b) loại xâm nhập (do bình lưu đẳng mật độ)
5.2.Sơ đồ trao đổi nhiệt trong hệ thống đại dương khí quyển
nh thành tính chất biến động của quá trình tương tác đại dương và Sự phân hóa không gian của các dòng nhiệt và ẩm, tức sự phân bố rất không đồng đều của chúng trên mặt các đại dương, có ý nghĩa đặc biệt trong tương tác qui mô lớn. Bên cạnh những thủy vực rất rộng lớn, ở đó trao đổi nhiệt và ẩm gần giống với giá trị trung bình vĩ tuyến, người ta lại nhận thấy có những vùng mà cường độ của các quá trình này tỏ ra mạnh mẽ hơn nhiều. Những vùng như vậy được V.V. Timonov gọi là các ổ tương tác của đại dương và khí quyển. Về sau này G.I. Marchuk định nghĩa chúng là các đới tích cực năng lượng của đại dương và hình thành quan niệm đới tích cực năng lượng đại dương, theo quan niệm này các đới tích cực năng lượng đóng vai trò then chốt trong tương tác qui mô lớn và, như một hệ quả, trong vấn đề dự báo thời tiết dài hạn và những dao động khí hậu chu kì ngắn.
Đương nhiên, trong nghiên cứu các quá trình tương tác đại dương và khí quyển, thì câu hỏi khí quyển tác động tới đại dương và ngược lại đại dương ảnh hưởng tới khí quyển như thế nào là một câu hỏi quan trọng. Sự tác động của khí quyển biểu lộ chủ yếu dưới dạng động lực (cơ học), tức ở hình thức truyền xung lượng cho đại dương, và một phần ở hình thức các dòng nhiệt và chất (giáng thủy, ngưng tụ trong lớp sát mặt nước). Vì vậy, chuyển động trong đại dương, trừ một ít ngoại lệ, có thể xem là kết quả tương tác động lực của khí quyển. Những chuyển động đó gồm: sóng gió, rối ở các lớp trên và bên trong đại dương, các dòng chảy trôi.
Dòng năng lượng từ khí quyển cấp cho các chuyển động đại dương diễn ra trong các qui mô khác nhau. Ở đây R.V. Ozmiđov phân chia ra ba dải chính trong đó xung lượng của khí quyển được truyền cho đại dương: sóng gió (101 m), dao động quán tính (104 m), xoáy synop (106 m).
Còn về ảnh hưởng ngược lại của đại dương lên khí quyển, trước hết đó là tác động nhiệt và sau đó một phần là tác động cơ học. Vì nhiệt dung nước lớn hơn nhiều so với nhiệt dung không khí, đại dương tích lũy bức xạ mặt trời sóng ngắn chủ yếu ở lớp dày khoảng chục mét bên trên, và cũng chủ yếu ở vùng vĩ độ thấp. Phần lớn lượng nhiệt này được hệ thống dòng chảy kinh
hướng vận chuyển lên các vĩ độ trung bình và vĩ độ cao và ở đó đại dương truyền nhiệt cho khí quyển. Nhìn chung gần 60 % toàn bộ nhiệt năng đại dương cấp cho khí quyển thông qua bốc hơi. Phần còn lại thông qua sự phát xạ hiệu dụng và trao đổi nhiệt rối.
Do tính ỳ của các quá trình thủy văn, sự tác động của đại dương lên khí quyển biểu lộ chủ yếu thành những dị thường thời tiết dài hạn cũng như ở sự hình thành và biến đổi khí hậu hành tinh. Về ảnh hưởng quyết định của đại dương tới sự hình thành khí hậu đã được biết từ lâu. Một thí dụ điển hình là những tính chất của khí hậu đại dương, so với khí hậu lục địa khí hậu đại dương có biên độ ngày và biên độ năm của nhiệt độ không khí nhỏ, độ ẩm cao, nhiều mây và lượng mưa tăng. Còn về vai trò của đại dương trong sự biến động của khí hậu hành tinh thì chúng ta biết ít hơn nhiều. Rất nhiều nghiên cứu theo hướng lí thuyết và thực nghiệm hiện nay chính là nhằm vào hướng này.
5.2. Sơđồ trao đổi nhiệt trong hệ thống đại dương - khí quyển quyển
Hệ thống đại dương - khí quyển là một bộ phận hợp thành và có lẽ là bộ phận hợp thành quan trọng nhất của hệ thống khí hậu. Hệ thống khí hậu là tập hợp các quyển của hành tinh - khí quyển, đại dương quyển, thạch quyển, băng quyển và sinh quyển- tương tác qua lại và trao đổi vật chất và năng lượng với nhau.
