Vai trị lớp khí quyển tầng thấp đối với khí quyển
Chúng ta biết rằng trái đất là một trong chín hành tinh của hệ mặt trời. trái đất quay quanh mặt trời với khoảng cách trung bình là 149,6. 106
km [2]. Trái đất có thể coi là một hệ thống kín về mặt hóa học, nó tiếp thu năng lượng từ Mặt trời đưa tới nhưng trong phạm vi so sánh với khối lượng chung của nó là 5,98.1024 kg thì khơng hề có sự trao đổi vật chất với các vùng xung quanh. Với bán kính 6370 km và tỷ trọng 5520 kg/m3, Trái đất cũng như các hành tinh khác trong hệ mặt trời như sao Hỏa, sao Thổ, sao Kim… là một trong những hành tình tương đối nhỏ trong Thái dương hệ. Trong đó sinh quyển được hiểu là nơi
tồn tại của sinh vật sống, bao gồm cả địa quyển, thủy quyển và khí quyển [1, 3, 4, 5, 29].
Trong đó khí quyển là lớp khí bao phủ xung quanh tầng thấp trái đất, có khối lượng 5,16.1021
kg, nhỏ hơn 1/1000 trọng lượng trái đất [4]. Dưới tác dụng của lực hút trái đất, mật độ khơng khí lớn nhất ở lớp gần mặt đất. Theo chiều tăng của độ cao, mật độ giảm xuống (khoảng cách giữa các phân tử tăng lên). Dần dần mật độ khơng khí tiến gần đến mật độ của khơng gian vũ trụ (ở độ cao trên 2000 km). Trong tổng cộng khối lượng của khí quyển 5,16.1021
kg thì khoảng 50% khối lượng ở trong bề dày cách mặt đất 5 km và 75% nằm trong lớp dày đến 10 km và 90% đến 16 km [3, 109].
Khí quyển có tác dụng duy trì sự sống trên Trái đất, ngăn chặn những tác động độc hại của các tia tử ngoại gần (𝜆 < 300 nm), các bức xạ nhìn thấy (𝜆 = 400 ÷ 800 𝑛𝑚), tia hồng ngoại gần (𝜆 < 2500 𝑛𝑚) và sóng radio (𝜆 = 0,10 ÷ 40 𝑚) đi vào trái đất [3]. Khí quyển đóng vai trò quan trọng trong việc giữ cần bằng nhiệt lượng của trái đất thơng qua q trình hấp thụ tia phát xạ từ mặt trời tới và phản xạ tia nhiệt từ mặt đất lên. Thành phần chủ yếu của khí quyển ở gần tầng thấp Trái đất gồm nitơ (N2), ôxy (O2), cacbonic (CO2), hơi nước (H2O) và một số khí khác như acgon, hêli, nê-ơn, ơzơn, mêtan, hiđrơ…với hàm lượng rất nhỏ. Khí quyển là nguồn cung cấp O2 và CO2 cần thiết cho sự sống trên trái đất, cung cấp nitơ cho quá trình cố định đạm ở thực vật hay sản xuất phân đạm cho nơng nghiệp. Hơn nữa, khí quyển cịn là mơi trường để vận chuyển nước từ đại dương vào đất liền, tham gia vào q trình tuần hồn nước. Cùng với quá trình sống sinh hoạt và các hoạt động lao động sản xuất công nghiệp, nông nghiệp…con người liên tục thải nhiều chất ô nhiễm vào khí quyển, làm mơi trường khí quyển bị biến đổi theo chiều hướng tiêu cực.
Trong khí quyển, chúng ta đặc biệt quan tâm tới tầng khí quyển thấp nhất – tầng đối lưu. Bởi sự sống của con người và của nhiều loài sinh vật diễn ra trong đó. Giữa các tầng trong khí quyển có sự khác biệt cơ bản về cấu trúc và
các đặc điểm lý hóa đặc trưng. Trong tầng đối lưu nhiệt độ hạ dần theo độ cao, với gradient nhiệt thay đổi khoảng 6o
- 7o trên mỗi km độ cao. Trong tầng đối lưu ln có hơi nước, mây, mưa, tuyết, sương mù… gió trong tầng đối lưu trên các vĩ độ vừa và cao chủ yếu có hướng tây và càng lên cao cường độ gió càng tăng, đạt giá trị cực đại ở gần giới hạn trên của tầng đối lưu. Áp suất khơng khí giảm mạnh theo độ cao, ở độ cao 5 km, áp suất cịn lại ½, ở độ cao 10 km là ¼ so với mặt đất [4, 5].
