nó sẽ bão hoà. N hưng cũng ở nhiệt độ t = 15°C và nếu e = 2,0
mb, thì τ = -12°6, nghĩa là để bão hoà không khí cần lạnh thêm 27°6 C nữa.
Mỗi một giá trị của sức trương hơi nước (e) tương đương với những giá trị xác
định của độ Nm tuyệt đối (a), độ Nm riêng (q) và điểm sương (τ ). Để là ví dụ, dưới đây
dẫn ra vài con số tương đương giữa a, q, τ với e
e (tính mb)……

0,5

2,9

6,1

12,3

23,4

42,4

a (tính Kg/m³)….. 0,4

2,4

4,9

9,4

17,4

30,4

q (tính g/kg)…..

0,3

1,7

3,8

7,6

14,5

26,4

τ (tính °C)…..

-30

-10

0

10

20

30

3.2.2 : Các phương pháp xác định độ ẩm

Các phương pháp thực hành để xác định độ Nm từ trước tới nay được sử dụng
rộng rãi là phương pháp bốc hơi và phương pháp hút Nm.
Phương pháp bốc hơi dựa trên cơ sở đo độ Nm không khí theo sự lạnh dần của vật
thể khi có sự bốc hơi từ bề mặt của nó.
N guyên tắc chính của phương pháp bốc hơi là làm sao để đo được nhiệt độ không
khí trong điều kiện bình thường (nhờ cái gọi là nhiệt kế “khô”) và nhiệt độ của một vật
thể đang bốc hơi (nhờ - nhiệt kế “ướt”).
Trong trường hợp đó hiệu số đọc của 2 nhiệt kế “khô” và “ướt” càng lớn thì
cường độ bốc hơi càng mạnh, nghĩa là không khí càng khô, hiệu số đọc của 2 nhiệt kế sẽ

23


bằng nhau khi và chỉ khi không khí bão hoà hơi nước và sự bốc hơi không còn nữa Ta
thấy rằng độ Nm tương đối có thể rất lớn và cũng có thể rất nhỏ, nó không phụ thuộc vào

độ Nm tuyệt đối. Ở vùng nóng (gần xích đạo) lượng hơi nước trong không khí lớn hơn
nhiều so với vùng lạnh (gần cực) nhưng để bão hoà không khí do nhiệt độ cao cần lượng
hơi nước rất lớn, và vì vậy độ Nm tương đối thường thấp. Trong không khí lạnh luôn luôn
có độ Nm tuyệt đối thấp, nhưng do nhiệt độ thấp nên bão hoà không khí cần một lượng
hơi nước không lớn, vì thế độ Nm tương đối sẽ cao.
Phương pháp hút ẩm dựa vào sự háo nước của một số vật thể hoặc vật
chất. Hình dạng của chúng sẽ thay đổi khi lượng hơi nước trong không khí thâm nhập vào
chúng biến đổi (như tóc người sẽ thay đổi độ dài của mình, các màng mỏng hữu cơ hút
ấmẽ thay đổi sức căng nếu độ Nm không khí biến đổi).
Để tinh sức trương hơi nước theo hiệu số đọc của nhiệt kế khô và ướt được dùng
công thức hút ẩm:
e= E’ – 0,000662 (t – t’)p
trong đó:
E’ – sức trương hơi nước bão hoà tại nhiệt độ của nhiệt kế ướt t’
t - nhiệt độ của nhiệt kế khô
0,000662 - hằng số hút Nm của Nm kế bốc hơi
p – áp suất không khí đo được.
Trong khí tượng thực hành để xác định các đại lượng Nm cần thiết, người ta sử
dụng bằng độ Nm chuyên dụng. Phần chính của các bảng đó là giá trị đo được như: t, t’ và
p, từ các đôi số đã có ta tìm được sức trương hơi nước e, độ Nm tương đối f và độ hụt bão
hoà d, nhiệt độ điểm sương τ, nằm ở các cột tương ứng.
Theo các bảng phụ ở sau bảng chính, người ta dùng để hiệu đính cho t’ theo khí
áp p, sức trương hơi nước bão hoà E’ ở nhiệt độ đó và điểm sương τ.
Thứ tự xác định các đại lượng được hướng dẫn tỉ mỉ trong phần đầu tiên của cuốn
“bảng tra Nm độ”.
Sau đây dẫn ra vài ví dụ đơn giản: (xem thêm phần phụ lục)
Ví dụ 1: Số đo nhiệt kế khô t = 6°,8C, của nhiệt kế ướt t’ = 4°, 2 khí áp đo được P
= 851,5 mb; tìm τ, e và f?

24

Từ bảng 1 trang 32 của cuốn bảng tra độ Nm ở hàng ngang trên cùng với giá trị t =
6°,8C. Cũng trong cùng một cột đó với giá trị t’ - 4°, 2C ta tìm thấy e = 6,17 và f = 62%,
τ = 0°, 7C.
Ví dụ 2: t = 24°,7C; t’ = 22°,4C, P = 1020,2 mb; tìm e, f và τ.
Từ bảng 1 trang 78, với giá trị t = 24°,7C hàng ngang ta tìm trong cột đó giá trị t’
= 22°,4C, và tìm được τ = 21°2, e = 25,2 và f = 81%.
3.2.3. Các dụng cụ đo độ ẩm không khí

Ẩm kế bốc hơi: Để đo độ Nm không khí nhờ phương pháp bốc hơi người ta sử
dụng Nm kế bốc hơi. Ẩm kế bốc hơi chia ra làm hai loại: loại tĩnh và loại lưu động.

25