Đầu tiên ta xét những đặc điểm hình thành quá trình trao đổi nhiệt toàn cầu (lấy trung bình đối với Trái Đất nói chung) trong hệ thống khí hậu. Xét theo nghĩa nhiệt động lực thì hệ thống khí hậu là hệ thống mở, vì nó liên tục trao đổi nhiệt với không gian vũ trụ.
Tại biên trên của khí quyển, thường qui ước đó là độ cao H 30km, có một dòng bức xạ mặt trời sóng ngắn bằng 1368 W/m2 đi tới và đại lượng này được gọi là hằng số mặt trời. Ta chấp nhận đại lượng này làm 100 % và
sẽ ước lượng tất cả các dòng nhiệt trong hệ thống khí hậu thành các bộ phận của hằng số mặt trời (hình 5.1). Từ hình này thấy rằng, albeđô của hệ thống Trái Đất - khí quyển bằng 28 %, đây chính là lượng phát xạ sóng ngắn được phản xạ trở lại khoảng không vũ trụ (do mây - 19 %, tán xạ phân tử và zôn khí - 6 %, phát xạ từ mặt đệm - 3 %). Một phần bức xạ mặt trời đi xuống (25 %) được hấp thụ trong khí quyển, trong đó ôzôn tầng bình lưu hấp thụ 3 %, hơi nước và các tạp chất - 17 %, mây - 3 %. Phần còn lại (47 %) được hấp thụ bởi các lớp mặt của Trái Đất, trong đó hầu như chủ yếu là Đại dương Thế giới hấp thụ dưới dạng các dòng trực xạ và tán xạ. Chính là ở đây có sự khác biệt căn bản giữa các lớp mặt của đại dương và của lục địa, vì nhiệt dung của đại dương nhiều lần cao hơn so với của lục địa.
Tất cả những dòng nhiệt đã xét ở trên tập trung trong phần phổ sóng ngắn (nhìn thấy). Trong hệ thống khí hậu cũng cần tính đến cả các dòng bức xạ sóng dài do đại dương và khí quyển tự phát xạ. Dòng phát xạ sóng dài từ mặt đệm trực tiếp vào khoảng không vũ trụ bằng 5 %, còn vào khí quyển - 110 %, trong đó phần áp đảo (105 %) bị hấp thụ bởi hơi nước, khí cacbonic, mây và các tạp chất khác. Đồng thời khí quyển cũng phát xạ cả vào vũ trụ (67 %) và xuống mặt đất (96 %). Từ đây thấy rằng dòng bức xạ sóng dài tổng cộng vào khoảng không vũ trụ bằng 72 %, còn tại biên phân cách của hệ thống Trái Đất - khí quyển nó bằng 14 % và hướng lên trên.
Như vậy, dễ dàng thấy rằng tại biên trên của khí quyển quan sát thấy sự cân bằng: tổng các dòng bức xạ đi tới và đi khỏi bằng không và do đó, hệ thống khí hậu nằm trong trạng thái cân bằng nhiệt. Dĩ nhiên, ranh giới phân cách giữa khí quyển và mặt đệm cũng phải nằm trong trạng thái cân bằng nhiệt. Nhưng muốn vậy cần phải sao cho từ mặt đệm có 33 % nhiệt năng được truyền vào khí quyển dưới dạng các dòng nhiệt và hơi nước do rối.
Đặc điểm quan trọng nhất của sơ đồ trao đổi nhiệt toàn cầu đã xét ở trên là tất cả các dòng năng lượng chỉ có hướng thẳng đứng: một số dòng hướng xuống dưới, một số dòng khác hướng lên trên. Vì vậy khi chuyển từ qui mô lấy trung bình toàn cầu sang qui mô địa phương thì sơ đồ trao đổi nhiệt sẽ phức tạp hơn rất nhiều.
Hình 5.1. Sơđồ cân bằng nhiệt năm trung bình của hệ thống khí hậu Trái Đất
Bây giờ trong hệ thống đại dương - khí quyển ta tách ra một thể tích tùy ý (hình 5.2) giới hạn phía dưới bởi đáy đại dương, phía trên bởi ranh giới trên của khí quyển. Ký hiệu dòng bức xạ sóng ngắn đi tới ranh giới trên của khí quyển là , dòng phản xạ là , còn phát xạ sóng dài thoát vào khoảng không vũ trụ là . Khi đó, dòng bức xạ kết quả bằng
a Q Ca a J a a a a Q J C R .