Độ cao của giới hạn trên tầng đối lưu không ổn định, nó phụ thuộc vào mùa trong năm và đặc tính của các q trình khí quyển. Sự gia tăng của giới hạn trên tầng đối lưu quan sát thấy từ mùa đông đến mùa hạ và từ hai cực về xích đạo. Theo dõi sự biến đổi của các đối tượng trong khí quyển, nhằm đánh giá tình trạng khí quyển, đề tìm ra quy luật biến đổi và dự báo tình trạng khí quyển trong thời gian tiếp sau là một nhiệm vụ của nhiều ngành khoa học khác nhau với mục đích theo dõi và nghiên cứu khác nhau.
Tƣơng tác giữa năng lƣợng bức xạ mặt trời và quá trình biến đổi của lớp son khí tầng thấp.
Nguồn cung cấp năng lượng ở hầu hết các quá trình và các hiện tượng trong khí quyển là nhiệt lượng từ mặt trời đi tới khí quyển và bề mặt trái đất dưới dạng năng lượng bức xạ. Năng lượng mặt trời làm chuyển động các khối khí mang theo hơi nước đảm sự tuần hoàn của nước trong tự nhiên, hun nóng tầng thấp và bề mặt trái đất. Nhiệt 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 bức xạ mặt trời cho trái đất ánh sáng ban ngày và là nguồn gốc của mọi hiện tượng tự nhiên có liên quan tới bức xạ của mặt trời [3, 4].
Năng lượng tia mặt trời do mặt trời tỏa ra gọi là bức xạ mặt trời. Nó truyền đi dưới dạng sóng điện từ với tốc độ 3,112. 108
m/s trong khí quyển. Khí quyển trái đất nhận năng lượng bức xạ đó tổng cộng trong suốt một năm trung bình vào khoảng 1,3.1024
lớp băng dày 36 m phủ kín tồn bộ địa cầu ở nhiệt độ 00C. 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 0,1 – 0,4 µm, bức xạ nhìn thấy và bức xạ hồng ngoại với độ dài bước sóng từ 0,76 µm – 4,0 µm [5].
Bức xạ mặt trời đến mặt đất dưới dạng tia trực tiếp và các bức xạ khuếch tán (do tán xạ từ các thành phần của khí quyển) [4]. Bức xạ đến một cách trực tiếp từ mặt trời dưới dạng các chùm tia song song gặp bề mặt trái 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 cực đại vào lúc giữa trưa địa phương.
Bức xạ mặt trời bị tán xạ nhiều lần trong khí quyển gọi là bức xạ khuếch tán. Bức xạ khuếch tán đến tầng thấp trái đất từ tất cả các hướng của phông trời. Cường độ bức xạ khuếch tán phụ thuộc vào độ cao mặt trời, độ trong suốt khí quyển, sự hiện diện của mây, son khí tầng thấp, đặc điểm phản xạ của mặt đệm, độ cao của điểm so với mực nước biển. Bức xạ khuếch tán tạo ra màu xanh da trời vào những ngày trời trong vào giờ bình minh hay hồng hơn màu sắc của tán xạ khuếch tán có màu đỏ vì sự tán xạ lúc này xảy ra trên đối tượng son khí gần tầng thấp dày đặc [10, 112].
Nguồn năng lượng đã rõ, vậy nguồn năng lượng này sẽ làm cho lớp son khí trong tầng đối lưu dịch chuyển như thế nào? Trong thực tế người ta chia ra làm hai loại là: chuyển động đối lưu nhiệt và chuyển động loạn lưu.
Chuyển động đối lưu nhiệt là sự chuyển dịch của 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 hay đại đa phần khối khí dưới thấp khi có thành phần là hơi nước ấm bốc lên khi vào các mùa lạnh hoặc vào thời gian ban đêm. Khi đó lớp khí nóng sẽ đi lên nhường chỗ cho lớp khí lạnh hạ xuống. Đối lưu có thể vươn
tới những lớp cao của khí quyển vì thế đó là cách trao đổi nhiệt hiệu quả từ mặt đệm đến các lớp khí quyển phía trên cao.
Loạn lưu được hiểu là chuyển động vô hướng của từng đám khơng khí nhỏ riêng biệt bên trong dịng chảy chung của khơng khí. Trong đó, các thành phần này của khơng khí thì đi lên, cịn thành phần kia thì hạ xuống, tạo thành các xốy theo phương đứng. Kết quả của nó là tạo nên sự trao đổi nhiệt theo hướng thẳng đứng. Dòng loạn lưu mạnh lên khi tốc độ gió tăng cường. Bản chất của quá trình đối lưu và loạn lưu là sự truyền nhiệt giữa khối khí nóng và lạnh.
