Nguyên lý thủy văn Chương 4 Bốc hơi

Thuật ngữ bốc hơi được các nhà vật lý học dùng để miêu tả quá trình chuyển hóa chất lỏng thành chất khí. Đối với nhà thủy văn học, thuật ngữ này được sử dụng để mô tả quá quá trình mất nước từ bề mặt ẩm sang khí thông qua sự bảo toàn vật chất và quá trình chuyển hóa. Nước bốc hơi và vận chuyển từ bề mặt vào khí quyển. Sự bốc hơi xảy ra với nước ngoài trời (gồm: sông, hồ, biển. ) đất trống hoặc thực vật. Thêm vào đó còn có sự bốc hơi của nước từ bề mặt thực vật, chủ đề này đã được thảo luận trong chương III. Nước được thực vật hấp thụ trực tiếp gọi là sự thoát hơi nước (transpiration). Thành phần bốc hơi này bao gồm nước do thực vật lấy từ đất sau đó chuyển lên cây, lá và thoát ra không khí từ bề mặt lá. Nước được lấy từ độ sâu nhờ rễ cây, sự thoát hơi nước có thể kéo dài rất lâu ngay cả khi nước bị giữ lại trên lớp tán lá thực vật và bị giữ lại trong tầng đất trên.

pdf40 trang | Chia sẻ: lylyngoc | Lượt xem: 2447 | Lượt tải: 5download
Bạn đang xem trước 20 trang tài liệu Nguyên lý thủy văn Chương 4 Bốc hơi, để xem tài liệu hoàn chỉnh bạn click vào nút DOWNLOAD ở trên
94 Chương 4 Bốc hơi 4.1. Khái niệm về bốc hơi Thuật ngữ bốc hơi được các nhà vật lý học dùng để miêu tả quá trình chuyển hóa chất lỏng thành chất khí. Đối với nhà thủy văn học, thuật ngữ này được sử dụng để mô tả quá quá trình mất nước từ bề mặt ẩm sang khí thông qua sự bảo toàn vật chất và quá trình chuyển hóa. Nước bốc hơi và vận chuyển từ bề mặt vào khí quyển. Sự bốc hơi xảy ra với nước ngoài trời (gồm: sông, hồ, biển.. ) đất trống hoặc thực vật. Thêm vào đó còn có sự bốc hơi của nước từ bề mặt thực vật, chủ đề này đã được thảo luận trong chương III. Nước được thực vật hấp thụ trực tiếp gọi là sự thoát hơi nước (transpiration). Thành phần bốc hơi này bao gồm nước do thực vật lấy từ đất sau đó chuyển lên cây, lá và thoát ra không khí từ bề mặt lá. Nước được lấy từ độ sâu nhờ rễ cây, sự thoát hơi nước có thể kéo dài rất lâu ngay cả khi nước bị giữ lại trên lớp tán lá thực vật và bị giữ lại trong tầng đất trên. Mặc dù theo định nghĩa, sự bốc hơi nước bao gồm tất cả các quá trình chất lỏng chuyển thành hơi nước. Rất nhiều quyển sách của Mỹ thích dùng thuật ngữ Evapotranstration cho toàn bộ quá trình bốc hơi nước (Ví dụ Brooks, 1997; Jensen, 1990 ). Người Mỹ muốn nhấn mạnh các quá trình bốc hơi từ đất và bề mặt nước và cả sự thoát hơi nước từ thực vật. Tương tự thế, các nhà nông nghiệp dùng thuật ngữ “Consumptive use ” để nhấn mạnh thực vật cần thiết lấy nước trong quá trình tạo ra sản phẩm thực vật biểu diễn tầm quan trọng của sử dụng nước mà không nói đến sự “mất” đơn thuần. ở phạm vi toàn cầu, sự bốc hơi nước và mưa là hai thành phần cơ bản của vòng tuần hoàn nước. Sự bốc hơi trả lại khí quyển một lượng nước tương tự lượng mưa rơi xuống bề mặt trái đất. Khoảng 2/3 lượng nước mưa của toàn bộ bề mặt trái đất trở lại khí quyển dưới dạng bốc hơi, làm cho nó trở thành