Tương tự như vậy, có thể biểu diễn các dòng bức xạ tại mặt đại dương: dòng bức xạ sóng ngắn đi từ trên xuống tới mặt đại dương, dòng phản xạ từ mặt đại dương, 0 Q C0 0
J phát xạ sóng dài, gọi là phát xạ hiệu dụng. Dòng bức xạ tổng cộng bằng 0 0 0 0 Q J C R .
Do hiệu nhiệt độ giữa các lớp nước và không khí tiếp xúc, khi có gió sẽ xuất hiện một dòng nhiệt tiếp xúc (dòng hiển nhiệt), đặc trưng cho trao đổi nhiệt rối Φ. Nếu nhiệt độ nước cao hơn nhiệt độ không khí (T 0), thì dòng nhiệt hướng lên khí quyển, trường hợp ngược lại - hướng xuống đại dương.
Hình 5.2. Sơđồ trao đổi
nhiệt đối với một thể tích
bất kì trong hệ thống đại
dương - khí quyển
Ngoài ra, do chênh lệch độ ẩm giữa mặt đại dương và lớp khí quyển sát mặt nước, sẽ xuất hiện một dòng ẩn nhiệt liên quan tới sự chuyển pha ẩm ở mặt đại dương. Trong trường hợp chênh lệch độ ẩm dương (q0) dòng ẩn nhiệt sẽ hướng lên khí quyển và được gọi là mất nhiệt cho bốc hơi LE. Nếu chênh lệch độ ẩm âm (q0) sẽ xảy ra ngưng tụ hơi nước từ không khí và dòng ẩm sẽ hướng xuống mặt đại dương. Thí dụ điển hình về sự ngưng tụ là sương mù. Tuy nhiên, hiệu ứng này mang đặc điểm địa phương. Nếu đem chia LE cho nhiệt lượng hóa hơi L, ta nhận được giá trị của lượng bốc hơi.
Nếu thể tích được tách ra nằm ở các vùng cực, thì tại mặt đại dương có thể xảy ra sự chuyển pha nước thành băng và ngược lại. Lượng nhiệt tỏa ra khi tạo băng (khi tan băng cùng một lượng nhiệt này bị hấp thụ) bằng
M
Lc , trong đó nhiệt lượng tinh thể hóa,
b
Lc M khối lượng băng
được tạo thành hay bị tan. (adsbygoogle = window.adsbygoogle || []).push({});
Vì tổng đại số các dòng nhiệt qua mặt đại dương thường không bằng không, nên phải tồn tại một dòng nhiệt thẳng đứng B giữa mặt đại dương và các lớp sâu hơn của nó. Trong đó nếu lớp mặt đại dương được sưởi ấm, thì
dòng nhiệt hướng xuống sâu và ngược lại.
Cuối cùng, từ bên trong Trái Đất luôn có một dòng nhiệt (địa nhiệt) D
đi qua đáy vào đại dương. Tất cả những dòng này có hướng thẳng đứng. Tuy nhiên đồng thời với chúng còn quan sát thấy những dòng năng lượng theo phương ngang. Thí dụ, trong khí quyển có sự vận chuyển nhiệt qua các mặt bên bởi hoàn lưu khí quyển trung bình (dòng nhiệt bình lưu) và bởi quá trình xáo trộn cuộn xoáy (dòng nhiệt rối).
Cơ chế trao đổi nhiệt qua các mặt bên tương tự như vậy cũng diễn ra trong đại dương. Đó là sự vận chuyển (bình lưu) nhiệt bởi các dòng chảy và sự trao đổi nhiệt rối trong phương ngang.
Sự tương tác của các dòng nhiệt theo phương ngang và phương thẳng đứng dẫn tới những biến đổi theo thời gian của enthalpy (trữ lượng nhiệt) của khí quyển và đại dương, ngoài ra những biến đổi này được xem là dương khi khí quyển và đại dương nóng lên và âm khi khí quyển và đại dương bị lạnh đi.
Dĩ nhiên, trong số những dòng nhiệt đã liệt kê không phải tất cả có cùng ý nghĩa như nhau. Thí dụ, thường người ta bỏ qua dòng qua đáy đại dương. Những quá trình tỏa và thu nhiệt trong hoạt động sinh hóa, sự tiêu tán cơ năng của các dòng chảy thành nhiệt và một số quá trình khác thường có tính chất địa phương, vì thông thường giá trị của các dòng này nằm trong phạm vi sai số phép đo hoặc tính toán các thành phần chính của cân bằng nhiệt.