Q trình hình thành son khí trong khí quyển
Thành phần son khí tự nhiên phổ biến nhất chính là hơi nước và các hạt được tạo thành từ quá trình luân chuyển nước trong khí quyển. Chúng ta tìm hiểu cụ thể hơn quá trình xuất hiện hơi nước và sự hình thành khói hay sương mù trong khí quyển. Khi có lượng nước xâm nhập vào trong khí quyển từ tầng thấp đệm hoặc dịch chuyển ngang từ một nơi nào tới sẽ có sự dịch chuyển lên trên, càng lên cao nhiệt độ khối khí giảm, khi chưa đạt tới điểm sương, chưa bão hịa và khối son khí chưa chuyển sang thể lỏng thì khối khí sẽ hạ xuống ~1o tính trên mỗi khi bị nâng lên thêm 100 m độ cao, tức là bằng với gradient nhiệt đẳng hướng 𝛾𝑘[4]. Ngược lại khi khối khí hạ thấp độ cao, khối khí bị nén lại và nóng lên theo gradient tương tự. Với khối khí đã bão hịa, q trình đó gọi là quá trình đoạn nhiệt ẩm, gradient đoạn nhiệt ẩm kí hiệu 𝛾𝑎 khác với gradien đoạn nhiệt khơ, có giá trị khơng ổn định mà thay đổi theo nhiệt độ ở trong khoảng 0o3 tới 0o9 trên mỗi 100 m độ cao. Đối với các quá trình đoạn nhiệt ẩm mùa hạ ở các lớp dưới của khí quyển sát bề mặt trái đất, đại lượng đặc trưng cho sự biến thiên là 𝛾𝑎 = 0o4 - 0o5, với mùa đông là 0o
7 - 0o9 trên 100 m độ cao, nhưng ở độ cao khoảng gần 7 - 9 km nó đạt tới 1o
/100 m [3, 5].
Trong q trình biến đổi của nước trong khí quyển có sự chuyển đổi qua lại giữa trạng thái khí, lỏng và rắn của nước. Q trình khí ẩm tạo thành giọt nước được gọi là quá trình ngưng kết. Quá trình biến đổi trực tiếp thành dạng
rắn dưới dạng tinh thể băng được gọi là quá trình đóng băng. Hai q trình trên xảy ra thường xun khi thỏa mãn cả hai điều kiện là đạt điểm sương và có tác nhân ngưng kết trong khí quyển. Để xảy ra sự hạ nhiệt độ có thể là q trình dịch chuyển lên cao của khối khí hoặc sự dịch chuyển của khơng khí nóng và ẩm đến mặt trải dưới tại bề mặt trái đất lạnh hơn hay do sự tỏa nhiệt mạnh của bức xạ sóng dài của khối khí tới bề mặt trái đất vào những đêm trời quang mây và thường xảy ra trên đất liền sẽ tạo nên các hạt sương ngay tại lớp khí quyển bề mặt và đọng trên các thảm thực vật mà chúng ta hay gọi là sương muối. Đối với tác nhân gây ngưng kết chúng ta có thể kể tới sự tham gia của các loại hạt rắn lơ lửng trong khí quyển: các hạt bụi, cát, gio, các phân tử muối…
Nước trong khí quyển khơng những chỉ chuyển tử trạng thái hơi sang lỏng hoặc rắn, mà cịn xảy ra các q trình ngược lại. Sản phẩm của sự ngưng kết và đóng băng do sự bức xạ nhiệt vào ban đêm, khi chuyển sang bang ngày, do sự đốt nóng của mặt trời chúng bắt đầu bốc hơi và lại trở về dạng hơi nước. Tuy nhiên phần lớn lượng hơi ẩm đã chuyển sang trang thái lỏng hoặc rắn từ hơi nước đều rơi xuống dưới dạng mưa, tuyết, hoặc mưa đá.
Trong khoảng độ cao dưới 5 km đóng góp của hơi nước và các hạt ngưng kết chủ yếu tồn tại ở dạng son kích thước nhỏ hoặc thể rắn là các hạt bụi hoặc các hạt nước nhỏ li ti do quá trình ngưng kết có sự tham gia của hơi nước. Tập hợp các giọt nước li ti hoặc các tinh thể băng rất nhỏ ở lớp khí sát mặt đất được gọi là sương mù, trong điều kiện đó tầm nhìn sẽ giảm rất mạnh. Với điều kiện lượng sương mù có mật độ thấp thì các hạt son thường có kích thước nhỏ và thưa lúc đó tầm nhìn xa bị hạn chế khơng đáng kể, trong trường hợp này trong thuật ngữ của ngành Khí tượng gọi là khói. Khi có khói chúng ta thấy khơng khí có màu phơn phớt bạc.