thành phần đơn lớn nhất trong vòng tuần hoàn nước trên Trái đất (Baumagarter và Reichel năm 1975). Cũng trên phạm vi toàn cầu, bề mặt trái đất chỉ cung cấp một phần nước được bốc hơi, phần lớn nước bốc hơi từ bề mặt biển và đại dương. Điều này gây ảnh hưởng lớn đến sự vận chuyển nước từ đại dương đến các lục địa ở phạm vi rộng, do đó tăng thêm lượng mưa cho các vùng đất. Sự bốc hơi cũng rất quan trọng trong việc kiểm soát toàn bộ năng lượng của trái đất, ước tính khoảng 75% bức xạ mặt trời thuần đến bề mặt trái đất phục vụ phần lớn cho bốc hơi. Phần bức xạ làm ấm khí quyển kết hợp với mặt đất bằng dẫn nhiệt và đối lưu và được gọi là sensơ (cảm ứng) nhiệt hay năng lượng vì hiệu ứng này được đo hoặc cảm nhận được qua sự thay đổi nhiệt độ. Năng lượng này được dùng để bốc hơi hay ngưng tụ được gọi là hiển nhiệt. Điều này kéo theo sự thay đối trạng thái thay đổi nhiệt độ. Hiển nhiệt bốc hơi  là 2.47xMJkg -1 ở 100C và đó là một yếu tố rất quan trọng trong tĩnh học và tích trữ nhiệt (energy budgets). Tổng năng lượng cần để 95 chuyển một đơn vị thể tích nước sang hơi nước là khoảng gấp 6 lần năng lượng dùng để đun nước từ 0 đến 1000C. Phải nhấn mạnh rằng không có sự khác biệt vật lý nào của bốc hơi từ nước, đất và thực vật (Shuttleworth, 1993). Sự khác biệt duy nhất là trong bản chất của sự kiểm soát bốc hơi các bề mặt này. Do đó, trong chương này, quá trình bốc hơi được miêu tả đầu tiên, sau đó là đề cập sự khác biệt quan trọng giữa các bề mặt khác nhau. 4.2 Quá trình bốc hơi Tính chất vật lý của quá trình bốc hơi có liên quan tới hai khía cạnh: (a) sự cung cấp năng lượng cần thiết tại bề mặt bốc hơi đối với hiển nhiệt bốc hơi, và (b) sự diễn ra các quá trình khuyếch tán trong không khí trên bề mặt bốc hơi nhằm cung cấp một điều kiện (mean) di chuyển hơi nước sang quá trình bốc hơi. Bằng nhiều thuật ngữ đơn giản, quá trình bốc hơi được mô tả như sau: Các phần tử trong khối nước, hoặc mặt hồ lớn hoặc màng mỏng trên một hạt đất đều luôn luôn chuyển động. Tăng thêm nhiệt độ cho nước thì sẽ làm các phần tử nhận thêm năng lượng và di chuyển nhanh hơn. Kết quả là gia tăng khoảng cách giữa các phần tử và sự liên kết giữa các phần tử giảm đi. Do đó ở nhiệt độ cao hơn, nhiều phần tử ở gần bề mặt sẽ có khả năng thoát khỏi bề mặt đi vào lớp thấp của không khí ở bên trên. Thực tế, tất cả các bề mặt nước đều đưa hơi nước đến một phạm vi rộng hoặc hẹp hơn.Tương tự, để làm khô khí quyển thì luôn cần một ít nước bốc hơi, các phần tử nước trong lớp không khí thấp cũng luôn luôn chuyển động, và một số sẽ xuyên qua khối nước ở dưới để đi lên. áp suất riêng (hay tập trung) bị ảnh hưởng bởi các phần tử hơi nước được gọi là áp suất hơi nước. áp suất riêng thường được dùng thay cho áp suất tổng cộng, vì vậy những thay đổi của áp suất không khí có thể đo được. áp suất hơi nước biến đổi rất lớn, đặc biệt trong khoảng 0.1 đến 4 KPa, so với áp suất khí quyển tổng cộng là khoảng 100KPa (Oke, 1987; Trenberth, 1992). Tốc độ bốc hơi tại một thời điểm sẽ phụ thuộc vào cân bằng giữa tốc độ bốc hơi của các phần tử nước đi vào khí quyển và tốc độ ngưng tụ của các phần tử từ khí quyển (Hình 4.1). Nếu nhiều phần tử nước đi vào khí quyển nhiều hơn từ khí quyển trở lại mặt đất, khi đó xảy ra sự bốc hơi, ngược lại nếu các phần tử nước trở lại nhiều hơn bay vào lúc đó xảy ra quá trình ngưng tụ. Hình 4.1 Bốc hơi là cân bằng thuần giữa tốc độ bốc hơi của các phần tử nước đi vào khí quyển và tốc độ ngưng tụ của các phần tử từ khí quyển. Trong điều kiện tĩnh tuyệt đối, chuyển động thuần của các phần tử hơi nước từ bề mặt bốc hơi vào lớp không khí bên trên sẽ tăng dần lượng nước trong lớp thấp nhất của không khí bên trên. Điều này không thể tiếp tục tăng và cuối cùng áp suất hơi nước tăng cho đến khi tốc độ ngưng tụ và bốc hơi là cân bằng nhau, và sự bốc hơi sẽ diễn ra liên tục. Không khí lúc đó sẽ bị bão hòa. áp suất hơi nước ảnh hưởng đến sự 96 bão hòa hơi nước được gọi là “áp suất hơi nước bão hòa” SVP, và đôi khi được ký hiệu là eo. Tuy nhiên, thường thì quá trình khuyếch tán sinh ra do xáo trộn rối và xáo trộn đối lưu khí quyển tầng thấp và khí quyển tầng cao, vì thế làm giảm đáng kể lượng hơi nước và cho phép sự bốc hơi diễn ra. Không khí ấm có thể giữ ẩm nhiều hơn không khí lạnh và SVP tăng theo logarít của nhiệt độ, ví dụ một giá trị 1.228KPa ở 100C và 3.169 ở 250C. Aristotle là người đầu tiên ghi nhận rằng cả lượng nhiệt mặt trời và gió rất quan trọng trong kiểm soát (điều kiển) sự bốc hơi, và ta có thể nhận thấy rằng tốc độ bốc hơi trên bề mặt nước cụ thể sẽ được kiểm soát bởi một số biến khí tượng: Năng lượng đầu vào, độ ẩm của không khí và tốc độ di chuyển của không khí làm cho hơi nước tạo ra để di chuyển từ bề mặt bốc hơi. Nghiên cứu sự bốc hơi tập trung vào phương pháp nhiệt lực học và khí động lực học hoặc là sự kết hợp hai yếu tố trên. Vấn đề được đề cập trước có liên quan đến sự cân bằng năng lượng của bề mặt bốc hơi (cung cấp hiển nhiệt cần thiết). Các vấn đề được đề cập sau lại liên quan đến thông lượng hơi nước từ bề mặt bốc hơi. 4.2.1 Nhân tố nhiệt lực học ảnh hưởng đến bốc hơi Phương pháp nhiệt học hay cân bằng năng lượng đối với sự bốc hơi liên quan đến ước tính năng lượng ẩn nhiệt có sẵn đối với nước để thay đổi trạng thái từ lỏng sang khí. Nếu năng lượng tổng cộng dùng trong bốc hơi có thể tính được, thì ta biết được hệ số hiển nhiệt và tương đối đơn giản để tính được độ sâu của nước bốc hơi. Phương pháp này gồm hai bước chính: (a) Xác định “năng lượng có sẵn” tại bề mặt bốc hơi (b) Chia năng lượng thành sự vận chuyển hiển nhiệt và ẩn nhiệt áp dụng phương pháp cân bằng năng lượng để ước tính bốc hơi từ bề mặt nước do Angstrom tìm ra (1920). Bức xạ thuần sẵn có Rn (đầu vào trừ đầu ra), một phần được sử dụng để đốt nóng không khí bên trên (H), một phần đốt nóng bề mặt đất, nước và thực vật (G), một phần sử dụng bốc hơi hiển nhiệt (E) và cuối cùng một phần không