Khi có đủ điều kiện về hạt ngưng kết, nhiệt độ hạ tới điểm sương (𝜏) thì quá trình sương mù diễn ra. Như vậy, chúng ta có thể thấy có ba ngun nhân chính đưa tới sự hình thành sương hay khói trong lớp khí quyển thấp là: Q
trình hạ nhiệt độ do bức xạ nhiệt (sóng dài) vào ban đêm và những giờ gần sáng của lớp son khí gần về bề mặt trái đất, khi trời quang mây và chủ yếu xảy ra trên đất liền; hoặc là sự di chuyển của khơng khí nóng ẩm đến mặt đệm lạnh hơn; hay sự bốc hơi nước từ mặt nước ấm hơn so với khơng khí xung quanh đưa lên cao. Cùng với các nguyên nhân kể trên, một điều kiện không thể thiếu là phải tồn tại trong khơng khí các hạt ngưng kết và độ ẩm khơng khí cao gần mức bão hòa. Sự tạo thành sương mù bắt đầu khi độ ẩm tương đối gần đạt 100 % (khoảng 90 % - 95 % tại nhiệt độ trên 25oC, khoảng 80 % ở nhiệt độ dưới 25oC).
Tùy thuộc quá trình hình thành mà chúng ta chia ra thành 3 loại sương mù sau: mù bức xạ (mù lục địa), mù bình lưu và mù bốc hơi (mù đại dương). Mù bức xạ (mù lục địa) đặc trưng cho loại mù hình thành trên đất liền thường được tạo ra vào ban đêm vào những giờ gần sáng trong thời kỳ trời ít mây, ví dụ vào các đêm mùa đơng ở Việt Nam. Loại mù này có bề dày và độ đậm đặc không lớn, theo hướng thẳng đứng đôi khi chúng ta vẫn thấy màu xanh da trời. Thơng thường mù bức xạ hình thành ở nơi hơi thấp so với mặt bằng xung quanh và chỉ phát triển ở độ cao 1 - 2 m trên bề mặt trái đất. Và đặc điểm là mù bức xạ khơng tồn tại lâu. Có thể tạo thành vào thời gian đêm về sáng thì vào điều kiện ban ngày khi bức xạ mặt trời tăng cao, lớp mù này sẽ khuếch tán vào không trung theo mức tăng của nhiệt độ khơng khí và dịch chuyển lên độ cao lớn hơn. Tuy nhiên về mùa đông, ở một số nơi loại mù này giữ được nhiều ngày liên tục.
Mù bình lưu thường gặp trên các vùng ven biển và đại dương và cả trên các dải đất ven biển. Khác với mù bức xạ, loại này có độ bền vững cao, bề dày theo phương thẳng đứng lớn, diện tích lan tỏa rộng và quan sát thấy khi tốc độ gió nhỏ hơn 10 m/s. Loại mù này làm giảm tầm nhìn đáng kể. Gần bờ biển mù bình lưu được hình thành khi có khơng khí từ biển nóng ẩm hơn trườn lên đất liền, gặp lạnh trên đất liền mà ngưng kết tạo thành. Quá trình hình thành này diễn ra chậm chạp và thường thấy vào mùa thu và mùa đơng. Ví như loại sương
mù hình thành trên lớp khí quyển gần mặt đất ở vùng bờ biển đông Châu Phi và bờ biển Nam Mỹ. Mù bình lưu có thể hình thành trong điều kiện khác là trên các hải lưu lạnh Bengin và Peru, do chuyển động của khơng khí nóng ẩm từ các lục địa đến. Sương mù bình lưu thường gặp nhiều ở nơi có các hải lưu nóng và lạnh chảy sát nhau hoặc hịa lẫn với nhau, trong điều kiện lý tưởng ấy mù hình thành rất mãnh liệt. Như ở Đại tây dương vùng mây dày nhất gần Niufaundlan, nơi gặp nhau của hải lưu lạnh Labrador với hải lưu nóng Golfstrim. Hàng năm ở đây xảy ra đến 80 ngày sương mù, trong mùa nóng q trình hình thành mù bình lưu diễn ra rõ nét hơn vào mùa lạnh. Nơi thường xuyên gặp mù dày đặc là vùng biển của các nước Bắc Âu của Đại tây dương như bờ biển nước Anh, Đức, Hà lan, miền nam của Skandinavo và ở vịnh La-mans [56].