đáng kể sử dụng để phát triển thực vật. Do vậy, phương trình cân bằng năng lượng có thể viết dưới dạng biểu thức sau: Rn=H + E + G (4.1) ở đây Rn có thể đo bằng máy vô tuyến thuần và G đo bằng nhiệt độ đất, nhưng hiển nhiệt đối lưu (H) biến đổi giữa không khí và bề mặt nước không thể dễ đo được trực tiếp. Lượng bốc hơi E(mm), được nhân với hệ số ẩn nhiệt để chuyển sang đơn vị năng lượng. Bước thứ hai của phương trình cân bằng năng lượng là xác định tổng lượng nước được sử dụng trong bốc hơi, E      GHR E h (4.2) Bowen(1926) cho rằng tỷ số của thông lượng hiển nhiệt và ẩn hiệt ( E H  ), bây giờ còn gọi là Bowen , có thể xác định từ đo nhiệt độ không khí và áp suất hơi nước tại hai mực, v..v 97    as as ee TT    (4.3) ở đây  được gọi là biểu ẩm ‘không đổi’ (số này biến đổi hàng tuần theo nhiệt độ), Ts là trung bình nhiệt độ bề mặt, Ta là trung bình nhiệt độ không khí, es là áp suất hơi nước bão hòa tại nhiệt độ Ts, ea áp suất hơi nước thực tế của không khí tại độ cao cho trước (thông thường 1 hoặc 2 mét ). Phương pháp này được giả thiết rằng hệ số vận chuyển rối nhiệt và hơi nước bằng khuyết tán rối là cân bằng.       1 GR E n (4.4) Do đó giá trị của  thấp đối với những vùng bốc hơi ở nơi bức xạ lớn nhất sử dụng cho việc bốc hơi và cao hơn ở những nơi ít nước và sự vận chuyển hiển nhiệt vượt trội hơn. Vì thế, giá trị điển hình của  tăng từ 0.1 đối với vùng biển nhiệt đới và 0.1-0.3 đối với rừng ẩm ướt, từ 0.4 -0.8 đối với rừng ôn đới và đồng cỏ, và 2-6 cho vùng bán khô cằn và hơn 10 hoặc cao hơn nữa đối với sa mạc (Oke, 1987). Phương pháp này đòi hỏi đo đạc chính xác sự bức xạ, thông luợng nhiệt đất và mặt cắt (profil) thẳng đứng của nhiệt độ và độ ẩm. Mặc dù các số đo đó có thể thu được qua nghiên cứu tình huống chúng cũng cho thấy giới hạn thực tế để áp dụng vào phương pháp cân bằng năng lượng trong việc tính toán bốc hơi hàng ngày. Bảng 4.1 Giá trị albedo trung bình điển hình đối với bề mặt tự nhiên được lựa chọn (dựa vào số liệu thu thập của Lee, 1980; Brutsaert, 1982; Oke,1987) Bề mặt Điều kiện Albedo Nước Tuyết Đất Cỏ Vùng nông nghiệp Rừng (Tạm thời) Rừng (Có hình chóp) Góc thiên đỉnh nhỏ tới lớn Old đến Fresh ẩm/ướt sang nhẹ/khô 0.05 - 0.15 0.30 - 0.90 0.05 - 0.35 0.20 - 0.30 0.15 - 0.25 0.15 - 0.20 0.05 - 0.15 Cân bằng năng lượng tại bề mặt bốc hơi ảnh hưởng chủ yếu bởi albedo (khả năng phản xạ) của bề mặt, phần bức xạ đến mà bị phản xạ trở lại khí quyển. Các giá trị điển hình chỉ ra trong bảng 4.1 đối với cỏ, vùng nông nghiệp và cây cối. Cần phải chú ý rằng giá trị thực thay đổi theo thời gian. Các giá trị albedo thay đối theo góc mặt trời và màu sắc của thực vật, như đã minh họ trong hình 4.2. Nói chung, với góc mặt trời và màu sắc thực vật nhất định, giá trị albedo sẽ tăng đối với thực vật cao hơn là thực vật thấp vì có nhiều khả năng hấp thụ bằng cách nhận phản xạ trên vòm trời. Toàn bộ albedo của bề mặt trái đất (đất và đại dương) khoảng 0.15 (albedo ở hành tinh cao hơn khoảng 0.3 so với mặt đất do sự có mặt của mây). Nếu không có hệ thực vật bao phủ vùng nào thì theo Shuttleworth (1993) có giá trị là 0.23. 4.2.2 Nhân tố khí động học 98 Phương pháp khí động học (hoặc dòng chảy của hơi) liên quan đến sự khuyếch tán hơi nước đi lên từ bề mặt bốc hơi, và liên quan đến ‘sức làm khô’ của không khí, bao gồm độ ẩm, tốc độ nước khuyếch tán khỏi bề mặt bốc hơi vào khí quyển. Nói chung, bốc hơi từ một bề mặt nhất định trong điều kiện khô, ấm là lớn nhất, kém nhất trong điều kiện lạnh và ẩm ướt, vì khi đó không khí ấm, áp suất hơi nước bão hòa (es) của nước cao và khi không khí khô, áp suất hơi nước thực (ea) của nước trong không khí thấp.Bởi vì, trong điều kiện khô,ẩm độ hụt bão hòa (es-ea) là lớn và ngược lại trong điều kiện ẩm, lạnh là nhỏ. Do vậy có một mối quan hệ cơ bản giữa độ lớn độ hụt bão hòa và tốc độ bốc hơi. Hình 4.2 Các giá trị albedo tỷ lệ nghịch với góc mặt trời, ở đây chỉ ra 3 vùng nông nghiệp. Chú ý các giá trị albedo tăng sau điểm sương vào 18/08 (dựa vào biểu đồ gốc của Monteith và Szeicz, 1961). Rõ ràng là, gió càng mạnh thì càng ảnh hưởng đến hoạt động rối trong không khí và nhiệt độ khác nhau rất lớn giữa bề mặt và lớp không khí bên trên, lớn nhất sẽ là hiệu ứng của đối lưu. Phương pháp động lực học đối với bốc hơi từ bề mặt từ bề mặt ẩm đầu tiên được Dalton (1802) nhấn mạnh trong thuật ngữ rất chất lượng. Ông cũng cho rằng nếu các nhân tố khác giữ không đổi thì sự bốc hơi tỷ lệ thuận với tốc độ gió và độ hụt áp suất hơi nước, v..v. Ví dụ, sự khác nhau của áp suất hơi nước bão hòa tại nhiệt độ 99 của bề mặt nước so với áp suất hơi nước thực của không khí bên trên càng lớn thì bốc hơi càng lớn. Định luật Dalton mặc đầu chưa bao giờ khai triển thành công thức toán học, nhưng quy tắc này có nhiều điểm tương đương với nghiên cứu về bốc hơi E = f(u)(es-ea) (4.5) trong đó f(u) là một hàm của tốc độ gió, es là áp suất hơi nước bão hòa tại bề mặt, ea là áp suất hơi nước thực của không khí tự do tại một độ cao tham khảo (thông thường tại 1 - 2m). Dưới áp suất thấp nhất vài milimét không khí di chuyển thành hàng thẳng hoặc trơn, đường cong đều theo một hướng, gọi là chuyển động tầng (laminar). Khi trên lớp không khí này, ma sát giữa không khí lớn và mặt đất tạo thành lốc và xoáy và không khí di chuyển động hỗn loạn, quanh co, lên xuống bất thường gọi là chuyển động rối, tiêu biểu bằng mặt cắt đường dòng và gió giật với sự rối loạn lớn. Đây là lớp biên hành tinh, ở đây chuyển động rối là lớn phụ thộc vào độ gồ nghề của bề mặt và sức mạnh của gió. Sự đối lưu do ma sát rối là cơ chế chủ yếu cho những tính chất tồn tại và di chuyển của không khí, giống như hơi nước, động lượng, nhiệt, CO2 đi xa khí quyển, hoặc hướng về bề mặt đất. Cường độ xoáy càng lớn càng ảnh hưởng đến sự phân tán hay khuyếch tán của phần tử hơi nước vào khí quyển. Quá trình có những đặc tính này vận chuyển qua một chất lỏng được gọi là sự khuyếch tán. Trong tầng lớp biên gần với bề mặt vận chuyển thẳng đứng theo dạng khuyếch tán phần tử, trong khi ở quy mô lớn với gió thổi trên bề mặt khuyếch tán rối tự nhiên trở nên rất quan trọng và sẽ là nguyên nhân chủ đề thảo luận phần sau. Thông lượng thẳng đứng của thực thể này (s) trên một khoảng ccách thẳng đứng (z) tương đương với gradent tập trung (ds/dz): dz ds KFlux  (4.6) Nhân tố tương đương K được gọi là hệ số vận chuyển rối (hoặc đôi khi gọi là khuyếch tán xoáy rối). K không phải là hằng số mà biến đổi theo kích thước các xoáy và khoảng cách trên bề mặt. Các giá trị điển hình từ 10-5m2s-1 (gần đến bề mặt) đến 10+2m2s-1 (Grance, 1983). Vì giá trị này phụ thuộc nhiều vào đặc điểm của chuyển động rối hơn là thực thể riêng biệt của chuyển động. Các nhà khí tượng thường sử dụng giả thiết đơn giản, gọi là ‘Quy tắc tương đương’, cho rằng các thực thể khác nhau vận chuyển với điều kiện tương đương nhau nên giá trị K luôn bằng nhau. Sự xáo trộn rối trong lớp biên làm cho không khí đồng nhất, vì nó mang đặc tính khí quyển từ nơi tập trung cao đến nơi tập trung thấp (như nhiệt và hơi nước) và vì vậy làm cho chúng cân bằng tại tất cả các độ cao. Do vậy, hơi nước công thêm vào đáy lớp biên bằng bốc hơi sẽ phân tán và khuyếch tán ở trên, gradient lượng ẩm của không khí cao nhất tại bề mặt đất và thấp nhất tại đỉnh của lớp xáo trộn rối. Vì cường độ xáo trộn không đổi, khi tăng tốc độ bốc hơi sẽ thấy rõ sự tăng gradient ẩm trong lớp biên. Tương tự, với tốc độ bốc hơi không đổi, sự biến đổi của gradient ẩm sẽ thay đổi lại cường độ xáo trộn. Theo đó, có thể xác định được tốc độ bốc hơi từ bất cứ bề mặt nào nhờ gradient ẩm và cường độ xáo trộn rối. Lượng ẩm và tốc độ giá cần được đo đạc tại hai độ cao tối thiểu được biết trong lớp xáo trộn. Thông lượng thẳng đứng của một thực thể, T, giữa độ cao a và b có thể xem xét trong mối liên hệ ràng buộc sau: 100 a ba r TT Flux   (4.7) ở đây ra là hệ số khí động lực hoặc sự cản (resistance) lớp biên (   b a a dzKr /1 ), nghĩa là đo được sự ràng buộc tính bằng hơi nước di chuyển ra ngoài bề mặt của thực vật vào khí quyển xung quanh. Độ xáo trộn gần như liên hệ với vận tốc gió và bề mặt gồ ghề, mặc dầu ma sát rối này có thể tăng do rối đối lưu nơi có gradient thích hợp ở nhiệt độ không khí trung bình đi ra khỏi bề mặt bốc hơi. Lượng xáo trộn đối lưu phụ thuộc vào tính ổn đinh của khí quyển, nó được kiểm soát bởi gradient nhiệt độ thẳng đứng của không khí - tốc độ giảm áp môi trường - ERL (xem mục 2.1.1). Nếu ERL tương tự với tốc độ giảm áp đoạn nhiệt khô, DALR (khoảng 0.98oC trên 100m) một phần tử không khí vận chuyển đi lên (hoặc đi xuống) do rối sẽ làm thay đổi nhiệt độ không khí và do đó mật độ thay đổi tương tự trong không khí xung quanh. Đây được gọi là ổn định phiếm định và rối vận chuyển do tác động đối lưu, v..v dựa vào gradient áp suất ngoài. Những điều kiện này có xu hướng xuất hiện xung quanh thời gian mặt trời mọc và lặn và ngày âm u và trời đầy mây (Grace, 1983). Mặt khác, nếu gradient nhiệt độ thẳng đứng của không khí khác với DALR, khi đó có thêm rối ảnh hưởng đến đối lưu tự do. Dựa vào profil nhiệt độ thẳng đứng này có thể tăng (điều kiện bất ổn định) hoặc giảm (điều kiện ổn định) tổng vận chuyển rối. Dưới các điều kiện bất ổn định (ELR>DARL) một phần tử không khí đi lên làm lạnh chậm hơn ELR và vì vậy nó nhẹ hơn không khí xung quanh và tiếp tục đi lên. Trong những điều kiện này sự di chuyển thẳng đứng của các xoáy được gia tăng. Ngược lại, trong điều kiện ổn định phần tử không khí làm lạnh nhanh hơn không khí xung quanh và vì vậy chuyển động thẳng đứng bị giảm đi. Tính ổn định của không khí thuờng thay đổi vào ban ngày; ELR tăng suốt ngày, đạt đến giá trị cực đại vào đầu giờ chiều. Kết hợp với hoạt động của đối lưu và tăng tính nổi của không khí cùng với tăng cường độ rối và độ sâu lớp biên hành tinh từ 1-2 km. Ngược lại, vào ban đêm, mặt đất lạnh đi và điều kiện giảm áp thường được thay thế bằng nghịch nhiệt. Điều này làm giảm tính nổi của không khí, ẩm ướt làm giảm hoạt động đối lưu cho đến khi khử được hiệu ứng chuyển động rối không khí vào những đêm trời yên tĩnh, hầu hết xảy ra dòng chảy tầng. 4.3 Ước tính bốc hơi Mặc đầu bốc hơi rất quan trọng trong vòng tuần hoàn nước, rất khó để đo dạc và tính toán và nó là thành phần quan trọng nhất trong cân bằng nước để xác định độ chính xác (Oliver, 1983). Không như một số biến thủy văn khác, như dòng chảy hay mưa có thể đo trực tiếp lượng bốc hơi nói chung được đo gián tiếp. Một số phương pháp trực tiếp đã được phát triển và sẽ được đề cập dưới đây, nhưng chúng không được sử dụng rộng rãi bên ngoài môi trường nghiên cứu. Có hai phương pháp lớn để đo sự bốc hơi (Shuttleworth, 1993). Cách tính đơn giản và dễ nhất bao gồm đo đạc sự mất nước lỏng tại bề mặt và cách tính phức tạp hơn gần đây là dùng phương pháp thông qua thông lượng hơi nước thẳng đứng. 101 4.3.1 Sự mất nước lỏng-phương pháp đo bốc hơi đơn giản Có vài phương pháp truyền thống để đo sự mất nước lỏng (ví dụ Shaw, 1994). Mỗi phương pháp đều có ưu điểm và hạn chế của nó. Thiết bị đo bốc hơi gồm một bể nhỏ đầy nước mà từ đó nước bốc hơi qua một vật chất xốp tương tự như một bề mặt bốc hơi. Sự mất nước bề mặt ẩm cho ta dấu hiệu về sức làm khô không khí, nhưng kết quả này không thay đổi theo độ sâu của sự mất nước trên bề mặt đất. Một đo đạc hữu ích có thể đưa ra từ sự bốc hơi thường được gọi là “pan”, một thùng nước để ngoài trời. Bằng việc đo đạc thường xuyên sự thay đổi các mực nước và bằng việc hiệu chỉnh mưa và đối với bất cứ nước thêm vào hay chuyển đi (để giữ mực nước ở một phạm vi nào đó) sự mất nước do bốc hơi có thể được xác định (WMO, 1994). Do chế tạo và hoạt đông đơn giản của chúng, thùng bốc hơi pan được sử dụng rộng rãi và có trên 20 loại khác nhau trên thế giới. Một số thùng bốc hơi pan này, bao gồm cả loại được sử dụng rộng rãi nhất, ‘Class pan A’ c
Tài liệu liên quan